（一）土壤水分的形态与土壤水分常数

    土壤水有固态、液态和气态三种形态。固态水只有在土壤冻结时才存在；气态水是存在于土壤孔隙中的水汽，含量很少；液态水是土壤水分的主要形态，与作物生长发育最为密切。液态水按其运动特性又可分为吸湿水、膜状水和毛管水。

    1．吸湿水被风干土壤所吸附在土粒表面的水汽分子，称为吸湿水。在水汽他和的空气中，土壤吸湿水达最大数量，称为吸湿系数。土壤质地越细，土粒的表面能越大，吸湿系数也越大。不同质地土壤的吸湿系数如表3-1所示。

    吸湿水所受到的分子引力很大，可达1．013×109千帕左右；厚度极小，无溶解能力。只有在105℃以上的高温下才转化为气态水时才会移动，所以对作物生长一般没有多大意义。

    2．膜状水在土粒吸湿水层的外面仍可再吸附液态的水分子而形成水膜，这种土壤水分称为膜状水。当膜状水达到最大数量时，称为土壤的最大分子持水量。

    膜状水受表面张力的作用能缓慢地从水膜厚的地方向水膜薄的地方移动，一般移动速度为0．2～0．4毫米/小时。

    土粒对膜状水的吸力在6．33×105～31．4×105帕之间。而一般作物根毛的吸水力仅相当于15．20×105帕，所以膜状水中吸力大于15．20×105帕的那部分水分，作物是不能吸收利用的，为无效水。可利用的仅是吸力小于15．20×105帕的那一部分，但由于移动非常缓慢，常在可利用的膜状水消耗完以前，作物就因缺水而发生凋萎。当作物发生永久性凋萎时的土壤水分含量，即称为凋萎点或凋萎系数，表3－2给出华北平原几种土壤的凋萎系数及其他水分常数。

    3．毛管水毛管水是由毛管孔隙中水分弯月面的毛管力所保持的水分。土壤孔隙的毛管作用，因孔隙直径大小而有所不同。当孔隙直径大于8毫米时无毛管现象；直径由8毫米降止0．1毫米时，毛管现象便逐渐表现出来；毛管直径为0．1～0．001毫米范围内时，毛管作用最明显。孔径小于0．001毫米时，则土壤孔限为膜状水所充满，则不起毛管作用。

    土粒对毛管水的吸力在0．081×105～6．33×105帕之间。毛管水全部可供作物吸收利用，有溶解养分的能力，受毛管力的影响也可以上下左右移动，不断满足作物的需要。所以，毛管水是作物最有效的土壤水分。依其存在状态，毛管水又可分为毛管上升水和毛管悬着水。

    在接近地下水面的土壤中，地下水措毛管作用可以上升而进入土壤，这种活毛管上升的水分称为毛管上升水。所以在地下水位高的下湿地区，地面经常湿润，或昼干夜潮。土壤的种类不同，毛管上升水所能上升的高度亦有所差别，在黄土地区一般最高可达200厘米以上。在降雨或灌溉之后借毛管力保持在土壤中的水分，称为毛管悬着水。其特点是下面不与地下水相联系，在一段时间内，同下面的干土层有明显的界限。毛管悬着水达到最大数量时称为田间持水量或田间最大持水量。田间持水量也与土壤质地有关，质地越细，田间持水量越大。

    4．重力水进入土壤的水分超过土壤所能保持的田间持水量时，那些超出的水分因受重力作用沿较大的孔隙向下渗透。这种受重力作用而下渗的水分即称为重力水。

    重力水虽然能为作物利用，但很快就会渗到根系范围以外，所以对作物持续供应水分的用处不大。在地下水位较高的地方，重力水最后将转入地下水。在地下水位很低的地区，重力水在不断下渗的过程中将逐渐转化为毛管悬着水或膜状水而被保留在土层的深处。当土壤为重力水所饱和时，即土壤全部孔隙都充满水分时，其土壤含水量称饱和含水量。

