1. 土壤學如何考
二.土壤的本質特徵？肥力的四大因子？
答：土壤的本質特徵是土壤具有肥力；肥力的四大因子是水、肥（營養物質）汽、熱（環境）。
三.土壤組成如何？土壤學發展過程的三大學派？
答： 固體顆粒（38%）
固 相（50%）
土壤 有機物（12%）
氣相（50%）
粒間空隙（50%）
液相（50%）
土壤學發展過程的三大學派：1.農業化學學派。（提出礦質營養學說）。2.農業地質學派（19世紀後半葉）。3.土壤發生學派（提出土壤是在五大成土因素作用下形成的）。
四.岩石根據生成方式不同分為哪幾類？
答：分為岩漿岩、沉積岩和變質岩。
五.岩漿岩的分類方式如何？（生成方式、化學成分）
答：按含二氧化硅的多少分為（1）.酸性岩（二氧化硅含量大於65%）。（2）.中性鹽（二氧化硅含量在52%——65%）。（3）.基性岩（二氧化硅含量在45%——52%）。（4）.超基性岩（二氧化硅含量小於45%）。
由構造不同分為（1）.塊狀構造（2）.流紋構造（3）.氣孔構造（4）.杏仁構造。
六.岩石礦物對土壤有何影響？
答：（1）.影響土壤的質地；（2）.影響土壤的酸鹼性：（3）.影響土壤中的化學組成。
七.分別舉出常見的原生礦物以及次生礦物五六類.
答：原生礦物:長石類、角閃石和輝石、雲母類、石英、磷灰石、橄欖石; 次生礦物:方解石，高嶺石，蛇紋石。
八.舉出幾種常見的沉積岩及變質岩.
答:沉積岩:礫岩.砂岩.頁岩.石灰岩.白雲岩. 變質岩:板岩.千枚岩.片岩.片麻岩.大理岩.石灰岩.
二. 物理風化作用、化學風化作用、生物風化作用的作用方式分別是什麼？
答：物理風化：1.溫度作用或溫差效應2.結冰作用或冰劈作用3.風的作用4流水的作用.
化學風化：1.溶解作用2.水化作用3.水解和碳酸化作用4. 氧化作用5. 溶解作用.
生物風化：1.機械破壞作用(根劈作用)2.化學破壞作用(主要通過新陳代謝來完成).
三. 物理風化作用、化學風化作用、生物風化作用的最終結果如何？
答：物理風化：產生了與原岩石、礦物化學成分相同而粗細不等的碎屑物質覆蓋在岩石表面。
化學風化：1.形成可溶性鹽類，都是養料成分，為植物提供營養。2.形成了次生粘土礦物，在土壤肥力中作用巨大。3.形成了殘留礦物，如：石英在土壤中以粗大砂粒存在。
生物風化：為母質中增加了岩石和礦物中所沒有的N素和有機質。
四．影響風化作用的因素有哪些？
答：1.氣候條件.2. 礦物岩石的物理特性：礦物顆粒大小、硬度、解理和膠結程度.3. 礦物岩石的化學特性和結晶構造.
五．風化產物的地球化學類型、生態類型分別有哪些？
答：風化產物的地球化學類型: 1. 碎屑類型. 2. 鈣化類型. 3. 硅鋁化類型. 4. 富鋁化類型.
風化產物的生態類型:1. 硅質岩石風化物2. 長石質岩石風化物.3.鐵鎂質岩石風化物.4. 鈣質岩石風化物.
二.母質因素在成土過程中的作用？
答：母質是形成土壤的物質基礎，是土壤的骨架和礦物質的來源。主要表現是：
1．母質的機械組成影響土壤的機械組成。
2．母質的化學成分對土壤形成、性質和肥力均有顯著影響，是土壤中植物礦質元素（氮素除外）的最初來源。
三. 氣候因素在成土過程中的作用？
答：氣候決定著土壤形成過程中的水、熱條件，是直接影響到成土過程的強度和方向的基本因素。它（水分和熱量）對土壤形成的具體作用表現在：
1．直接參與母質的風化和物質的淋溶過程。2．控制著植物和微生物的生長。
3．影響著土壤有機質的累積和分解。4．決定著養料物質生物小循環的速度和范圍
四. 生物因素在成土過程中的作用？
答：在土壤形成過程中，生物對土壤肥力特性和土壤類型，具有獨特的創新作用。其影響及作用可歸納為：
1．創造了土壤氮素化合物，使母質或土壤中增添了氮素養料。
2．使母質中有限的礦質元素，發揮了無限的營養作用。
3．通過生物的吸收，把母質中分散狀態的養料元素，變成了相對集中狀態，使土壤的養料元素不斷富集起來。
4．由於生物的選擇吸收，原來存在於母質中的養料元素，通過生物小循環，更適合於植物生長需要，使土壤養分品質不斷改善。
五.地形因素在成土過程中的作用？
答：1．影響大氣作用中的水熱條件，使之發生重新分配。如坡地接受的陽光不同於平地，陰坡又不同於陽坡；地面水及地下水在坡地的移動也不同於平地，從而引起土壤水分、養分、沖刷、沉積等一系列變化。
2．影響母質的搬運和堆積。如山地坡度大，母質易受沖刷、故土層較薄；平原水流平緩、母質容易淤積、所以土層厚度較大；而洪積扇的一般規律則是頂端（即靠山口處）的母質較粗大、甚至有大礫石；末端（即與平原相接處）的母質較細，有時開始有分選。頂端坡度大、末端坡度小，以及不同部位的沉積物質粗細不同，亦會造成土壤肥力上的差異。
二.研究土壤剖面的意義
答：他不僅能夠反映土壤的特徵，而且還可以了解土壤的形成過程，發展方向和肥力特徵；為鑒別土壤類型，確定土壤名稱提供了科學依據。
三.說明下列符號的土壤學含義:
答：Bk為鈣積層 Bt為粘化層 Bca 鈣積層 C母質層 D母岩層 G潛育層 W瀦育層 T泥炭層;
Cc表示在母質層中有碳酸鹽的聚積層; Cs表示在母質層中有硫酸鹽的聚積層。
A—D 原始土壤類型；A—C 幼年土壤類型；A—B—C 發育完善的土壤類型。
二.問答題
1. 簡述土壤有機質的作用？
答： 土壤有機質是植物營養的重要來源，同時對土壤水、肥、氣、熱起重要的調節作用：
（1）植物營養的重要庫源；（2）提高土壤保水保肥能力和緩沖性能；（3）改善土壤物理性質；
（4）增強土壤微生物活動；（5）活化土壤中難溶性礦質養料；（6）刺激、促進植物的生長發育。
2. 富里酸（FA）與胡敏酸(HA)性質上的區別？
答：（1）溶解性：FA＞HA；（2）酸性：FA＞HA；（3）鹽：HA一價溶於水二三價不溶，F A全溶；.（4）分子組成：式量HA＞FA，HA含碳氮多，含氫氧少，FA相反；（5）顏色：HA深（又名黒腐酸），FA淺（又名黃腐酸）；（6）在土壤剖面中的遷移能力：FA強。
3. 有機殘體的碳氮比如何影響土壤有機物分解過程？
答：一般認為，微生物每吸收一份氮，還需吸收五份碳用於構成自身細胞，同時消耗20份碳作為生命活動的能量來源。所以，微生物分解活動所需有機質的C/N大致為25﹕1
當有機質地C/N接近25﹕1時，利於微生物的分解活動，分解較快，多餘的氮留給土壤，供植物吸收；
如果C/N大於25﹕1，有機質分解慢，同時與土壤爭氮；
C/N小於25﹕1，有利於有機質分解，並釋放大量的氮素。
4．土壤有機物分解的速度主要取決於哪兩個方面：
答：土壤有機物分解的速度主要取決於兩個方面；內因是植物凋落物的組成，外因是所處的環境條件。
①外界條件對有機質轉化的影響：外界條件通過對土壤微生物活動的制約，而影響有機質的轉化速度，這些外界因素主要有土壤水分、溫度、通氣狀況、土壤pH值，土壤粘力等。
②殘體的組成與狀況對有機質轉化的影響：有機殘體的物理狀態，化學組成，及碳氮比影響。
5．土壤有機質的腐殖化過程可分為幾個階段：
答：①第一階段（原始材料構成階段）：微生物將有機殘體分解並轉化為簡單的有機化合物，一部分經礦質化作用轉化為最終產物（二氧化碳、硫化氫、氨等）。其中有芳香族化合物（多元酚）、含氮化合物（氨基酸或肽）和糖類等物質。
②第二階段（合成腐殖質階段）：在微生物作用下，各組成成分，主要是芳香族物質和含氮化合物，縮合成腐殖質單體分子。在這個過程中，微生物起著重要作用，首先是由許多微生物群分泌的酚氧化酶，將多元酚氧化成醌，然後醌再與含氮化合物縮合成腐殖質。
6．土壤有機質的類型及來源：
答：一、土壤有機質的類型： 進入土壤中的有機質一般呈現三種狀態：
①基本上保持動植物殘體原有狀態，其中有機質尚未分解；
②動植物殘體己被分解，原始狀態已不復辨認的腐爛物質，稱為半分解有機殘余物；
③在微生物作用下，有機質經過分解再合成，形成一種褐色或暗褐色的高分子膠體物質，稱為腐殖質。腐殖質是有機
質的主要成分，可以改良土壤理化性質，是土壤肥力的重要標志。
二、土壤有機質的來源：
①動植物和微生物殘體； ②動植物和微生物的代謝產物； ③人工施入土壤的有機肥料。
7．土壤微生物在土壤中的作用：
答：土壤微生物對土壤性質和肥力的形成和發展都有重要的影響。
1．參與土壤形成作用： 2促進土壤中營養物質的轉化： 3增加生物熱能，有利調節土壤溫度：
4．產生代謝產物，刺激植物的生長：5．產生酶促作用，促進土壤肥力的提高：
8．土壤微生物分布的特點：
答：①物分布在土壤礦物質和有機質顆粒的表面。 ②植物根系周圍存在著種類繁多的微生物類群。
③物在土體中具有垂直分布的特點 。 ④微生物具有與土壤分布相適應的地帶性分布的特點 。
⑤壤微生物的分布具有多種共存、相互關聯的特點。
9．菌根菌的類型及特點：
答：菌根菌的類型：根據菌根菌與植物的共棲特點，菌根可分為外生菌根、內生菌根和周生菌根。
①外生菌根在林木幼根表面發育，菌絲包被在根外，只有少量菌絲穿透表皮細胞。
②內生菌根以草本最多。如蘭科植物具有典型內生菌根。
③周生菌根即內外生菌根。既可在根周圍形成菌鞘，又可侵入組織內部，這種菌根菌發育在林木根部。
特點：①菌根菌沒有嚴格的專一性；同一種樹木的菌根可以由不同的真菌形成。
②菌根對於林木營養的重要性，還在於它們能夠適應不良的土壤條件，為林木提供營養。
③在林業生產中，為了提高苗木的成活率和健壯率，使幼苗感染相適應的菌根真菌，是非常必要的。
④最簡單的接種方法，就是客土法，即選擇林木生長健壯的老林地土壤，移一部分到苗床或移植到樹穴中，促使苗木迅速形成菌根。
10．調節土壤有機質的途徑：
答：①增施有機肥料。 ②歸還植物（林木、花卉）凋落物於土壤。 ③種植地被植物、特別是可觀賞綠肥。
④用每年修剪樹木花草的枯枝落葉粉碎堆漚，或直接混入有機肥坑埋於樹下，有改土培肥的效果。
⑤通過澆水，翻土來調節土壤的濕度和溫度等，以達到調節有機質的累積和釋放的目的。
二，簡答題。
1土水勢的特點。
答：土壤中的水分受到各種力的作用，它和同樣條件（溫度和壓力等）下的純自由水的自由能的差值，用符號Ψ表示，所以，土水勢不是土壤水分勢能的絕對值，而是以純自由水作參比標準的差值，是一個相對值。
土水勢由:基質勢（Ψm） 溶質勢（Ψs） 重力勢（Ψg） 壓力勢（ΨP） 等分勢構成。
2土壤空氣特點。
答：a．二氧化碳的含量很高而氧氣含量稍低。二氧化碳超過大氣中的10倍左右，主要原因是由於土壤中植物根系和微生物進行呼吸以及有機質分解時，不斷消耗土壤空氣中的氧，放出二氧化碳，而土壤空氣和大氣進行交換的速度，還不能補充足夠的氧和排走大量的二氧化碳的緣故。
b.土壤空氣含有少量還原性氣體。在通氣不良情況下，土壤空氣中還含有少量的氫、硫化氫、甲烷等還原性氣體。這些氣體是土壤有機質在嫌氣分解下的產物，它積累到一定濃度時，對植物就會產生毒害作用。
c.土壤空氣水氣含量遠高於大氣。除表土層和乾旱季節外，土壤空氣經常處於水汽的飽和狀態。
d.土壤空氣組成不均勻。土壤空氣組成隨土壤深度而改變，土層越深，二氧化碳越多，氧氣越少。
3土壤氣體交換的方式有幾種？哪一種最重要？
答：有兩種方式：即氣體的整體流動和氣體的擴散，以氣體的擴散為主。
4土壤空氣對林木生長的影響。
答：土壤空氣影響著植物生長發育的整個過程，主要表現在以下幾方面：
（1）土壤空氣與根系發育（2）土壤空氣與種子萌發（3）土壤空氣與養分狀況（4）土壤空氣與植物病害
5土壤熱量的來源有哪些？
答：1、太陽輻射能 2、生物熱 3、地球的內能
6土壤熱量狀況對林木生長的影響？
答：土壤熱量狀況對植物生長發育的影響是很顯著的，植物生長發育過程，如發芽、生根、開花、結果等都只有在一定的臨界土溫之上才可能進行。
1.各種植物的種子發芽都要求一定的土壤溫度 2.植物根系生長在土壤中，所以與土溫的關系特別密切
3.適宜的土溫能促進植物營養生長和生殖生長 4.土壤溫度對微生物的影響
5.土溫對植物生長發育之所以有很大的影響，除了直接影響植物生命活動外，還對土壤肥力有巨大的影響
7土壤水汽擴散的特點。
答：土壤空氣中水分擴散速度遠小於大氣中水分擴散速率.
①土壤孔隙數量是一定的，其中孔隙一部分被液態水佔有，留給水汽擴散的空間就很有限。
②土壤中孔隙彎彎曲曲，大小不一，土壤過干過濕都不利於擴散（土壤濕度處於中等條件下最適宜擴散）
8土壤蒸發率（概念）的階段？
答：土壤蒸發率：單位時間從單位面積土壤上蒸發損失的水量。階段性：
a．大氣蒸發力控制階段（蒸發率不變階段） b．土壤導水率控制階段（蒸發率下降階段）
c．擴散控制階段（決定於擴散的速率）
二.簡答題
1.衡量土壤耕性好壞的標準是什麼?
答: 土壤宜耕性是指土壤的性能.
①耕作難易:耕作機具所受阻力的大小,反映出耕後難以的程度,直接影響勞動效率的高低.
②耕作質量:耕作後能否形成疏鬆平整,結構良好，適於植物生長的土壤條件.
③宜耕期的長短:土壤耕性好一般宜耕期長.
2.試論述團粒結構的肥力意義?
答: 1小水庫:團粒結構透水性好可接納大量降水和灌水,這些水分貯藏在毛管中.
2小肥料庫:具有團粒結構的土壤，通常有機質含量豐富,團粒結構表面為好氣作用，有利於有機質礦質化,釋放養分，團粒內部有利於腐殖質化,保存營養.
3空氣走廊:團粒之間孔隙較大，有利於空氣流通。
3.團粒結構形成的條件是什麼?
答:①大量施用有機肥 ②合理耕作 ③合理輪作 ④施用石膏或石灰 ⑤施用土壤結構改良劑
4.砂土,粘土,壤土的特點分別是什麼?
答:1.砂質土類:
①水→粒間孔隙大,毛管作用弱,透水性強而保水性弱,水汽易擴散,易干不易澇.
②氣→大孔隙多,通氣性好,一般不會積累還原性物質.
③熱→水少汽多,溫度容易上升,稱為熱性土,有利於早春植物播種.
④肥→養分含量少,保肥力弱,肥效快,肥勁猛,但不持久,易造成作物後期脫肥早衰.
⑤耕性→鬆散易耕,輕質土.
2.粘質土類:
①水→粒間孔隙小,毛管細而曲折,透水性差,易產生地表徑流,保水抗旱能力強,易澇不易旱.
②氣→小孔隙多,通氣性差,容易積累還原性物質.
③熱→水多汽少,熱容量大,溫度不易上升,稱為冷性土,對早春植物播種不利.
④肥→養分含量較豐富且保肥能力強,肥效緩慢,穩而持久,有利於禾穀類作物生長,籽實飽滿,早春低溫時,由於肥效緩慢易造成作物苗期缺素.
⑤耕性→耕性差, 粘著難耕,重質土.
3.壤質土類:土壤性質兼具砂質土,粘質土的優點,而克服了它們的缺點.耕性好,宜種廣,對水分有回潤能力,是理想的土壤類別.
5.影響陽離子凝聚能力強弱的因素?
答：土壤膠體通常有負電荷，帶負電的土壤膠粒，在陽離子的作用下，發生相互凝聚。
a高價離子凝聚能力大於低價離子。
b水化半徑大的離子凝聚能力弱，反之較強（離子半徑愈小，水化半徑愈大）
c增加介質中電解質濃度也可以。以及有機質，簡單無機膠體。
d比表面積越大凝聚能力越強。
一.影響陽離子交換能力的因素:
答:①電荷電價有關 ②離子半徑及水化程度 ③離子濃度 ④土壤pH值 ⑤T的高低
二.影響陽離子交換量的因素:
答:①質地(土壤質地越粘重,含粘粒越多,交換量越大) ②腐殖質,含量↑,交換量↑
③無機膠體的種類,粘粒的硅鐵鋁率↑,交換量↑(腐>蒙>伊>高>非晶質含水氧化物) ④土壤酸鹼性
三.陽離子交換作用的特徵:
答: 特徵：a可逆反應 b等價離子交換 c反應受質量作用定律支配
四.土壤吸收養分作用方式有幾種?
答:①土壤離子代換吸收作用（即，物理化學吸收作用）:對離子態物質的保持。
②土壤機械吸收作用:對懸浮物質的保持。是指疏鬆多孔的土壤能對進入其中的一些團體物質,進行機械阻留。
③土壤物理吸附作用:對分子態物質的保持。是指土壤對可溶性物質中的分子態物質的保持能力。
④土壤吸附作用:對可溶性物質的沉澱保持。是指由於化學作用，土壤可溶性養分被土壤中某些成分所沉澱，保存於土中。
⑤生物吸附作用:植物和土壤微生物對養分具有選擇吸收的能力。從而把養分吸收，固定下來，免於流失。
五.土壤膠體的類型（按成分及來源）有哪些?
答：成分: ①無機膠體(各種粘土礦物) ②有機膠體(腐殖質) ③有機無機復合體(存在的主要方式)
來源：
一.影響陽離子交換能力的因素:
答:①電荷電價有關 ②離子半徑及水化程度 ③離子濃度 ④土壤pH值 ⑤T的高低
二.土壤陽離子交換量(CEC):在一定pH值時,土壤所能吸附和交換的陽離子的容量，用每Kg土壤的一價離子的厘摩爾數表示,即Cmol(+)/Kg.(pH為7的中性鹽溶液)
我國土壤陽離子交換量：由南→北，由西→東，逐漸升高的趨勢。
一種土壤陽離子交換量的大小,基本上代表分了該土壤保存養分的能力.即通常說的飽肥性的高低.交換量大的土壤,保存速效養能力大,反之則小.可作為土壤供肥蓄肥能力的指標.
三.影響陽離子交換量的因素:
答:①質地(土壤質地越粘重,含粘粒越多,交換量越大)②腐殖質,含量↑,交換量↑③無機膠體的種類,粘粒的硅鐵鋁率↑,交換量↑(腐>蒙>伊>高>非晶質含水氧化物)④土壤酸鹼性⑤
四.土壤鹽基飽和度(BSP):交換性鹽基離子佔全部交換性陽離子的百分率.
我國土壤鹽基飽和度:南→北↑,西→東↓
五.交換性陽離子的有效度:
答: 1根系←→溶液←膠粒 離子交換 2根系←→膠粒 接觸交換
六.互補離子(陪伴離子):與某種交換性陽離子共存的其他交換性陽離子.
七.土壤吸收養分作用方式有幾種?
答:①土壤離子代換吸收作用（即，物理化學吸收作用）:對離子態物質的保持。
②土壤機械吸收作用:對懸浮物質的保持。是指疏鬆多孔的土壤能對進入其中的一些團體物質,進行機械阻留。
③土壤物理吸附作用:對分子態物質的保持。指土壤對可溶性物質中的分子態物質的保持能力。
④土壤吸附作用:對可溶性物質的沉澱保持。是指由於化學作用，土壤可溶性養分被土壤中某些成分所沉澱，保存於土中。
⑤生物吸附作用:植物和土壤微生物對養分具有選擇吸收的能力。從而把養分吸收，固定下來，免於流失。
八.粘土礦物的基本構造單元是什麼?
答：是硅氧四面體和鋁水八面體。
一.土壤酸性的形成:
1.土壤中氫離子的來源:①水的解離 ②碳酸的解離 ③有機酸的解離 ④無機酸 ⑤酸雨
2.土壤中鋁的活化。
二.土壤鹼性的形成機理（即土壤中OH根的來源）:土壤溶液中氫氧根的來源主要是鈣、鎂、鈉、碳酸鹽和重碳酸鹽以及土壤膠體表面吸附的交換性鈉水解的結果:
1.碳酸鈣水解 2.碳酸鈉水解 3.交換性鈉的水解
三.土壤酸度的指標:土壤酸性一方面是由土壤溶液中的氫離子引起的,另一方面也可以由被土壤膠體所吸附的致酸離子(氫,鋁)所引起.前者為活性酸,後者潛性酸.
酸性強度排列:潛性酸＞水解酸＞代換性酸＞活性酸
四.土壤鹼性的指標:指總鹼度和鹼化度（見名詞解釋）
五.土壤緩沖性產生的原因:
①土壤具有代換性,可以吸附H,K,Na等很多陽離子②土壤中存在許多弱酸及其鹽類,構成緩沖系統
③土壤中有許多兩性物質,可中和酸鹼 ④在酸性土壤中,Al離子能起緩沖作用.
六.土壤緩沖性的強弱指標及其影響因素:
強弱指標即緩沖量,影響因素有①粘粒礦物類型②粘粒的含量③有機質的影響
七. 土壤酸鹼性差異的原因:
八.石灰改良酸性土的作用?
①中和土壤酸性②增加土壤中鈣素營養，有利於微生物活動促進有機質分解③改良土壤結構
石灰用量=土壤體積×容重×陽離子交換量×(1－BSP) 單位:Kg/公頃
土壤計算題：
1.已知某田間持水量為26%,土壤容重為1.5,當土壤含水量為16%,如灌一畝地使0.5m深的土壤水分達到田間持水量,問灌多少水?
解：（26－16）%×1.5×667×0.5=50（m3/畝）
2.容重為1.2g/cm3的土壤，初始含水量為10%，田間持水量為30%，降雨10mm，全部入滲，可使多深土層達到田間持水量？
解：10%×1.2=12% 30%×1.2=36%
土層厚度=10/（36%－12%）=41.7mm
3.一容重為1g/ cm3的土壤，初始含水12%，田間持水量為30%，要使30cm厚的土層含水達到80%，需灌水多少？
解：12%×1=12% 30%×80%=24% 24%－12%=12%
12%×0.3×667=24 m3
4.某紅壤的pH值5.0，耕層土重2250000kg/hm2，含水量位20%，陽離子交換量10cmol/kg，BSP60%，計算pH=7時，中和活性酸和潛性酸的石灰用量。
解：2250000×20%×（10-5－10-7）=4.455molH+/hm2
4.455×56÷2=124.74g/hm2
2250000×10×1%×40%=90000mol H+/hm2
90000×56÷2=2520000g
5.一種石灰性土壤，其陽離子交換量為15 cmol（+）/kg，其中Ca2+佔80%，Mg2+佔15%，K+佔5%，則每畝（耕層土重15萬kg/畝）土壤耕層中Ca2+，Mg2+，K+的含量為多少？
解：150000×15×1%=22500mol
22500×80%÷2×40=360000g
22500×15%÷2×24=40500g
22500×5%×39=43875g
6.土壤容重為1.36t／立方米，則一畝（667平方米）地耕作層，厚0.165m的土壤重量是多少？該土壤耕層中，現有土壤含水量為5％，要求灌水後達到25％，則每畝灌水定額為多少？
解：667×0.165=110.055t 110.055÷1.36×(25－5)％=16.185立方米
2. 土壤水分越接近飽和，基質勢越高，水勢的絕對值越小，這句話對還是錯。
這句話是對的。
土壤的基質勢是負值，含水比越高則基質勢越大，飽和時無限接近於0.土水勢由基質勢，滲透勢，重力勢，壓力勢構成，其中壓力勢可以忽略不計，重力勢對同一塊土壤來說保持不變，同一種液體（水）對土壤的滲透勢為負值且隨著飽和度的增大而增大，直至接近於0，所以絕對值是越來越小的。
3. 植物與土壤中水分
植物靠根系吸收土壤空隙中的水分來維持生命過程。土壤孔隙中的水分按物理狀態可分為重力水、毛細水、結合水（或稱束縛水）和氣態水（詳見第二章）。
土壤中的水勢主要由重力勢ψg、溶質勢ψs、壓力勢ψp、基質勢ψm組成。可表示為：
生態水文地質學
重力勢ψg是重力位勢，勢能取決於水質點到選取基準面的垂直距離；壓力勢ψp是由於壓力場中的壓力差引起的；溶質勢取決於溶液的濃度，通常土壤水溶液濃度較低，溶質勢ψs約為-0.01MPa，鹽鹼土中溶液濃度高，溶質勢則較低，可達-0.02MPa甚至更低；基質勢ψm是由於土壤顆粒表面對水的吸持作用引起的，主要是毛細作用，也稱為水土勢。基質勢ψm與土壤的含水量密切相關，當土壤中含水量減少時，孔角毛細水彎月面曲率增加，毛細負壓降低；含水量增加時，毛細負壓隨之增高。基質勢對於植物根系吸水影響最大，其次是溶質勢，只有在土壤水溶液濃度較高時，才會影響根系吸水。
土壤中的水具有不同的水勢，一般來說，束縛水的水勢低於-3.1MPa；毛細水勢在-3.1～-0.01MPa之間；重力水勢則高於-0.01MPa。植物可利用水的土壤水勢范圍為-0.05～-0.3MPa，因此，毛細水是植物主要可利用的水。植物根部利用根內、外溶液的水勢差從土壤中吸取水分，隨著土壤中含水量的逐漸減少，根內、外水勢差也隨之降低，當水勢差很小時，根系不能從土壤中獲取足夠的水分來維持生理需要，植物便會發生凋萎（永久萎蔫），此時的土壤含水量（水與土壤乾重的百分比）稱作凋萎系數（或永久萎蔫系數）。因成分和結構的差異，不同土壤的凋萎系數不盡相同，差別很大。見表1-1。砂和礫石主要由岩石碎屑組成，孔隙較大，毛細負壓較高，其中絕大部分水分都能為植物根吸收，凋萎系數為1%～2%。粘土主要由粘土礦物組成，粘土礦物對水的束縛力大，毛細負壓很低，且孔隙細小，植物不能利用的水分較多，凋萎系數為13%～15%。
表1-1 不同植物在各種土壤中的萎蔫系數（水與土壤乾重質量之比/%）
4. 土壤水的能量狀態——土水勢
隨著人們對土壤水研究工作的開展，對土壤水能量有多種解釋。基於機械力學觀點，稱土壤水能量為張力或應力等；依分子動力學觀點，稱土壤水能量為擴散壓；按熱力學觀點稱土壤水能量為自由能。目前比較常用的是取熱力學含義，而其實質仍是用力學觀點來解釋，並統稱為土水勢。
以熱力學分析方法，取土壤固體顆粒的水分為一系統。假若水從一個平衡系統轉移到另一個平衡系統，由於水在流動過程中做了功，所以對每一個平衡系統而言，不是失去能量就是獲得能量。在平衡的土-水系統中具有能夠做功的能量，稱為該系統的土水勢，某點的土水勢，相當於把單位數量純潔的自由水從基準面移到該點所做的功。
（一）土水勢概念的熱力學基礎
熱力學是研究一個系統狀態變化及其與周圍環境相互關系的。系統以某一狀態存在，系統的狀態可以用一些確定的、且只與系統的狀態有關而和系統變化途徑無關的物理量來表徵其屬性。這些物理量稱為系統的狀態函數或狀態參數。熱力學中描述系統狀態最基本的參數是體積V、壓力p和溫度T，三者之間的關系即通常所稱的狀態方程。熱力學中表徵系統的狀態參數還有很多，內能U則是其中之一，它是指存儲在系統內部的一切形式的能量。
用熱力學理論來解釋土水勢，涉及到經典熱力學的第一定律和第二定律。土壤水作為一熱力學系統，同樣遵循能量守恆的熱力學第一定律，即：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，dQ為系統從周圍環境中吸收的熱量；dU為系統內能的增量；pdV為系統對環境所做的膨脹功或容積功；dW′為系統對環境所做的所有其他非容積功。
熱力學第二定律是對第一定律的補充，指明了系統變化的趨勢和方向，其基本點是自發過程中熱只能從高溫狀態向低溫狀態變化，相應地氣體只能由高壓處流向低壓處，水只能由高水位處流向低水位處等。熱力學第二定律有其精確的定義，文字上有不同的表述方法。該定律數學上可表示為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，dS為系統熵值S的變化；「=」適用於可逆過程；「＜」適用於不可逆過程。
上式表明系統熵的變化等於或大於投入到系統的熱量和系統溫度的比。對於一個與周圍環境無能量交換的孤立系統，dQ=0，由上式可知dS≥0。這說明一個孤立系統的自發趨向：對於可逆過程熵值不變（dS≥0）；對於不可逆過程熵值趨向增加（dS＞0）。因此，熵是表明系統變化方向的一個屬性，亦是系統的一個狀態參數。
對於可逆過程，將式（1.28）代入式（1.29）後可得：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
上式等號兩邊各加上（SdT-Vdp）後則為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
定義吉氏（Gibbs）自由能G=U+pV-TS，則可得出土壤水吉氏自由能的微分方程為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
若系統在等溫、等壓條件下狀態發生變化，由上式可知dG=-dW′。這表明在等溫的變化過程中，系統對周圍環境所做的非容積功等於系統自由能的減少。在這種情況下，自由能是系統具有的做非容積功的那部分能量。所以，自由能G亦是系統的一種屬性、系統的一個狀態參數。
以上各式中的dW′為系統對周圍環境所做的非容積功。那麼，dW=dW′則是環境對系統所做的非容積功。若將土壤水視為系統，環境對系統所做的非容積功可視為由三部分組成。首先是土壤水系統狀態改變時，重力所做的功，記為dWg。第二是土壤介質對土壤水分的吸持力（如吸附力、吸著力、毛管力等）所做的功，記為dWm。由於土壤介質對土壤水分的吸持作用因土壤含水率的大小而異，因此這部分非容積功也可記為。第三是當土壤溶液中含有溶質時，由於滲透壓力的存在對土壤水分所做的功，記為 dWs。滲透壓力的大小和溶質的濃度有關，若溶液中含有 n 種溶質，濃度分別為 c1、c2、…，cn ，則這部分非容積功可記為，將非容積功 d W 代入式（1.38），土壤水吉氏自由能的微分方程可寫為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
或
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
若視土壤中任一點的單位數量土壤水分的吉氏自由能與標准參考狀態下自由能的差值為該點的總土水勢Ψ，則式（1.33）或（1.34）中右端第1項（Vdp）表示的是因壓力變化而引起的自由能增量，相應土水勢稱為壓力勢記為Ψp，第2項（-SdT）為因溫度變化而引起的自由能增量，相應土水勢稱為溫度勢，記為Ψt；以此類推，相應第3項的土水勢稱為溶質勢（或滲透勢），記為Ψs；相應第4項的土水勢稱為基質勢（或介質勢、基模勢），記為Ψm；相應最後一項的土水勢稱為重力勢，記為Ψg。總土水勢Ψ是上述五個分勢之和
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
以上是土水勢熱力學基礎的簡述。
經典熱力學研究的是平衡狀態和可逆過程，可是自然界平衡狀態是很少出現的。自發過程也趨向不可逆。對於與介質及溶質有關的自由能或土水勢，常用系統組成成分的化學勢概念。目前，有關土水勢的熱力學基礎在理論上尚不十分完善，但由此導出的土水勢及其分勢的概念，已為國際學術界所公認。
（二）土水勢的分勢
標准參考狀態下土水勢為零。將單位數量的土壤水分從標准參考狀態移動或改變到所論土壤水狀態時，如果環境對土壤水做了功，則該狀態下的土水勢為正；若土壤水對環境做了功，則該狀態下的土水勢為負。在數值上，土水勢的值與所做功的值相等。也可以相反方向移動土壤水所做的功來定義土水勢：將單位數量的土壤水從某一狀態移動到標准參考狀態時，如果環境對土壤水做功，則該狀態下土水勢為負值；若是土壤水對環境做功，該狀態下的土水勢為正值。這兩種定義的結果是完全一致的，因此，可以取其中任一種。
總土水勢由基質勢Ψm、壓力勢Ψp、溶質勢Ψs、重力勢Ψg和溫度勢Ψt組成，其各自的作用及大小視特定條件而異。
1.壓力勢（Ψp）
壓力勢是由於土-水系統中壓力超過基準狀態下壓力而引起的土水勢。
土壤飽和時，存在著上覆水層或地下水位，土-水體系的任一點上，受有超過基準壓力的靜水壓力，壓力勢：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
在非飽水條件下，土壤中孔隙與大氣相通，為大氣壓，故壓力勢為零。
此外，土體中還存在氣壓勢Ψa和因水的相對密度大於1而增加的靜水壓Ψw與因膨脹土產生的膨脹壓——荷載勢Ψl，故壓力勢：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
一般情況下，在非膨脹土中，上式右端第二項和第三項可忽略不計。
2.基質勢（Ψm）
基質勢是由於土-水系統中土壤固體顆粒的特性所引起的，是土水勢的一個重要的分勢，對非飽水土的水分保持和運動起著重要作用。
基質勢產生的原因有三：①膠體顆粒具有巨大的表面能；②土粒間的孔隙具有毛管性質；③土壤顆粒吸附離子的水化作用。這三種作用是很難區分的，據研究，對同一種土壤，基質勢主要隨含水率減小而減小，土壤中水分被土基質勢吸持後，其自由能大大降低，相應的土水勢值減小，吸持作用越強，自由能降低越多，土水勢值越小，其值可為負值。
基質勢很重要的一點是在飽水土體中，Ψm=0
3.溶質勢（Ψs）
溶質勢是土壤中所有溶質對土水勢綜合影響的結果，土壤水溶質中的溶質離子和水分子之間存在著吸引力，由於這種吸引力的存在，降低了土壤水的能量水平，這是溶質勢產生的原因。若以純潔自由水的溶質作為零，則其他同樣條件下含有溶質的土壤水溶質勢為負值。
含有一定溶質的單位體積土壤水的溶質勢Ψs為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，c為單位體積溶液中含有的溶質質量（g/cm3），通常稱做溶質濃度。若體積為V（cm3）的溶液中，溶質的質量為ms（g），則c=ms/V；μ為溶質的摩爾質量（g/mol），數值上等於溶質的分子量。因此，c/μ為以摩爾表示的溶液濃度（mol/cm3）；T為熱力學溫度（K）；R為摩爾氣體常數，或稱通用氣體常數。
若只考慮水分在土壤中的運動，而不涉及植物根系供水，則土壤中不存在半透膜，溶質勢可視為零。
4.重力勢（Ψg）
重力勢是由重力對土壤中水作用的結果，其大小由土壤在重力場中的位置相對於基準面的高度決定：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，正負號由所選基準面的位置而定。
5.溫度勢（Ψt）
溫度勢是由於溫度場的溫差所引起的。土壤中任一點土壤水分的溫度勢由該點的溫度與標准參考狀態的溫度之差所決定，溫度勢可表示為Ψt=-SeΔT，Se為單位數量土壤水分的熵值。通常認為，由於溫差存在而造成的土壤水分運動通量相對而言是很小的，所以，在分析土壤水分運動時，溫度勢的作用常被忽略。
土壤中溫度的分布和變化對土壤水分運動的影響是多方面的，有些大大超過了溫度勢本身的作用。例如，通過溫度對水的物理化學性質（如粘滯性、表面張力及滲透壓等）的影響，從而影響到基質勢、溶質勢的大小及土壤水分運動參數。溫度狀況還決定著水的相變。由於土壤中水分狀況在很大程度上決定著土壤的勢特性參數，水的相變如果發生，則成為熱量平衡中的一個重要因素。
土壤水的總土水勢Ψ為上述五個分勢之和。五個分勢在實際問題中並不是同等重要的，分析田間土壤水分運動時，溶質勢和溫度勢一般都可以不考慮。對於飽和土壤水，由於基質勢Ψm=0，因此，總水勢Ψ由壓力勢Ψp和重力勢Ψg組成。對於非飽和土壤水，在不考慮氣壓勢的情況下，Ψp=0，其總水勢Ψ由基質勢Ψm和重力勢Ψg組成。
5. 土壤水的總勢能包括哪些分勢
以固、液、氣三態存在於土壤顆粒表面和顆粒間孔隙中的水分，來源於大氣降水、灌溉水以及隨毛細管上升的地下水和凝結水。氣態水存在於土壤顆粒之間尚未被液態水所佔據的孔隙之中；液態水被吸著在土壤顆粒的表面，或受水分表面張力的影響被保持在土粒之間或團聚體內部未被空氣占據的孔隙中；固態水只在氣候寒冷地區及冬季出現，是液態水在攝氏零度(0℃）以下時結成的冰。土壤含水量一般用烘乾法、張力計法、電阻塊法或中子法等方法測定。
土壤水分是成土過程的重要因素,對礦物的風化,有機物質的合成和分解，元素的富集、遷移和淋失等產生影響，並是植物生長所需水分的主要給源。 進入土壤中的水分在各種力的作用下，有一部分被保存在土壤中。土壤保持水分能力的強弱，受土壤孔隙的大小、形狀以及連通性等的影響，也與土壤顆粒表面積的大小有關。土壤的含水量是不斷變化的，從只能保持一層相當於幾個水分子直徑厚的水膜，到土壤完全為水分所飽和，甚至地表出現積水。土壤的特徵性含水量通常稱為水分常數，包括：①飽和含水量。這時全部土壤孔隙都充滿水分，水分吸力為零。②田間持水量。是土壤被降水或灌溉水所飽和，經2～3天或更長一些時間後，水分向下運動的速度逐漸減小，直至可以忽略不計時所保持的水量。通常用 1/3大氣壓時的含水量代表；但由於土壤的差異，往往不能用同一吸力值來表徵這一含水量。③萎蔫系數。指根系不能迅速吸取到能滿足蒸騰需要的水分，植物開始出現永久萎蔫時的土壤含水量。一般以15個大氣壓時的含水量代表。④吸濕系數，大約相當於吸力為31個大氣壓時所保持的水量。各水分常數之間的水分對植物的有效性是不同的。
土壤含水量的多少，雖然關繫到水分在土壤中的運動狀況和植物生長狀況;但土壤水分的能量狀態,即水分被土壤保持的牢固程度，往往比水分含量更為重要。水分的能量可以水分吸力、張力或水勢表示。一個平衡的土－水體系所具有的能夠作功的能力稱為該體系的土壤水勢能，簡稱土水勢。並可藉助張力計或壓力膜，在原地或實驗室中測定。 土壤總水勢由以下幾個分勢組成：①基質勢，由與土壤固體特性有關的各種力（包括表面吸附力、土粒間孔隙的毛管力等）引起，是水－氣界面的曲率半徑的函數；②壓力勢，由土－水體系中的壓力超過參比態下的壓力引起；③溶質勢，由土－水體系中各種溶質共同引起；④重力勢，主要由重力場引起。
基質勢和含水量的關系曲線稱為土壤水分特徵曲線（圖8）。它受土壤性質的影響，據此可算出植物有效含水量，還可根據曲線上的斜率，估算出不同水勢時的吸水和釋水性。 土壤水的運動 土壤水處在不斷的運動之中。降水或灌溉水到達地表後，在重力勢和基質勢等梯度作用下漸次進入土表以下各土層。土壤水分達到飽和狀態後，多餘的水分就在重力勢作用下向下滲漏,補給地下水;如土壤水分處於不飽和狀態，水分就在重力勢和基質勢等梯度作用下向下或向其他方向滲吸，補充土壤水儲量。滲漏或滲吸不良時，水分就形成地表徑流流失。當降水或灌溉停止、滲吸結束後，水分仍繼續向下運動，進行再分配。土壤水也可在水勢梯度作用下向上運動，通過地表蒸發或植物葉面的蒸騰返回大氣中。在地下水鹽分濃度高時，水分的向上運動往往導致土壤鹽漬化。
水分在由勢能高的地方向勢能低的地方運動時，不管土壤水飽和程度如何，單位時間內通過單位面積的水的容積總是與水流方向上的水力勢梯度成正比。這可用達西方程表示： 式中V 為單位時間內通過垂直於水流方向的單位面積的水的容積；K 為水力傳導度或毛管傳導度，是單位水力勢梯度下水流的容積；為水力勢梯度，包括重力勢梯度和基質勢梯度，是水分運動的驅動力。重力的大小一定，方向向下，基質勢的大小和方向是可變的。
土壤中的氣態水由於水汽壓力梯度的不同而進行擴散，它們通過充氣孔隙從水汽壓大的地方向水汽壓小的地方運動；從濕土層向干土層、從比較熱的土層向比較冷的土層運動。 適宜的土壤水分為植物蒸騰和維持正常生長所必需。土壤水分過多往往使植物生長受阻、造成濕害;過少則導致植物凋萎。一般認為,土壤吸力小於1～2大氣壓時的水分，是植物最易吸收的水分。
20世紀60年代以來，在評價土壤水分與植物的關系問題上的根本性變化，在於認為土壤、植物和大氣之間是一個物理學上統一的、動態的連續體系。在此體系中，各種不同的水流過程象鏈條中的各個環節一樣相互關聯。植物吸收水分的速率和數量不單是土壤含水量或土水勢的單值函數，而是與根系從土壤吸收水分的能力，以及土壤按蒸騰要求的速率向根系輸送水分的能力有關；能力的大小取決於植物和土壤的性質，並在相當程度上取決於小氣候條件。水分從體系中勢能高處流向勢能低處；兩點間的勢能差，是促使水分流動的原因。流經植物體的水流量(y)可用下式表示：
y=墹ψ1/R1=－墹ψ2/R2=－墹ψ3/R3
式中墹ψ1是土壤到根部的水勢降減,墹ψ2是植物體內根到葉部的水勢降減；墹ψ3是葉部與大氣間的水勢降減。墹ψ1、墹ψ2約等於 10×10 帕；1墹ψ3約等於 500×10帕。R1、R2和R3分別為相應分段中水流的阻力。
只要根系吸水的速率與蒸騰速率平衡，水流就繼續進行，植物保持充分的水脹狀態；一旦吸水速率低於蒸騰速率時，植物就開始失水，失去膨壓而凋萎。在大氣蒸發力高時，即使土水勢較高，植物也可能無法維持較高的相對蒸騰率而開始凋萎；在大氣蒸發力低時，即使土水勢較低，相對蒸騰率仍可能較高，而使植物不致凋萎。所以土壤中水分能否滿足植物生長的需要，取決於土壤、植物和大氣諸因子的綜合影響。
水分不僅直接影響植物的蒸騰和土壤中養分對植物的有效性，而且也影響根系生長與耕作的難易。通過合理的耕作管理，增加和保持土壤有效水，減少地表徑流和滲漏，減少無效蒸騰，以及在水分過多時進行農田排水等措施都是農業生產的重要環節（見植物水分關系）。
6. 土壤物理指標
一、土壤粒徑
土壤粒徑分布是最基本的土壤物理性質之一，它強烈地影響著水力、熱力性質等重要的土壤物理特性。土壤粒徑分布的測定方法相對簡單便捷，精度也較高，而且在常規的土壤調查資料中也有詳細程度不一的粒徑分析數據。而土壤水分特徵曲線和(非)飽和水力傳導率、土壤熱導率、土壤熱容量等土壤水力、熱力性質的直接測定比較費時、昂貴，且精度較低，可重復性差。因此，根據土壤粒徑分布來估計土壤的其他水力學性質已經成為相關領域的研究熱點。
土壤基質是由不同比例的、粒徑粗細不一、形狀和組成各異的顆粒(土粒)組成，一般分為礫、砂、粉粒和黏粒4級。粒徑分析的目的，是為了測定不同直徑土壤顆粒的組成，進而確定土壤的質地。土壤顆粒組成在土壤形成和土壤的農業利用中具有重要意義，土壤質地直接影響土壤水、肥、氣、熱的保持和運動，並與作物的生長發育有密切的關系。
1.土工實驗法
土粒的粒徑變化范圍非常大(粒徑由﹥60mm到﹤0.002mm)，故對不同的粒組採用不同的試驗方法：粗粒組一般用篩析法，細粒組採用密度計法或移液管法。
對於粒徑﹥0.075mm的粗粒土，一般採用篩析法分析土的顆粒大小。篩析法是採用不同孔徑的分析篩，由上至下孔徑自大到小疊在一起。試驗時，取干土放入最上的篩里，通過篩析後，得到不同孔徑篩上土質量，進而計算出粒組含量和累積含量。
2.激光粒度儀法
激光粒度分析儀是根據光的散射原理測量粉顆粒大小的，是一種比較通用的粒度儀。其特點是測量的動態范圍寬、測量速度快、操作方便，尤其適合測量粒度分布范圍寬的粉體和液體霧滴。對粒度均勻的粉體，比如磨料微粉，要慎重選用。
激光粒度儀集成了激光技術、現代光電技術、電子技術、精密機械和計算機技術，具有測量速度快、動態范圍大、操作簡便、重復性好等優點，現已成為全世界最流行的粒度測試儀器。
3.吸管法
顆粒組成(粒徑分布)常用吸管法測定，方法由篩分和靜水沉降結合組成，通過2mm篩孔的土樣經化學和物理方法處理成懸浮液定容後，根據司篤克斯(Stokes)定律及土粒在靜水中的沉降規律，﹥0.25mm的各級顆粒由一定孔徑的篩子篩分，﹤0.25mm的粒級顆粒則用吸管從其中吸取一定量的各級顆粒，烘乾稱量，計算各級顆粒含量的百分數，確定土壤的顆粒組成(粒徑分布)和土壤質地名稱。
4.比重計法
土樣經化學和物理方法處理成懸浮液定容後，根據司篤克斯(Stokes)定律及土壤比重計浮泡在懸浮液中所處的平均有效深度，靜置不同時間後，用土壤比重計直接讀出每升懸浮液中所含各級顆粒的質量，計算其百分含量，並定出土壤質地名稱。比重計法操作較簡便，但精度較差，可根據需要選擇使用。
二、土壤絕對含水量
土壤絕對含水量是土壤中所含水分的數量，即100g烘乾土中含有若干克水分，也稱土壤含水率。土壤含水率是農業生產中一個重要參數，其主要方法有稱重法、張力計法、電阻法、中子法、γ-射線法、駐波比法、時域反射法及光學法等。土壤中水分含量通常採用質量含水率(θg)和體積含水率(θυ)兩種表示方法。
1.稱重法
也稱烘乾法，這是唯一可以直接測量土壤水分的方法，也是目前國際上的標准方法。用土鑽採取土樣，用0.1g精度的天平稱取土樣的質量，記作土樣的濕重(M-MH)，在105℃的烘箱內將土樣烘6～8h至恆重，然後測定烘乾土樣，記作土樣的乾重(MS-MH)。土壤含水量計算公式如下：
地質環境監測技術方法及其應用
式中：θ—土壤含水率；M—烘乾前鋁盒及土壤質量(g)；MS—烘乾後鋁盒及土壤質量(g)；MH—鋁盒質量(g)。
2.張力計法
也稱負壓計法，它測量的是土壤水吸力，測量原理如下：當陶土頭插入被測土壤後，管內自由水通過多孔陶土壁與土壤水接觸，經過交換後達到水勢平衡，此時，從張力計讀到的數值就是土壤水(陶土頭處)的吸力值，也即為忽略重力勢後的基質勢的值，然後根據土壤含水率與基質勢之間的關系(土壤水特徵曲線)就可以確定出土壤的含水率。
3.電阻法
多孔介質的導電能力是同它的含水量以及介電常數有關的，如果忽略含鹽的影響，水分含量和其電阻間是有確定關系的。電阻法是將兩個電極埋入土壤中，然後測出兩個電極之間的電阻。但是在這種情況下，電極與土壤的接觸電阻有可能比土壤的電阻大得多。因此採用將電極嵌入多孔滲水介質(石膏、尼龍、玻璃纖維等)中形成電阻塊以解決這個問題。
4.中子法
中子法就是用中子儀測定土壤含水率。中子儀的組成主要包括：一個快中子源，一個慢中子檢測器，監測土壤散射的慢中子通量的計數器及屏蔽匣，測試用硬管等。快中子源在土壤中不斷地放射出穿透力很強的快中子，當它和氫原子核碰撞時，損失能量最大，轉化為慢中子(熱中子)，熱中子在介質中擴散的同時被介質吸收，所以在探頭周圍，很快地形成了持驗密度的慢中子雲。
5.γ-射線法
γ-射線法的基本原理是放射性同位素(現常用的是137Cs，241Am)發射的γ-射線法穿透土壤時，其衰減度隨土壤濕容重的增大而提高。
6.駐波比法
自從Topp等人在1980年提出了土壤含水率與土壤介電常數之間存在著確定性的單值多項式關系，從而為土壤水分測量的研究開辟了一種新的研究方向，即通過測量土壤的介電常數來求得土壤含水率。從電磁學的角度來看，所有的絕緣體都有可以看作是電介質，而對於土壤來說，則是由土壤固相物質、水和空氣3種電介質組成的混合物。在常溫狀態下，水的介電常數約為80，土壤固相物質的介電常數為3～5，空氣的介電常數為1，可以看出，影響土壤介電常數主要是含水率。Roth等提出了利用土、水和空氣3相物質的空間分配比例來計算土壤介電常數，並經Gardner等改進後，為採用介電方法測量土壤水分含量提供了進一步的理論依據，並利用這些原理進行土壤含水率的測量。
7.光學測量法
光學測量法是一種非接觸式的測量土壤含水率的方法。光的反射、透射、偏振也與土壤含水率相關。先求出土壤的介電常數，從而進一步推導出土壤含水率。
8.時域反射法
時域反射法(Time Domain Reflectrometry，TDR)也是通過測量土壤介電常數來獲得土壤含水率的一種方法。TDR的原理是電磁波沿非磁性介質中的傳輸導線的傳輸速度υ＝c/ε，而對於已知長度為L的傳輸線，又有υ＝L/t，於是可得ε＝c×t/L，其中，c 為光在真空中的傳播速度，ε為非磁性介質的介電常數，t為電磁波在導線中的傳輸時間。而電磁波在傳輸到導線終點時，又有一部分電磁波沿導線反射回來，這樣入射與反射形成了一個時間差T。因此通過測量電磁波在埋入土壤中的導線的入射和反射時間差T就可以求出土壤的介電常數，進而求出土壤的含水率。
9.土壤水分感測器法
水分感測器按顯示方式來分，可分為兩大類：一是直接顯示方式，一是用二次感測的方式。
直接顯示方式又可分為3種類型：一是用吸力負壓表顯示型(又稱負壓張力計)；二是電接點真空表顯示型，常用於報警式水分感測器；三是用U型管水銀柱顯示型。3種直接顯示方式中，U型水銀柱顯示型的精度最高，讀數最准，誤差最小，可精確到毫巴。其缺點是：在農田使用中U型管破裂時，水銀會污染農田，造成環境污染。3種顯示方式的選擇常根據使用者的具體要求而定。
二次感測顯示型是將直接顯示型感測器中的壓力讀數換算成水分含量，比如，可將U型管水銀指示部分換成以壓阻感測器為二次感測的數字化土壤水分測量裝置，即可實現數字化，直接顯示感測器土壤吸力值的大小。二次感測還可運用於土壤水勢的遙測。例如，將土壤水分張力計(感測器部分)，埋設在田間所需要的土壤深度中，土壤水負壓吸力通過多孔陶土探頭內水膜的滲透傳遞，使水分感測器產生負壓，此負壓傳給壓阻變送感測器，給出一電信號，通過導線傳輸給遠端的遙測溫度儀，可用介面線輸送給計算機，從而完成土壤水勢在田間的遙測。但利用負壓張力計只能測定低吸力范圍，高吸力時，陶土頭會被空氣「穿透」因而不能測定高吸力情況下的土壤水勢。
感測器法測定土壤水分具有田間原位測定、快速直讀、不破壞土壤結構、價格低廉、無放射性物質、安全可靠、便於長期觀測和積累田間水勢資料等優點。特別是二次感測器，具有數字化的優勢，而且可與計算機介面連接，使土壤水分測量能夠自動監測，例如根據測量結果可自動控制灌溉水閘，實現自動灌溉，這一現代化的測量手段已成為目前土壤水分測量方法研究的新趨勢。
10.探地雷達法(GPR)
探地雷達(Ground Penetrating Radar)的工作原理是當高頻雷達脈沖到達介電性質顯著不同的兩層物質界面時，部分信號被反射，由接收裝置接收反射信號，並將其放大。反射信號的大小決定於兩物質介電常數的差值大小和雷達波穿透深度。土壤含水量是影響土壤介電常數的主要因子，而雷達脈沖穿透深度又受到土壤中水分含量的顯著影響。
GPR以不同的方式來測定土壤水分含量。一種方式就是利用所謂地面波(Ground Wave)的天線分離法，這種方法只能測定表層(10cm)土壤的含水量；另一種方式就是使用回波(Reflected Wave)測定土壤中的波速，進而確定出反射層與地表之間的含水量。
11.遙感法(RS)
遙感法(Remote Sensing)是一種非接觸式、大面積、多時相的土壤水分監測方法。土壤水分的遙感監測取決於土壤表面發射或反射的電磁能的測定，而土壤水分的電磁輻射強度的變化則取決於其電介特性或溫度，或者這兩者的組合。遙感法中所涉及的波段很寬，從可見光、近紅外、熱紅外到微波都有一定的研究。尤其在熱紅外、微波遙感監測土壤水分研究中，取得了可喜的進展。微波遙感與大氣條件無關並可獲得高解析度圖像，加之對地面有一定穿透能力，使得它成為土壤水分遙測中最有前途的一種工具。微波遙感雖具有全天時、全天候、多極化和一定的穿透特性等優點，但由於影響土壤水分變化的因素較多，如土壤質地、容重、表面粗糙度、地表坡度和植被覆蓋等也對雷達等微波遙感監測土壤水分造成影響，因而遙感監測土壤含水率仍是農業遙感中的一個難題。最有效的途徑應該是多種遙感方法並用，發揮各自的優點，比如利用可見光和近紅外信息估算植被覆蓋，用主動微波估算粗糙度，據此由被動微波資料研究土壤水分的綜合遙感方法。
遙感法目前只適合區域尺度下土壤表層水分狀況的動態實時調查，而不適合於田間尺度下深層土壤水分的監測，因而還有必要對其理論模型、成像機制與極化方式、土壤水分、地表粗糙度和植被覆蓋等的關系進行深入研究。
12.分離示蹤劑法
常規土壤含水量測定方法(如烘乾稱重法、中子儀法、TDR法等)只能在較小范圍內對土壤水分進行點上的測定，而分離示蹤劑法(Partitioning Tracer)能夠在較大范圍內測定土壤含水量。該法是將非分離示蹤劑和分離示蹤劑通入氣相系統中，分離示蹤劑溶解於水，使得其在氣相中的運移相對滯後於非分離示蹤劑，且滯後因子為土壤含水量與亨利常數的函數。分離示蹤劑法測得的結果往往低估了土壤水分含量，這是由於土壤的空間異質性、土壤水分的非均勻分布，以及土壤中優勢流等影響因素的存在所致。
分離示蹤劑法能夠測定從小尺度至區域尺度下的土壤水分，而且測深不限，還能適應特殊需求的測定。分離示蹤劑法能夠測定田間尺度下的土壤水分區域分布，還能確定土壤水分的垂直分布。但分離示蹤劑法用於區域土壤水分的測定時，必然增加示蹤劑的用量，從而導致測試費用高昂，且分離示蹤劑法在較理想的條件(如均質土壤)下測得的水分含量結果精度較高，而要提高其在非均質土壤中的測定精度，還有待於進一步研究。
三、土壤電導率(EC)
土壤溶液具有導電性，導電能力的強弱可用電導率表示。土壤電導率是測定土壤水溶性鹽的指標，而土壤水溶性鹽是土壤的一個重要屬性，是判定土壤中鹽類離子是否限製作物生長的因素。土壤電導率通常作為一個重要指標被應用，它可以直接反映出混合鹽的含量，故常被用作土壤鹽分測定方法之一，尤其近年來，國內外許多學者建議直接用電導率表示土壤含鹽量。
1.室內電導法
傳統的實驗室測定方法即田間取回目標深度的土壤樣品，室內用電導法測定其水浸液的電導率(EC)。測量原理是：土壤可溶性鹽按一定水土比例用平衡法浸出，這些可溶性鹽是強電解質，其水溶性具有導電作用，導電能力的強弱可用電導率表示。在一定濃度范圍內，可溶性鹽的含量與電導率呈正相關，含鹽量越高，溶液的滲透壓越大，電導率也越大。土壤浸出液電導率值可用電導率儀測定，並直接用電導率值表示土壤含鹽量的高低。
2.電導率感測器法
傳統實驗室測定土壤電導率的方法雖然精確，但過程煩瑣，給工程實踐帶來不便。目前國內外應用於農業的土壤電導率快速測量感測器大體可以歸為兩種：接觸式和非接觸式。接觸式土壤電導率感測器是一種電極式感測器，一般採用「電流-電壓四端法」，即將恆流電源、電壓表、電極和土壤構成迴路；非接觸式則利用了電磁感應原理。
3.EM38大地電導儀
大地電導儀EM38能在地表直接測量土壤表觀電導率，為非接觸直讀式，適用於大面積土地鹽漬化的測量，EM38用連接DlfaO0數據採集器電纜的方式，較常規方法的調查速度快100倍以上，能輕鬆快速地完成一般常規測量。
大地電導儀EM38總長度1m，主要由信號發射(Ts)和信號接收(R)兩個埠組成(圖4-1)，兩者之間相隔一定的距離(S)，發射頻率為14.6 kHz。測量的有效深度可達1.5m。工作時，首先信號發射端子產生磁場強度隨大地深度的增加而逐漸減弱的原生磁場(Hp)，原生磁場的強度隨時間動態變化，因此該磁場使得大地中出現了非常微弱的交流感應電流，這種電流又誘導出現次生磁場(Hs)。信號接收端子既接受原生磁場信息又接受次生磁場信息。通常，原生磁場Hp和次生磁場Hs均是兩端子間距(S)、交流電頻率及大地電導率的復雜函數，且次生磁場與原生磁場強度的比值與大地電導率呈線性關系，可表示為
EC0＝4(Hs/Hp)/ωμ0S2
式中：EC0—大地電導率(mS/m)；Hs—信號接收端子處次生磁場強度；Hp—信號接收端子處原生磁場強度；μ0—空間磁場傳導系數；ω—角頻率，ω＝2πƒ，ƒ —交流電頻率；S—信號發射端子與接受端子之間的距離(m)。
圖4-1 電磁感應技術原理示意
7. 有作物條件下的「四水」轉化關系研究
研究田間有作物條件下的土壤水運動，大氣水、地表水、土壤水、地下水的相互轉化關系，比較利用地中滲透計測定無作物條件下的降水入滲和潛水蒸發，更為復雜。首先是土壤質地和地層結構差異甚大，試驗條件很不相同，而且作物騰發、根系吸水本身就是一個十分復雜的課題。但在缺水對策研究中，在水資源綜合評價和合理開發利用研究中，它更切合實際，更能真實反映自然狀態，因此，更具有實際意義和應用價值。
一、土壤水和土水勢的計算
（一）土壤水的計算
試驗採用英國沃靈福水文研究所製造的IH—Ⅱ型中子水分探測儀（簡稱中子儀），根據商丘均衡試驗場試驗田實際情況，進行了中子儀野外現場標定。
土壤固體顆粒構成土壤骨架，土壤孔隙充填水和空氣，土壤水含量（含水率）就是水佔三相體的比例。本試驗用體積含水量表示，單位%(cm3/cm3），也可用水柱高表示，單位c mH2O或mmH2O。
根據中子儀在田間土壤剖面上的觀測讀數和在水中的標准讀數，按照不同的土壤質地、不同的中子儀標定議程，即可算出任一時間、任一深度的土壤水含量，也可以計算出定位點或全剖面上的土壤水含量。
（二）土水勢的計算
土水勢是土壤水所具有的勢能，是用物理能量觀點來研究土壤水的貯存、運移和轉化。根據熱力學理論基礎，土水勢遵循能量守恆的熱力學第一定律，同時遵循熱力學第二定律，自發由能量高的狀態向能量低的狀態運動。運動的驅動力是任兩點的土水勢差。任一點的土水勢，則是將該點的土壤水狀態移動到標准參考狀態時所做的功。由此導出的總土水勢ψ為5個土水勢分勢之和：
ψ＝ψZ＋ψP＋ψm＋ψs＋ψt
式中：Z ——重力勢；
ψP——壓力勢；
ψm——基質勢；
ψs——溶質勢；
ψt——溫度勢。
在分析田間土壤水分運動時，壓力勢、溶質勢、溫度勢一般都可以不考慮的情況下，總土水勢ψ由基質勢ψm和重力勢ψZ組成，即：
ψ＝ψm＋ψZ
1.基質勢
基質勢是土壤基質吸附土壤水形成的土水勢。飽和狀態的土壤水基質勢為零，非飽和狀態土壤水的基質勢則為負值。
本試驗採用真空表負壓計、汞柱負壓計來測定土壤水的基質勢。真空表負壓計計算基質勢公式為：
ψm=-1.36Zhg+Z0
式中：ψm——土壤水基質勢，單位為cmH2O;
Zhg——真空表讀數，單位為mmHg;
Z0——真空表至陶土杯中心距離，單位為cm。
汞柱負壓計基質勢公式為：
ψm=13.6h0-12.6h-Hm
式中：h——汞柱負壓計讀數，記mmHg；
h0——汞槽液面讀數，記mmHg;
Hm——負壓計0點至陶土杯距離，記cm，測點在0點以上為負，以下為正。
2.重力勢
重力勢與土壤性質無關，它僅僅取決於所測土壤點到標准參考狀態的高度或高程差，標准參考狀態可任意選定，一般選在地表面或地下水水位，規定測點在標准參考狀態面之上為正，之下為負，重力勢計算公式為：
ψZ＝±Zm
式中：ψZ—－土壤水重力勢；
Zm——陶土杯至參考狀態平面的距離。
利用以上公式即可計算出田間土壤剖面上任一時間、任一深度的總土水勢。
二、潛在騰發量的推求
田間有作物條件下，土壤水的蒸發蒸騰是一個較為復雜的物理過程，從宏觀分析，主要包括植物株間的表土蒸發和與植物生理有關的葉面蒸騰。在研究田間土壤水分運動時，常把蒸發和蒸騰作為一個量，稱騰發量。在解決實際問題時，騰發量又有潛在騰發量和作物實際騰發量之分。
（一）潛在騰發量估算
潛在騰發量，也稱潛在騰發力，是指「從高度一致、生長旺盛、完全遮蓋地面而不缺水的8～15cm 高的綠色草地（植物指矮稈作物花紫苜蓿）上所蒸發蒸騰的速率」，它主要受氣象因素的影響，是大氣蒸發能力的量度。
估算潛在騰發量的方法較多，應用最廣泛的方法是彭曼綜合法。但在彭曼公式中，存在一些很難測得的參數項，如凈輻射等，還有一些參數是所作的假定，其計算所得的是自由水面的潛在蒸發量。本次試驗根據某些經驗關系，在原公式的基礎上，作了一些取代和修正，修正後的彭曼公式為：
河南省地下水資源與環境問題研究
式中：ETP——潛在騰發量，單位為mm/d；
Δ——33.8639[0.05904(0.00738T+0.8072)7-0.0000342];
T——月平均氣溫，℃；
r——溫度常數，
P——當地大氣壓，單位m b，在數值上P=1013.25-0.1055Z=1008.19;
Z——當地標高，m;
L——595-0.51T;
河南省地下水資源與環境問題研究
RA－－大氣層太陽輻射量，mm/cm2·d；
n——當地日照時數；
N——當地最大日照時數；
Tk——273+T；
σ——1.985×10-9;
e——當地水汽壓，mb;
Eε——0.26(1+Bμ2）（es-e）；
B=0.07(TM-Tm）﹣0.625
TM——月平均最高氣溫，℃；
Tm—月平均最低氣溫，℃；
μ2——2m高處風速，m/s;
es——33.8639[(0.00738T+0.8072)8-0.000019(1.8T+48)+0.001316]。
（二）潛在騰發量與水面蒸發量的關系
試驗研究證明，利用彭曼公式推求的作物潛在騰發量結果，與單一氣象因子水面蒸發量，有較好的正相關關系。潛在騰發量的時空變化，與水面蒸發量的時空變化，其規律基本相同，在數量絕對值上，作物的潛在騰發量則略偏低於同期的水面蒸發量。
三、利用土壤水分運動通量法進行田間水量平衡分析
土壤水分運動通量法直接應用達西定律和質量守恆原理來進行田間「四水」均衡要素和水量平衡分析，來研究田間土壤水分的貯存、運移和轉化關系的。通量法具體有零通量面方法和定位通量方法。
（一）零通量面方法進行田間水量平衡分析
在零通量面存在時，田間水量平衡方程公式為：
ETO=P－Δθ
式中：ETO——零通量面存在時的騰發量；
P——時段降水量；
Δθ——土壤水儲存變化量。
利用零通量面方法，進行田間水量平衡試驗並計算，結果表明，試驗作物生長期，體現了零通量面的發生、發展、消亡、再發生的全過程及演變規律。較明顯的重復有4次，首次是7月的夏玉米拔節期，在較大降雨和灌水之後而發生，因又降雨而消亡，發展存在了10天。第2次為8、9月的夏玉米抽雄灌漿期，繼前次又降雨之後發生，持續時間較長，習慣供水型夏玉米則因灌水而破壞零通量面，持續時間較短。第3次為冬小麥幼苗過冬期，發展時間最長達72天。第4次是4月的冬小麥拔節期，同樣因降雨而發生。總之，零通量面發生和消亡的直接原因都是因較大降水或灌水所致；發展演變時間長短，水量平衡因素騰發量的大小，主要受氣象因素控制和人為因素影響，發展深度多在40～50cm 發生，逐漸演變到120cm 而消失，其類型主要為向上騰發，向下下滲的發散型零通量面。
（二）定位通量方法進行田間水量平衡分析
定位通量方法是根據非飽和狀態土壤水運動的基本規律和達西定律提出的。田間土壤水運動，可概化為垂向一維運動，非飽和狀態土壤水和飽和狀態土壤水一樣，遵循熱力學第二定律，水分由高水勢自發向低水勢方向運動，運動基本規律遵從達西定律。
根據質量守恆原理，有關田間的總水量平衡方程為：
河南省地下水資源與環境問題研究
式中：P——大氣降水量；
W——灌水量；
R——地表水徑流量；
ETD——騰發量，由定位通量方法求得；
F——土壤水側向徑流量；
Δθ——土壤水儲存變化量；
qD——地下水變化量，即蒸發或下滲通量。
根據商丘均衡試驗田條件，可將土壤水分運動概化為垂向一維流運動，計算公式可簡化為：
河南省地下水資源與環境問題研究
利用定位通量方法進行田間水量平衡計算結果表明，田間非飽和狀態的土壤水分運動，不分習慣和節水供水型農田，不論夏玉米和冬小麥哪種生長期，普遍遵從基本規律是土水勢高的自發地向土水勢低的方向運移和轉化。土水勢差是土壤水運動的動力。土壤水分運動通量的大小，取決於土水勢和非飽和導水率兩個參數項。土水勢既決定著定位點或土壤剖面水分運移方向，判釋是向上騰發還是向下下滲，也關系著非飽和導水率的變化，它和飽水狀態含水層中的水流運動一樣，具有速度的量綱，當土壤水在降水或灌水影響作用下增大時，土水勢的基質勢就增高，與基質勢呈函數關系的非飽和導水率隨之增長，定位點的通量就越大，與土水勢剖面一致為向下下滲通量，當土壤水在騰發作用下消耗時，則與此相反。
試驗表明，習慣供水型與節水供水型的定位通量相比，夏玉米生長期，習慣比節水供水型的向上通量少13.4m m，向下下滲量則多32.2m m，冬小麥生長期，也是類似趨勢，表明實行節水供水後，降水和灌水對土壤水和地下水的人滲補給將要減少，而土壤水和地下水消耗於作物騰發將要相對增大。
在田間進行水理平衡後，定位通量分析的作物實際騰發量，具有與作物生長階段基本一致的總趨勢。同時，作物的實際騰發量受供水條件限制，不同的供水條件，將產生不同的作物騰發，而實際節水供水後，田間作物對供水的利用率，則比習慣供水要高。
（三）兩種方法對比
作為一種方法而言，零通量面方法直觀容易計算，但應用條件受到嚴格限制，它只能適用於零通量面存在的條件下，計算上部向上的通量，即騰發量較為明顯，計算本土壤剖面下部向下的下滲通量時就遇到困難。定位通量方法則有較廣泛的適應性，它適用於零通量面存在的條件，又適用於零通量面不存在的條件，即作物生長的全過程都可以應用。因此，定位通量法是一種有實用價值的方法，在研究「四水」相互轉化關系時，可以推廣應用。
四、不同供水下「四水」轉化關系初步分析
本試驗所謂不同供水，是在相同的自然因素影響作用下，人為因素作用的不同，即前述設置的習慣供水型農田和節水供水型農田，採用兩種灌溉供水制度，研究習慣供水條件下和節水供水條件下，大氣水、地表水、土壤水、地下水的相互轉化關系、相互制約關系、轉化量和轉化規律。這兩組對比觀測試驗，只有灌溉供水差異，其他觀測實施方法、試驗方案、田間措施完全相同。
（一）兩個典型階段「四水」轉化分析
在試驗田間，對一次較大降水或灌水後，不久又降水的時期，田間降水以入滲為主，騰發次之，稱為入滲—騰發型轉化階段；對一次較大降水或灌水後，很久沒有降水或灌水階段，田間土壤水以蒸發為主，稱為騰發—入滲型轉化階段。
（1）入滲—騰發型階段的「四水」轉化。根據試驗場區條件，即使較大降雨，試驗田也沒有產生地表徑流，降水主要是入滲，入滲補給土壤水，土壤水超過田間持水量足夠多時，則入滲補給地下水，而其表層土壤水，或積存在地表面的降水，隨時都在消耗於騰發，轉化為大氣水。
（2）騰發—入滲型階段「四水」轉化。試驗表明，在一次降水後，長期無降雨發生時，田間「四水」轉化，主要是作物實際騰發，騰發量主要由吸收的土壤水轉化。土壤水在農業生產實踐中的重要意義，由此可見一斑。
（二）作物不同生長期的「四水」轉化分析
田間試驗作物不同生長期「四水」轉化，即受供水條件制約，也與作物生長期密切相關。本次試驗中，夏玉米在幼苗期，降水96.8m m，因作物生長所需騰發量小，使降水轉化為土壤水的量就大；在拔節期，降水和灌水總量達315.9m m，因降水充沛，雖然騰發量較苗期大2倍還多，但仍有147.3m m和69.1m m的水，分別轉化入滲補給土壤水，形成下滲通量補給地下水；在抽雄期，作物生長所需騰發量最大為124.5m m，降水1.2mm和灌水75mm，遠不能滿足生長所需，吸收利用了63.7mm的土壤水；在灌漿期，作物需水量明顯下降，降水52.7m m與騰發67.3m m，基本平衡。
冬小麥的4個生長期，其總的轉化關系及轉化規律，與夏玉米的4個生長期是基本一致的。作物實際騰發量分析，都呈現「幼苗期＜拔節期＜抽雄期和拔節期＞灌漿期」的規律，即隨著作物各生長期變化，「四水」相互轉化關系及相互制約關系，也隨著作相應的調整和變化。
（三）不同供水條件下的「四水」轉化分析
試驗表明，在習慣供水型和節水供水型兩種不同供水條件下，「四水」轉化結果是有區別的。
1.大氣降水在「四水」轉化關系中的作用
大氣降水是田間各類水的總水源，它普遍而深刻地影響著地表水、土壤水、地下水。其轉化量和制約關系，取決於降水量的大小。在相同的降水條件下，若產生的地表水徑流越多，入滲補給量就越小，當不產生地表水徑流時，除作物葉面截留，則入滲補給土壤水近似等於降水，降水較大時，才入滲補給地下水。
習慣供水型夏玉米，習慣供水型冬小麥，含降水和灌水的供水，均比節水供水型多，呈現少供水、少入滲，多供水、多入滲的近似正比的關系，相對習慣供水型而言，節水型供水入滲補給土壤水、入滲補給地下水都有相對減少趨勢。
2.土壤水在「四水」轉化關系中的意義
土壤水，在傳統的水資源評價和利用及管理研究中，一直為薄弱環節，本試驗研究表明，對土壤水的實用價值、土壤水在「四水」轉化關系中的調蓄作用，應有一個新的認識和充分估價。
本試驗田條件下，土壤水儲存於厚度為5.5m的非飽和狀態土壤介質中，受大氣降水、灌溉水、地下水的多重補給，又可轉化為地下水，消耗於作物實際騰發。
習慣供水型夏玉米和冬小麥試驗表明，在土壤質地相同時，土壤水儲存量與非飽和土層厚度有關，非飽和狀態土層越厚，土壤水儲存量越多，試驗中，100cm和390cm 土層的動儲存量近似一致，說明土壤水時空變化主要在100cm 內進行。土壤水的靜儲存量和最大儲存量，則反映了土壤水的一次性調蓄功能，還可以一次又一次的重復利用。
節水供水型夏玉米和冬小麥，以習慣農田各項對比，同期同深度的土壤水靜儲存量、最大儲存量大致相同，唯有土壤水動儲存量明顯減少，說明節水供水後，供水對土壤水的入滲補給將要減少。
由100cm 定位通量方法，確定的土壤水向上通量和向下下滲量，則可近似地表達了土壤水和地下水的相互轉化關系。在實行節水供水後，地下水和土壤水的消耗於騰發，有相對增大趨勢。如本次試驗中，節水夏玉米農田，地下水多消耗13.4m m，土壤水多消耗32.9mm。
從土壤水的主要消耗項——作物實際騰發量分析，主要是被農田作物吸收和利用，土壤水由作物生長所需的騰發，又轉化為大氣水。受供水條件限制，習慣農田比較節水農田，作物實際騰發量要大，但對供水的有效利用率，節水供水條件下明顯高於習慣供水條件下。
總之，土壤水如同「地下水庫」的作用一樣，調蓄著土壤—植物、地表水—地下水、大氣水為連續體的「四水」轉化關系。
3.地表水和地下水的轉化關系分析
據田間自記的地下水動態資料分析，1988～1989年，地下水位埋藏深度，基本穩定在5.5m 左右，受氣象（主要是降水）、消耗（主要是開采灌水）影響，僅有微升微降變化，屬降水入滲補給－開采蒸發消耗型動態類型。試驗區內非飽和狀態土層為粉質亞粘土、粉質亞砂土等多層交錯結構，有足夠大的土壤水儲存空間，使降水對地下水的入滲補給甚微。且實行節水型供水條件後，地下水的入滲補給量有相對減少趨勢，地下水的騰發消耗則有相對增大趨勢。
另據田間兩個地表徑流池實測，試驗期間，習慣供水型與節水供水型農田，一日最大降水量50.1m m，連續兩日最大降水量83.1m m，最長連續六日降水147.8m m 時，都沒有產生地表徑流量或產流無徑流。其根本原因是地下水水位埋深大，非飽和狀態土壤儲存水的空間大，降水與入滲補給土壤水近似呈正比關系，這也是本平原區近年來地表徑流量減少的重要原因。
8. 什麼是基質力
基質勢又稱「間質勢」、「毛管勢」。是指在土壤基質（固體顆粒）的吸附作用下，土壤水較自由水降低的自由能（勢值）。基質勢是土壤吸附力和彎月面力作用的結果。水分為土壤基質吸附後，其自由活動能降低，與處於同樣高度和外壓，同樣溫度和濃度的不受基質影響的自由水（勢值為零）相比，基質勢總為負值。基質勢不僅影響土壤水分的吸持，而且影響大量土壤水的運動。那麼基質力就能與物理類比了。
9. 土壤凍融過程中所發生的主要物理過程
1.水分遷移及伴隨的對流傳熱
土壤中的水分遷移包括液態水和氣態水的遷移兩部分。土壤凍結過程中，一部分液態水凍結為冰，土壤未凍水量減少，基質勢降低。在土壤基質勢（未凍水含水率）梯度作用下，土壤未凍結區水分不斷向凍結鋒面遷移並凍結，致使凍結鋒面處含水率增加，鋒面附近含水率劇烈變化。在土壤上層融化過程中，凍結期積聚於凍土層的水分融化，並在重力勢梯度作用下向下遷移，致使融化鋒面處出現一個含水率的峰值區。
水汽擴散是由土壤中水汽密度梯度所引起的，而水汽密度取決於土壤溫度（決定飽和水汽密度）和基質勢（決定於土壤的相對濕度）。在凍結狀態下，土壤溫度較低，而基質勢的絕對值很大，因此土壤中的水汽密度較小。土壤中由水汽擴散所產生的水分通量與液態水分遷移通量相比相對較小（Kung和Stenhuis，1986）。
關於凍土中的液態水分遷移通量ql，採用非飽和土壤水分運動的Darcy-Richards方程來描述：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，Ψ、Ψm、θu分別為總土水勢、基質勢、未凍水含水率；K、D分別為非飽和土壤導水率、擴散率。
