[拼音]：turangshui
[外文]：soil water
存在于非饱和带土壤孔隙中和为土壤颗粒所吸附的水分。土壤水是土壤──土粒、水、气三相系统的一个组成部分。在水文学中指地表土层中的水，广义的土层指整个包气带，狭义指与外界有强烈的水分交换的植物根系活动层。土壤水分的增长、消退及动态变化同降水、蒸发、散发、地下水和径流有密切关系。
土壤水形态土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用之中，作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于土壤中：
（1）吸湿水（吸着水）。指吸附在土壤颗粒表面的水分，土粒表面对它的吸力很大，紧贴土粒的第一层水分子受的吸力约 1万个大气压。吸湿水具有固态水的性质，不能自由移动，只能在105～110°C高温下汽化散失。
（2）薄膜水。指土粒表面吸湿水达到最大量后，在吸湿水外表形成的膜状液态水，受吸力为31～6.25大气压，与液态水的性质基本相似，能以湿润的方式，从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动。
（3）毛细管水。简称毛管水或毛细水。指依靠毛细管的吸引力而被保持在土壤孔隙中的水分。所受的吸力为6.25～0.08大气压。毛细管水又分：从地下水面上升并保持在土壤中的毛细管支持水和由降水或灌溉水下渗，借毛细管引力而保持在土壤上层的毛细管悬着水。
（4）重力水。是受重力作用而下渗的水分，具有一般液态水性质，不易保持在土壤上层，是形成地下水的重要来源。
土壤含水量又称土壤湿度。最常用的表示法有：
（1）土壤含水量（重量％）＝（土样中水的重量：该土样的烘干重量）×100％；
（2）土壤含水量（容积％）＝（土样中水的容积：土样总容积）×100％；
（3）以水层深度表示，以便与降雨、径流深比较。测定方法有两类：一类是直接测定如称重法；另一类是测定土壤水分能量的大小，按能量与水分含量的率定关系求出土壤含水量。
土壤水分常数表征土壤水分形态和运动特性发生明显变化的特征值。不同形态水分的存在反映土壤不同的持水量级，这种关系通常用一些土壤含水量的特征数值来表示。主要的水分常数有：
（1）最大吸湿量，指在饱和空气条件下土壤颗粒所能吸收的水分的最大量，它表示土壤颗粒吸着气态水的能力。
（2）最大分子持水量，指土壤颗粒的分子力所能结合的水分子的最大量，此时薄膜水厚度达到最大值。
（3）凋萎含水量，也称凋萎系数，指植物根系已无法从土壤中吸收水分，从而开始凋萎枯死时的土壤含水量。
（4）毛细管断裂含水量，指毛细管悬着水的连续状态开始断开时的含水量。
（5）田间持水量，指土壤中所能保持的分子水和毛细管悬着水的最大量。悬着水一般不作重力移动，当土壤含水量超过田间持水量时，超过部分不能为毛细管力所维持，而呈现为自由重力水。田间持水量是土壤水分运动性发生明显变化的重要标志。
（6）饱和含水量，指土壤中所有孔隙都为水分所充满时的土壤含水量。参与水文循环的主要部分是大于凋萎含水量的水分，而其中具有积极作用的部分是大于毛细管断裂含水量的水分。高于田间持水量的水分属于运动性强的水分，可以直接形成表层流或地下径流，在田间持水量与毛细管断裂水量之间的水分，具有中度的运动性，它是土壤水与外界交换的主要部分。
土壤水分运动分为两类：
（1）饱和系统（即所有孔隙为水所充满）中的饱和水流运动，可用达西定律描述，用势表达的微分形式的达西定律如下式:
，称水流运动方程。式中q 为单位面积单位时间内的流量称水流通量；φ为土壤水分总势(简称土水势)，对饱和水流来说，为压力势与重力势之和；l为沿水流方向的距离；K 为水力传导度(也称渗透系数)。
（2）非饱和系统或称部分饱和系统，即水、气与土壤颗粒共存的三相系统中的运动。达西公式的基本形式也适用于非饱和水流，但作用力与传导度有明显的差别。水流除受重力作用外，还受到土壤颗粒与水分子间的分子力和水、气界面的表面张力的作用。传导度不但随不同质地的土壤而变，还随土壤含水量的大小而变。在给定的起始条件和边界条件下，把水流动力方程与连续方程联解可以求出土壤水分的运动方程。在非饱和土壤中，土壤对水的吸力与土壤含水量的关系可用土壤水分特征曲线表示。它是一组非单值曲线，对同一土壤的吸水过程和释水过程呈现为两条不同的曲线(见图)，这种性质反映了土壤－水平衡关系中的滞后现象(hysteresis)，在砂土中这种现象特别明显。
土壤水分的变化
土壤水分变化有三种情况，即水分的增长、再分配及消退。土壤水分增长主要源于雨水的下渗（见降水入渗补给系数）和农田灌溉（见灌溉水入渗补给系数）。降雨终止以后，土壤水分的运行并未终止，这时土壤水分只有沿程分布的变化而无水量的增加，这种运行过程称为土壤水分再分配。土壤水分消退的主要去路是耗于土壤蒸发和植物散发，有时供给表层流。