    （二）土壤含水量的测定和表示方法

    土壤含水量又称土壤含水率、土壤湿度等，它是衡量土壤含水多少的一种数量概念。

    1．土壤含水量的测定方法土壤含水量一般采用烘干法测定。在105～110℃的温度下用烘箱烘干土称重，在不具备此条件时，也可采用酒精燃烧失水计算土壤含水量。计算公式为

    有时在野外不具备上述条件的地方，也可根据手摸看土壤的湿度情况和土壤的可塑性等，粗略估计土壤含水量，见表3－3所示。

    2．土壤含水量的表达方式除前述以水重百分数表达的重量百分率法外，土壤含水量还有以下几种表示方法：

    （1）体积百分率法即以土壤水分体积与土壤体积之比表达，它便于直接算出土壤中所含水量的容积，常用土壤含水量（重量，％）换算，计算公式为：

    （2）以相对百分数表示土壤的含水量一般常用相对百分数表示土壤水分的含量。它是指土壤的含水量占某种水分常数（如田间持水量）的百分数，因此又称为相对含水量。例如，某一土壤的田间持水量为24％（重量含水量，％），所测土壤当时的自然含水量为16％，其土壤水分含量如以相对含水量表示，则计算公式如下：

    即当时的土壤水分含量占田间持水量的百分数为66．6％，这是一种相对含水量的表示方法。作物一般以土壤水分占田间持水量的60％～80％时生长最好。

    （3）以土壤吸力表示土壤水分的状态干燥的土壤对土壤水分的吸力强，湿润的土壤对水分的吸力弱，所以用土壤对水分吸力的大小，在一定范围内可以表示土壤水分的状态和土水势。土壤吸力一般用大气压表示。干燥土壤的吸水极强，可达几千甚至上万个大气压，为了书写方便起见，一般用与大气压相当的水柱高度的厘米数（负值）对数来表示，称pF。表3-4是土壤水分达到主要常数值时的吸力、水势及PF的对照表。

    （三）土壤水分特征曲线

    如果用原状土样，测定其不同含水量时的土壤水吸力的相应值，并绘制成曲线，称为土壤水分特征曲线。它能表示土壤水的能量指标与数量指标之间的关系。图3－1为几种不同质地土壤水分特征曲线。从图3－1中可以分析土壤含水量与该含水量时土壤水所受的吸引力。

    如当土壤水分含量为20％时，沙土与壤土对土壤水分的吸力仅分别为0．2巴与1．2巴，小于作物对水分的吸力（约15巴），在沙土或壤土中，这一含水量的水分，作物是可以吸收利用的水分。但黏土在此种含水量条件下，土壤吸力却高达50巴以上，远远超出作物对水分的吸力，属作物无法吸收利用的无效水分。所以，利用土壤水分特征曲线可以分析土壤水数量与植物利用的关系。

    （四）土壤水分入渗

    1．降雨的入渗在灌水或降雨的过程中，水分对土壤的渗透主要是在垂直方向向下渗透。在非饱和土壤中，水分的垂直渗透一般是在土壤的吸力梯度及水分重力梯度的联合作用下进行的。当土层原来是干土时，土壤吸力梯度比重力梯度大；随着入渗的继续，土层被湿润的部分不断增厚，吸力梯度不断减低，最后只有重力梯度水分下渗的动力。因此，在渗透刚开始时，渗透时随时间急速增加，随着时间的延长，渗透量的增加就逐渐减少；最后，无论土层的起始含水量如何，水分的渗透速率都趋于一较稳定的极限，见图3-2所示。

图3－2土壤入渗示意图土壤水分的入渗速度可用式（3－3）表示：

随着时间的增大，入渗速度减小。当入渗时间很久时，即t→∞，i＝i1即稳定入渗速度。

入渗速度理论公式中的常数，需要通过试验确定。在生产实践中，土壤入渗速度常用考斯加柯夫经验公式。即: