2.2.3.1 土水势的概念
自然界中物质运动的能量由动能和势能组成。动能由物体运动的速度和质量所决定，其值为mv2/2，其中m为物体的质量，v为物体运动的速度。势能由土壤水的相对位置及内部状态决定。在土壤中，水流的速度非常小，对土壤水的能量影响也非常小，其动能可以忽略不计，因此土壤水运动的能量主要是势能，它是制约土壤水状态及运动的主要能量，称为土水势[5]。所以土水势是土壤水分所具有的势能。
在土壤势能里，所谓相对位置，并不是一般意义上的两点之间的高度差，而是指两点之间水分的势能差异，内部状态则是指水分子在土壤中受到各种力的作用，不仅有重力，还有通过饱和液体直接传递的压力，土壤颗粒对水分子的吸持力，土壤中溶质分子、离子或者颗粒对水分子的吸力以及温度对水分子布朗运动的强度效应等[1]。
土水势的名称有过演变过程。1907年，Buckingham首次将土壤水的能量定义为“毛管势”。随着对土壤水能量研究的深入，对土壤水能量的解释也有多种，依据机械力学原理的称为“张力”或“应力”；依据分子动力学原理的称为“扩散压”；依据热力学原理的称为“自由能”。目前比较多的是依据热力学原理，而实质上仍使用机械力学观点来解释，统一称为土水势[3]。
1963年，国际土壤学会对土水势定义为：可逆地和等温地从在特定高度和大气压下的纯水池转移极小量的水到土壤水（在研究中的点）单位数量的纯水所必须做的功[5]。由此可见，土水势是一种衡量土壤水能量的指标，是在土壤和水的平衡系统中，单位数量的水在恒温条件下，移动到参照状态的纯自由水体所能做的功[7]。参照状态是指在标准大气压，与土壤水具有相同温度情况下（或某一特定温度下），以及某一固定高度的假想的纯自由水体；单位数量可以是单位质量、单位体积或单位重量。
土水势的热力学原理表示方法目前有3种，即Slatyer和Taylor表示方法、Krammer表示方法以及Danirl表示方法，文献[6]对这3种方法作了介绍。
Slatyer和Taylor将土水势定义为体系中水化学势与同温度下纯水化学势的差值。所谓体系是指把土壤和土壤中的水作为一个系统来考虑，或者更广泛地把土壤、土壤中的水和空气甚至把土壤、土壤中的水、空气和溶质等作为一个系统来考虑。Krammer将土水势定义为体系中水和同温度纯水之间每摩尔体积的化学势之差。这两种定义方法均有不足之处，Slatyer和Taylor的方法没有考虑体系本身的表面功和外力场等因素对化学势的影响；Krammer的方法未考虑外力场的作用。Danirl将土壤、空气和水3项物体看成一个体系，以土壤水分为研究对象，以一个大气压、25℃时处于与地下水位等高的纯自由水为标准，把体系中凡是对组分吉布斯自由能（即在某一个热力学过程中，系统减少的内能中可以转化为对外做功的部分）有影响的因素全部进行考虑，则土壤水的吉布斯自由能即为土水势。Danirl的方法全面考虑了所有影响土壤水能量的因素，这些因素包括重力场作用的重力势、体系中外压所产生的压力势、土壤基质吸力所产生的基质势、土壤水中所有溶质所产生的溶质势、温度改变所产生的温度势。则单位重量土壤水分的总土水势（简称总水势）可表示为
式中：ψ为总水势；ψg为重力势；ψp为压力势；ψm为基质势；ψs为溶质势；ψT为温度势。
可见，土水势为重力势、压力势、基质势、溶质势和温度势之和。
1.重力势
重力势是重力对土壤水作用的结果。或者说，土壤水从参考状态移至某一高于参考状态的位置时，需要克服由于地心引力而产生的重力作用所做的功。重力势的大小由土壤水在重力场中相对于参考状态的位置所决定。参考状态的位置可任意选定，如选在地表或地下水位处，坐标原点亦选在参考状态处，其正方向根据需要可以向上，也可以向下，则单位重量土壤水分的重力势为
式中：z为所考虑点的垂直坐标。
当垂直坐标轴z的正方向取向上为正时，式（2.18）取正号；当垂直坐标轴z的正方向取向下为正时，式（2.18）取负号。式（2.18）表明，位于参考状态以上的各点重力势为正值，位于参考状态以下的各点重力势为负值。
2.压力势
在土壤中，由于静水压力产生的附加压强而将土壤中某点水分移动到距离参考基准面某一垂直距离所做的功称为压力势。因此，压力势一定产生在饱和土壤中，其静水压强为
式中：γ为水的重度，N/m3；h为低于自由水面的淹没深度，m。
则单位重量土壤水分的压力势为