凍土與非凍土中的水分運動採用一致的方程描述，便於對凍土-非凍土系統進行統一計算。
凍融土壤系統水分遷移的同時伴隨著熱量的對流遷移，對流通量的大小主要取決於液態水遷移通量，即：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，qh、ρl、cl和T分別為對流熱通量、液態水密度和比熱容、土壤溫度。
2.熱量的傳導
土壤熱傳導指熱量從高溫區向低溫區傳遞，其驅動力為溫度梯度。對土壤中熱流的研究，應用均質、各向同性固體中的熱傳導方程——Fourier方程
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，qT、λ、ΔT分別為傳導熱通量、土壤導熱率和溫度梯度。
由於土壤為多孔介質，因此這里的λ為將土體視為連續介質時的表觀導熱率，ΔT為組成土體各相的平均溫度梯度，而土壤各相的溫度梯度與其形狀、排列方式、導熱系數等有關。
3.水-冰（冰-水）相變及相變潛熱的釋放（吸收）
水、冰的相互轉化及相應相變潛熱的釋放（或吸收）是土壤凍融過程所特有的現象。正是由於這一點，使得凍土中的水熱遷移與融土有顯著的不同。同時，土壤水分遷移及相變可使土壤含冰量過大，從而引起土體凍脹。
4.鹽分遷移
土壤中鹽分遷移是十分復雜的。鹽分隨著土壤水分的運動而做對流遷移，同時在自身濃度梯度下做彌散遷移，部分鹽分還可以被土壤吸附、為植物吸收或當濃度超過水的溶解度後離析沉澱。溶質在土壤中還會發生化合、分解、離子交換等化學變化。因此土壤中的鹽分是處在一個物理、化學和生物的相互聯系和連續變化的系統中。在此主要考慮對流和水動力彌散引起的土壤鹽分遷移。當土壤水分凍結後，鹽分將從冰相中析出，冰中的含鹽量幾乎為零，結果凍結土壤中未凍水的鹽分濃度將大大提高。隨著水分向凍結鋒面遷移的繼續，含冰率不斷增加，未凍水中的鹽分含量也隨之增加。鹽分的存在及凍結鋒面處鹽分的聚集，一方面使土壤的冰點降低，另一方面使滲透壓梯度增加，阻止水分遷移，所以土壤鹽分對水分遷移、熱量的轉換都產生一定的影響。
另外，在土凍融過程中，同時存在土壤與外界環境之間的水分和能量交換。因此，定量研究凍融條件下的水分運動問題，必須綜合考慮液態水、氣態水、傳導熱、對流熱、土壤鹽分及其與外界環境各因素之間的關系及相互作用。
10. 凍土中水分運動的研究進展
由於凍土介質的特殊性和土壤水分在其中運動的重要性，凍土中水分運動的研究受到世界上許多國家的重視。已經召開的七屆國際多年凍土會議分別涉及到這方面的內容，美國公路研究部門及其他國家的類似組織已多次組織了有關專題會議，聯合國教科文組織專門開辦過寒區水土問題講習班等等。據不完全統計，除我國外，目前開展這類研究的主要有前蘇聯、美國、加拿大和瑞典等十多個國家。近20年來，各相關學科的研究工作者從不同角度和研究目的出發，對凍融過程中土壤水、熱遷移問題進行了多方位研究，取得了許多重要成果。
1.凍土學研究概況
凍土學的研究包括凍土物理學、凍土化學、凍土力學、工程凍土學、凍土環境學等學科。土壤凍融過程中水、熱遷移問題屬於凍土物理學的研究范疇。凍土物理學為凍土學的基礎研究內容，其研究范圍包括：凍土的基本物理性質、結構、構造，土壤凍融過程中的水分遷移、成冰作用及凍脹，鹽分遷移及鹽脹。
凍土學較為系統的研究始於19世紀末期。1890年俄國成立了凍土研究委員會，開始對凍土進行了比較廣泛的研究。進入20世紀後在蘇聯時代，凍土學研究發展較快（崔托維奇，1985；費里德曼，1982），研究內容涉及到凍土物理學、凍土力學、土壤水熱改良、工程穩定性等。在美國、加拿大等國，從20世紀開始，自然資源的開發利用直接推動了凍土學的不斷發展。
1963年舉行的第一屆國際凍土大會（International Conference on Permafrost，簡稱ICOP），標志著凍土學的研究進入了新階段。此後從1973年起每隔5年舉行一次ICOP，以交流各國在凍土學領域的研究成果。在1983年舉行的第四屆ICOP上，由中、俄、美、加四國倡議成立了國際凍土協會（International Permafrost Association，簡稱IPA）。
我國的凍土學研究起步較晚，但發展較快，目前已躋於國際先進行列。我國主要的研究單位有：中國科學院蘭州冰川凍土研究所，水利、公路、鐵路、建築等行業的設計、科研院所及相關的高等院校等。
中國於1982年成立了中國地理學會冰川凍土分會，並舉辦了全國冰川凍土學大會，交流國內外相關領域的研究成果，對推動凍土學的發展起了很大的促進作用。
2.地氣界面間的水熱交換研究
從能量平衡過程看，低層大氣中所發生的各種物理現象，基本上都是在下墊面（如土壤、植被、水面等）影響下形成的。不同的下墊面具有不同的物理特性，在鄰近下墊面的近地氣層和土壤上層出現復雜的物質、能量交換過程，並對小氣候的特點和形成規律產生重要影響。
下墊面由於吸收來自太陽的直接輻射和天空散射輻射（短波輻射）而升溫，同時也因長波輻射而降溫。短波輻射與長波有效輻射之差即為下墊面所獲得的凈輻射。白天，太陽短波輻射一般大於長波有效輻射，下墊面所獲得的凈輻射將通過向上的顯熱通量和向下的土壤熱通量分別使近地層的空氣、上層土壤增溫；夜間下墊面凈輻射為負，需要依賴近地層空氣和土壤層來補充熱量。因此近地層大氣和土壤上層的溫度狀況受著下墊面的強烈影響。
下墊面是低層大氣中水汽的主要源泉。當下墊面發生蒸散而將水汽輸送到大氣時，也要消耗大量的蒸發潛熱。蒸發潛熱也是下墊面熱量平衡中的重要組成部分。當下墊面發生凝結現象時，會有相應的潛熱釋放。這種依賴於下墊面的水分循環過程對小氣候的形成亦起著重要的作用。
近地氣層中的溫度和濕度的垂直分布與熱量、水分的收支狀況有關，因此下墊面向上和向下的熱量輸送、水分輸送也是決定近地氣層、土壤上層氣候特點的基本因素。地氣界面間的水熱交換作為凍融土壤水熱遷移的上邊界條件，對於採用數學物理方法研究土壤水熱遷移規律是必不可少的。
目前用於確定地氣界面間水熱交換通量的方法主要為微氣象學方法，包括空氣動力學法、能量平衡法、能量平衡-空氣動力學法和渦度相關法等。這些方法在生產實際中均有一定的應用價值，但各有其優缺點。其中，能量平衡-空氣動力學相結合的綜合法考慮了下墊面和近地表大氣的特性，具有很好的物理背景和依據，是了解地表水熱交換動態變化過程及其影響因素的基本方法，在土壤水熱耦合遷移過程的研究中，已得到了廣泛的應用。
在不考慮土壤水平方向熱交換量的情況下，根據能量守恆定律得出的下墊面的能量（熱量）平衡方程為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，Rn為凈輻射；G為土壤表面熱通量；LE為土壤蒸發潛熱通量；H為顯熱通量。
地表潛熱通量LE、顯熱通量H與水熱狀況和近地表小氣候有關，一般用阻抗模式來計算。Penman在1948年最早採用該方法研究潛在騰發，提出了著名的Penman公式。在潛在騰發的計算模式中，只考慮了大氣邊界層空氣動力學阻抗ra。Monteith在1963年提出了表面蒸發阻抗rs的概念，為計算非飽和土壤水分蒸發開辟了新途徑。
空氣動力學阻抗ra取決於近地層空氣的風速分布。當風速廓線近似於對數分布時，可近似認為這一層內的熱量、水汽傳輸阻抗與動量傳輸阻抗ra相等，其值可根據大氣紊流邊界層理論計算。
受地氣間溫差所引起的浮力效應的影響，風速的對數廓線不再成立。此時，熱量、水汽傳輸阻抗與動量傳輸阻抗不再相等，需要對其計算模式進行修正。Camillo和Gurney（1986）用大氣穩定性修正因子表示這種影響，這兩個修正因子與Monin-Obukhov長度有關；Acs等（1991）在土壤含水率和地表溫度的耦合預報模型中採用該方法對大氣穩定性進行了修正。
表面蒸發阻抗rs的確定比較困難，目前既無理論預測，又缺乏試驗資料。林家鼎和孫菽芬（1983）認為，對於同一種土壤，蒸發阻抗變化主要與地表土壤含水率θ有關，而且與θ的某負次冪函數成比例，並根據實測數據給出了rs的經驗表達式。Camillo和Gurney（1986）認為可將rs視為一個擬合參數，通過實測數據與模擬結果的比較來擬合rs，使計算和試驗結果相吻合。據此，他們也提出了相應的rs與θ的經驗關系。
在土壤水熱遷移研究中，地表能量平衡方程（或與其他方程相結合）一般作為上邊界條件來處理。在一定的時間、地點、氣象條件下，地表能量平衡方程中的各分量均為地表含水率、溫度和溫度梯度的函數。一般情況下，表土水分在短時間內可認為保持不變，因此能量平衡方程僅是地表溫度及其梯度的函數，對此可有不同的處理方法。其中一種是將該方程視為地表溫度的非線性隱式方程，通過方程求解得到地表溫度；另外一種是通過潛熱、顯熱計算地表熱通量，將其作為熱方程的第二類邊界條件。
3.凍融土壤水分運動問題的實驗研究
1）室內實驗研究
土壤水分運動規律的研究最早始於法國的Darcy，1856年他根據飽和沙土的滲透試驗，得出了滲流通量與水力梯度成正比的著名的達西定律。1931年Richards將這一規律應用於非飽和土壤水，認為非飽和土壤水分通量ql可表示為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，Ψ和Ψm分別為土壤的總土水勢和基質勢；K（Ψm）為土壤非飽和導水率。
在凍土的研究過程中，水分通量一般採用上述表達式，但凍土基質勢目前還不易測定。假設土壤基質勢與凍土未凍水含量之間存在一一對應關系，那麼凍土中的水分通量亦可用未凍水含量θu的梯度來表示：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，D（θu）為土壤水分擴散率。
20世紀80年代，美國陸地寒區研究與工程實驗室（US Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory，簡稱CRREL）進行了一系列室內試驗，以探索凍土中水分遷移的機理。Nakano等（1982，1983，1984a，1984b，1984c）、Nakano和Tice（1987）對等溫條件下的水分遷移進行了室內實驗研究，認為水分遷移通量取決於土壤總含水率（包括未凍水和冰）的梯度。
Konrad和Morgenstern（1981）進行了不同溫度梯度下凍土中的水分遷移試驗，根據試驗結果得出了水分遷移通量與溫度梯度ΔT成正比的結論，即：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
其中參數SP稱為分凝勢（Segreation Potential），它與具體的試驗條件和土壤凍結速度、土壤含水率等因素有關。這一參數的復雜性使得其應用受到很大限制。
自20世紀70年代以來，中國科學院蘭州冰川凍土研究所對土壤凍結特性、凍結條件下的水分遷移、成冰作用及凍脹、鹽分遷移及鹽脹等問題進行了大量的室內實驗研究（Xu等，1985；徐學祖和鄧友生，1991；徐學祖等，1995；Chen和Wang，1985，1991）。根據其研究結果，凍土中的水分遷移與凍結緣中的土水勢梯度有關，而該梯度主要取決於土體的性質、邊界條件、凍結速度和凍脹速度等因素。
根據上述試驗研究結果，非飽和凍融土壤水分遷移的推動力主要包括土壤含水率梯度（土水勢梯度）和溫度梯度（Nakano，1991），二者既可以相互獨立，也可以相互依賴。
到目前為止，對於凍土中水流問題的研究，多採用與土壤非飽和水流類似的方法，即引入土水勢的概念（Hillel，1980；雷志棟等，1988），用能量觀點進行。這樣可以對土壤的凍結區、非凍結區進行統一分析，便於用數學、物理方法對凍土中水熱耦合遷移問題進行統一研究。
2）室外試驗研究
室外試驗研究主要包括與農業水資源高效利用及土壤鹽漬化改良有關的田間入滲試驗、水熱鹽遷移試驗和與工程建築物凍脹防治等問題有關的現場試驗。
凍融土壤的入滲特性的試驗研究開始於20世紀60年代。Stoeckjer和 Wetzlllan（1960）認為凍融土壤的入滲特性與土壤凍結類型有關。把凍土分為水泥狀凍結、多孔狀凍結和粒狀凍結三種類型。水泥狀凍土多為細粒結構，土壤含水率較高，由許多復雜的薄冰透鏡體組成，常為密實塊狀，類似於水泥地。粒狀凍土顆粒粗，土壤含水率較低，冰晶在土粒周圍聚集但彼此分離。多孔狀凍土的特點介於以上二者之間。Sthecker和Weitzman（1960）曾用單環入滲儀測了三種類型凍土的入滲率，同質地土壤水泥狀凍土入滲率極小，粒狀凍土比未凍前入滲率更高。Boombny和Wang（1969）室內測定了不同初始含水率的土樣在快速凍結條件下的滲透性，發現當土壤的飽和含水率和初始含水率之差小於0.13 m3／m3時，凍土屬於水泥狀凍結，其滲透性可忽略。