(https://www.daowen.com)
对于非饱和土壤，考虑到通气孔隙的连通性，各点所承受的压力均为大气压，各点土壤水分不受上面水的压力作用，所以压力势为零。
3.基质势
土壤基质是指土壤的固体颗粒。土壤水的基质势是由土壤颗粒对水的吸持作用和土壤空隙形成的毛细管作用而引起的，是将单位重量的水从非饱和土壤中一点移到标准参考状态所做的功。
基质势用ψm表示。由于参考状态是自由水，并定义参考状态的自由水其基质势为0，土壤水要克服基质的吸持作用才能达到自由状态，也就是说把被土壤基质和毛管吸持的水移动到自由状态是不容易的，所以土壤水所做的功为负值，其基质势就为负值。对于饱和土壤，土壤水的基质势与自由水相当，基质势ψm=0。
由于土壤水受力条件十分复杂，目前还很难从理论上提出基质势的数学表达式，也可以把土壤看成一束毛管，根据毛管理论公式来计算基质势。但除毛管作用外，土壤颗粒还有吸附作用，所以毛管理论不能完全代表土壤水的基质势，因此在实用上基质势常通过实验确定。
4.溶质势
溶质势也被称为渗透势，是指单位重量的水在其他条件不变，而只考虑溶质作用时土壤中一点的水移到没有溶质的参考状态所做的功。
土壤水溶液中的溶质离子和水分子之间存在着吸附力，由于这种吸附力的存在，降低了水的自由能，使水所产生的宏观势能低于纯水的势能。参考状态下的纯自由水的溶质势为零，则其他条件相同的情况下，含有溶质的土壤水的溶质势恒为负值[5]。
溶质势可按Vant Hoff方法计算[5]，即
式中：c为单位体积溶液中含有的溶质质量（即溶液浓度），g/cm3；M为溶质的摩尔质量，g/mol；R为普适气体常量（8.3143J·mol/K）；T为热力学温度，K。
土壤水中溶质的存在并不显著地影响土壤水分流动[6]，在含盐很低的土壤中，溶质势可以忽略不计；但在盐碱地，溶质势在总土水势中起重要作用。许多研究[1，6]认为水在植物中以及植物与土壤界面上的行为主要是溶质势在起作用。作者认为这一认识不够全面，不够准确，因为不论多么高大的植物，其水分一定可以自根部输送到植物最高处，有些树木高度可以达到几十米甚至超过百米，那么树梢与树根的根土界面外土壤水分的势差就相当于树木的高度，但就目前的认识来讲，溶质势很难形成较高的水势差，因此水在植物中的运行一定还有目前所未揭示的生物动力作用。
对溶质势的测量，可以采用具有半透膜相隔的水室法。即设置两个水室，其中一个盛有含一定离子浓度的液体，另一个水室盛有纯自由水，两个水室用半透膜隔开，半透膜只能通过水分子而不能通过直径较大的溶质离子，在初始条件即两个水室水位相同的条件下，含有离子的液体其水的势能因离子的吸附作用而低于纯自由水条件的另一个水室中水的势能，因此，盛自由水的水室中的水将通过半透膜进入另一个水室，以达到两个水室的水势平衡。平衡后含离子水室中水位与纯自由水水室的水位差就代表了该浓度离子水的溶质势。
5.温度势
温度势是土壤内温度场的变化所引起的势差。土壤中任一点土壤水分的温度势由该点的温度与参考状态的温度差所决定。温度势可表示为
式中：Se为单位数量土壤水分的熵值，J/（mol·K）；ΔT为土壤中任一点的温度与参考状态的温度之差，K。
土壤水分熵值Se目前没有明确的量值标准，所以温度势尚难以确定。许多研究者提出目前在研究土壤水分运动时，温度势的作用可以被忽略[1，3，7]。但是从式（2.22）可以看出，Se实际上可以被认为是在其他条件不变的情况下，当土壤中某点温度与标准参考状态温度差为1℃时，单位重量的水体从土壤中移动到标准参考状态所做的功。这样就可以采用在绝热条件下，测量出不同含水量的单位土体温度改变1℃所消耗或者产生的功与干土在温度改变1℃所消耗或者产生的功的差值来代表Se。
以上介绍了土水势的5个分势，在实际应用中，不是每个分势都需要考虑的，而是根据研究的具体问题进行具体分析。根据前人的认识，溶质势和温度势通常都很小，也不好确定，所以大多数情况下可忽略不计。而实际生产中，温度对土壤水分的运动过程是有明显影响的，特别是在计算水分入渗时，冬季的温度与夏季的温度有巨大差异，仅就水的黏滞系数来讲，也有非常大的变化。根据作者的研究，在利用土壤水分基本方程计算水分运动过程时，如果考虑到各个参数的温度影响，其计算精度将大幅度提高，而几乎不需要进行调参的步骤，所以作者认为，能够考虑温度影响时最好不要将其忽略。