大多數學者認為影響凍土入滲特性的主要因素是凍結時的含水率。Kane和Stein（1983）用雙環入滲儀在美國Alaska季節性凍土中做了不同含水率條件下的入滲試驗，結果表明季節性凍土中的入滲曲線類似於非凍土，土壤初始含水率愈高，入滲率愈小。Lee和Molnau（1982）經分析入滲試驗結果發現，土壤的穩定入滲率與凍結期土壤含水率具有很強的負相關關系。
土壤質地對入滲特性也有很大影響。瑞典農作土壤的質地主要為重粘土，其入滲率變化在0.004～5.0 mm/min之間（Kapotov，1972；Engelmark，1987）。低入滲率主要是由於土壤質地粘重和高含冰量導致的低滲透性造成的，而高含冰量除了受凍結期高土壤含水率的影響外，還受凍融期融雪水入滲、重新凍結的影響；高入滲率則是粘土凍結後形成宏觀垂直裂隙的結果（Thunholm和Lundin，1989）。
Zuzel和Pikul（1987）用模擬降雨裝置測定了茬地、冬小麥田和犁地在深秋凍結之前、冬季凍結期和春季消融期的入滲率。同質地土壤犁地入滲率最大，冬小麥田入滲率最小。比較凍前、融後的土壤入滲率，結果並無太大變化，說明不同耕作措施條件下的土壤並不因為凍結過程而改變其入滲特性。Pikel，Zuzel和Wilkins（1991，1992）做了土壤凍結期已耕地和未耕地在兩個不同凍層厚度下的入滲試驗。當凍土深度為0.12 m（小於耕作深度）時，已耕地土壤入滲率大於未耕地；當凍土深度大於0.35 m時，已耕地和未耕地土壤入滲率相差很小。
在凍土分布區，地面凍結、土壤入滲能力降低是融雪產生地表徑流、水土流失的主要原因（Kalyuzhnyi，1980；Zuzel和Pikul，1987）。美國Alaska地區地表徑流量占融雪水總量的25%～47%（Kane和Stein，1987），而在Oregon北部地區地表徑流量占融雪水總量的4l%～49%（Zuze，1982）。為了減少水土流失、增加土壤入滲，許多學者研究了不同土地管理措施下的土壤入滲規律，為當地優化水土保持措施提供了依據。
近年來，我國季節性凍土分布區有關部門、科研院所的科技工作者，結合當地生產實際對凍土中水分、鹽分遷移及水工建築物凍脹防治等問題，進行了大量的野外現場試驗及應用研究，取得了一批有意義的研究成果。朱強（1988）、Zhu（1993）研究了季節性凍土區的凍脹問題；內蒙古自治區水利科學研究所（1987）、Wang（1993）、趙東輝（1997）對凍結過程中土壤水分、鹽分遷移進行了試驗研究；張轉放等（1992）研究了北京地區土壤在兩種灌溉定額下的凍後聚墒特點；郭素珍（1996）對內蒙古河套灌區秋澆時間對水鹽運移和農業環境的影響進行了試驗研究；太原理工大學樊貴盛和鄭秀清等（1997，1999，2000）、鄭秀清等（2000，2001）、邢述彥（2002）在國家自然科學基金的資助下，從冬春灌溉用水管理的角度出發，研究了田間凍融條件下土壤的入滲特性；黃興法等（1993）在山東禹成對冬春季節土壤水分、溫度、鹽分的變化過程進行了觀測，並對其變化規律進行了分析；尚松浩等（1997）對北京地區越冬期土壤水熱遷移規律進行了研究。
4.凍融土壤水分運動問題的理論研究
對於土壤中水流和熱流問題的研究，在早期是相互獨立進行的，二者分別建立了自己的理論體系，並在各自的研究領域對求解方法進行了較為深入的研究。
對於土壤非飽和流問題，將達西定律與水流連續方程相結合即可得到土壤水分非穩定運動的基本方程（Richards方程）
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，θ、t分別為土壤含水率、時間；其他符號同前。
土壤熱流的研究始於20世紀40年代末期，將Fourier導熱定律應用於土水系統，由能量守衡原理可得到土壤中熱流的基本方程：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，T、C、λ分別為土壤溫度、體積熱容量和導熱率。
1957年Philip和de Vries開創了土壤水熱耦合研究之先河。他們基於多孔介質中液態水粘性流動及熱平衡原理，提出了水熱耦合遷移模型（Philip和de Vries，1957；de Vries，1958）
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，q、ql、qv、qh分別為土壤中的總水分通量、液態水通量、水汽通量和熱流通量；Dθ、DT分別為水分、溫度梯度所引起的水分遷移的擴散率；ρl、Cl分別為液態水的密度和熱容量；Dθv為水分相變時的擴散率；L為參考溫度T0時的相變潛熱。
以上模型考慮了溫度梯度對水分運動的影響，水的相變及水分對溫度的影響。
在Philip-de Vries模型的基礎上，人們對土壤水熱耦合問題進行了更廣泛深入的研究。Kay和Groenvelt（1974）在水分運動方程中，以土壤含水率θ和溫度T為獨立變數，將含水率梯度作為土壤水分運動的驅動力，該項研究沒有反映出土壤水分運動的物理本質，並且只適用於均質各向同性的土壤系統。Milly（1982）在此基礎上，採用了以土壤基質勢和溫度為變數的土壤水、熱耦合方程，使之能夠適用於非均質土壤，並用有限元法模擬了等溫、非等溫條件下的土壤水分運動。de Vries（1987）對此前這一領域的研究進行了綜合評述。Chung和Horton（1987）研究了地表有部分作物覆蓋條件下土壤水熱遷移。蔡樹英、張瑜芳（1991）用該模型計算了不同溫度條件下土壤水分的蒸發過程。土壤-植物-大氣連續體（SPAC）中水熱遷移的研究是土壤水熱遷移問題的引深，目前已進行了大量的研究工作（Camillo等，1983；Van de Griend和Van Boxel，1989；康紹忠，1994；吳擎龍等，1996；李家春和歐陽冰，1996）。
凍融條件下的土壤水熱遷移是一個多因素綜合作用的復雜物理過程，對該問題的研究30多年來已取得重要的進展。自20世紀60年代以來，許多科技工作者對這一問題進行了研究，提出了各種各樣的數學模型，這些模型大致可分為兩類。第一類是在Philip和de Vries模型基礎上建立起來的所謂機理模型（Harlan，1973）。在該模型中忽略了土壤中冰與水的相互作用，認為凍土中的未凍含水率僅與土壤負溫有關，與總含水率無關，並與負溫處於動平衡狀態。土壤未凍含水率與負溫的關系（亦稱為土壤凍結特性曲線）需根據試驗來確定，目前這類模型的應用較多。Harlan（1973）、Taylor和Luthin（1978）、O』neillomd and Miller（1985）等對土壤凍結條件下的水熱遷移進行了數值模擬，Jame和Norum（1980）用本質上近似於Hanlan的模型模擬了水平土柱凍結狀態下的溫度、含水率、含冰率的動態變化，並與室內試驗結果進行了比較。Fukuda和Nakagawa（1985），Flerchinger和Saxton（1989），Lundin（1990）採用機理模型模擬了凍土系統中的水熱遷移，在模型中考慮了地氣間的顯熱交換，但沒有考慮潛熱交換和地表蒸發。在冬季地氣間潛熱通量雖然小於顯熱通量，但二者為同一量級，忽略蒸發潛熱必然會對計算結果產生一定的影響。
第二類模型是應用不可逆過程熱力學原理描述土壤水熱通量，稱為熱力學模型（Kay和Groenevelt，1974；Groenevelt和Kay，1974；Kung和Steenhuis，1986）。這一模型與機理模型在土壤未凍區一致，其區別僅在於凍結區。模型中考慮了在溫度梯度及水（包括固、液、氣三相）勢梯度作用下的水、汽、熱遷移。模型假定凍土中冰和水處於平衡狀態，其化學勢相等，並假定冰壓力為0，忽略重力影響，利用Clapeyron方程，可得到：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中：pw為水壓力；Hf、vl分別為水的結冰潛熱和比容；T為土壤溫度。
根據這一關系，土壤水勢梯度可用溫度梯度表示，因此在凍結區的未知量只有溫度T，水、汽、熱通量均為溫度及溫度梯度的函數。將這些通量關系與質量、能量守衡原理相結合即可得到凍土中水熱耦合遷移的熱力學模型。這一模型與機理模型相比，不需要確定未凍含水率與負溫的關系。但在模型的推導過程中引入了Clapeyron方程，一般認為該類模型只適用於土壤凍結溫度附近的一個有限溫度范圍，對於較低負溫下該模型的適用性尚未得到試驗驗證。
Kung和Steenhuis（1986）用熱力學模型模擬了土柱一端突然降到負溫時的土壤凍結過程，其結果與實驗規律相一致。計算結果表明，水汽遷移量比液態水遷移量小兩個數量級，而對流傳熱量比傳導熱量也小兩個量級。因此，忽略土壤凍結過程中的水汽遷移，對流傳熱對計算結果的影響較小。
Shen和Ladanyi（1987）在凍土水、熱耦合模型中加入了土體應力場模型，模型中考慮了水熱遷移和土體變形，並分別用有限差分法、有限單元法模擬了飽和土壤的凍結過程，其溫度剖面、土體凍脹量與試驗結果比較吻合。
國內對凍土水熱耦合遷移問題的研究起步較晚。楊詩秀（1988）採用機理模型模擬了水平、垂直土柱的凍結過程，並定性地分析了土壤初始含水率對土壤凍脹量的影響。中國科學院蘭州冰川凍土研究所（1989）對凍結過程中土壤水分、溫度、應力場問題進行了研究。葉伯生和陳肖柏（1990）、胡和平（1990）在水熱遷移的機理模型中，引入Clapeyron方程研究凍土中水熱遷移問題，這種處理方法不僅存在上述Clapeyron方程的適用性問題，而且還存在該方程與土壤凍結特性曲線之間的相容性問題。李述訓和程國棟（1995）對室內土壤凍結、融化過程進行了數值模擬。雷志棟等（1998，1999）模擬了凍結條件下土壤的水熱耦合遷移規律，但未考慮氣態水遷移及熱的對流遷移。鄭秀清（2001）採用包括氣態水遷移和熱對流遷移的水熱耦合數值模擬模型，模擬了天然條件下土壤的季節性凍融過程以及其中的水熱遷移規律，取得較好的結果。
土壤鹽分對土壤凍結狀況及其水分遷移有很大影響，正如Cary等（1979）所指出的，當土壤溶液中的鹽分在凍結緣積累時，凍結鋒面處的滲透壓梯度對水分遷移有很大的阻礙作用。即使土壤的含鹽量非常低，滲透勢和鹽分遷移對土壤水熱遷移也有很大影響。美國農業部農業工程研究服務中心Flerchinger及Saxton（1989）建立了積雪-殘茬-土壤系統中水熱遷移的數值模擬模型，考慮了鹽分對水熱遷移的影響。練國平和曾德超（1988）首次在國內建立了凍土水熱鹽運動數學模型，在此基礎上黃興法等（1993）對凍結期土壤水熱鹽運動規律進行了數值模擬，並取得較好的效果。
綜合20世紀60年代以來國內外關於凍土水分入滲、遷移問題的研究進展，凍融土壤水分運動問題在理論、計算方法以及室內外試驗方面均進行了一定的研究，對其運動規律有了一定的認識，取得了可喜的進展，但由於課題本身的復雜性、測試儀器設備的限制以及研究的滯後性，大多數研究都是模擬室內的土壤凍融過程。由於這類模擬試驗土柱的邊界條件比較簡單，與自然條件下的凍結過程差異較大，因此很難應用於生產實際。有關自然條件下凍融土壤系統的水分運動規律問題有待於進一步深入研究。在土壤水分入滲和遷移方面，存在下列問題亟待解決：
（1）對田間凍土入滲普遍規律的研究缺乏綜合性和系統性。盡管國內外對田間凍土入滲試驗的研究已經取得一定的進展，但由於研究目的不同、考慮因素單一，其研究多以冰川和積雪地區的區域水資源評價或預測為目的。
（2）對凍融土壤水分入滲的主導影響因素的研究和認識很不夠。如研究者對土壤溫度對凍結土壤入滲能力影響的認識等。
（3）凍結土壤水分入滲模型的研究還不夠深入。縱然就目前的研究手段而言，研究出較好的描述田間凍土水分入滲理論模型存在很大困難，但提出有關凍土入滲的經驗模型還是有可能的。但截止到目前，對凍結土壤水分入滲模型的研究甚少。
（4）結合生產實際對自然條件下整個越冬期長時間的土壤凍融過程中水熱遷移問題的研究還很缺乏，尤其是對凍融土壤水分保持特性及不同地表條件下越冬期土壤水分的保持特性的研究。
（5）凍融條件下土壤水分遷移的理論還不夠完善，對其內部客觀物理機制的理解還不夠深入，快速、有效的數值計算方法還有待進一步的研究，結合生產實際對天然條件下土壤凍融過程中水熱遷移問題的研究成果相對薄弱。