土壤水能量状态的数量特征，是土壤——水平衡系统中单位数量水在恒温和大气压下移动到参证状态水池所能做的功，参证状态是在一定高度处的一池纯自由水，其水势规定为零。土水势是与参证状态水的水势差，而不是其绝对值。1907年，白金汉（E.Buckingham）最初提出水势的概念，认为土壤水的动能可以忽略，故以势能表示它的能量（做功的能力）。国际土壤学会土壤物理学术语委员会（1963）定义：土水势为“在规定高度和大气压下，从纯水池中把极少量水恒温、可逆地移动到土壤中某一点，单位数量纯水所做的功”。

水在土壤中承受力有：如固相基模；溶解的盐类；外部压力、重力等，因而土水势不同于参证状态水的水势。上述每项作用可定量地表示为一个分势。假定各分势间没有相互作用，则土水势为各分势之和，主要的分势有：①基模势（基质势、ψ_m），非饱和土壤中的水是靠基模力（吸附力和毛管力）吸持，其能量低于大气压下的纯自由水的势能，是负值。土壤含水量愈低，即不饱和程度愈高，土壤水承受的基模力愈强，基模势就愈低。土壤含水量与基模势的关系曲线称为土壤水分特征曲线，是研究土壤水分的基本资料。②压力势（ψ_p），饱和土壤中土壤水承受高于一个大气压下自由水面的静水压力，是正值。土壤中若有禁锢空气，受水挤压产生高于一个大气压的压力作用于周围的土壤水，也使其势能增加，常称为气压势。③溶质势（ψ_s），土壤水中溶解有各种溶质，溶质离子吸引水分子，使其势能低于纯自由水，是负势。④重力势（ψ_g），土壤水的位置与参证基准面的高差所引起的重力势差。它是正值或负值。基准面以上土壤水的重力势为正，基准面以下为负。恒温条件下，土水势（ψ）为：

ψ＝ψ_m＋ψp＋ψs＋ψ_g

式中 ψ_p和ψ_m不能同时存在，在饱和土壤中ψ_m＝0，不饱和土壤中ψ_p等于零。

土壤水是由土水势高处向低处运动，驱动力是土水势梯度，s是作用距离（见土壤水运动）；土水势和植物根水势的差值表明植物从土壤中吸水的难易程度：表土土水势和大气水势差值决定着土壤蒸发的强弱，但各分势不是在所有情况下同样起作用的。没有半透膜（如根表皮层、气水界面等，只允许水通过而不允许溶质通过的膜）存在时，ψ_s不起作用，在土壤水

图1 自由水面下的基模势和压力势

图2 土壤水吸力或水势的各分势

的运动中，起作用的只有ψ_p、ψ_m和ψ_g，它们之和称为水力势（ψ_h）（见图1）：有半透膜存在而又没有重力作用时，起作用的各分势之和称为水势（ψ_m）（见图2）。在土壤——植物——大气系统中水的循环，可用水势来度量。

非饱和土壤的土水势也常用土壤水吸力（S）表示，相应的基模势和溶质势分别称为基模吸力（S_m）和溶质吸力（S_s），它们与相应的土水势在数值上相等，符号相反。或一般土壤中溶质吸力较小，土壤水吸力是指基模吸力，用吸力概念可以避免负的土水势在表达上的不便。土壤水吸力不能误解为土壤对水的吸力，而是指土壤水承受一定吸力情况下所处的能量状态，吸力的单位同土水势。

土水势的各分势要分别测定，常用张力计或压力板（膜）仪测定基模势。前者用于测定高于-0.8×10⁵帕的势值，也可在田间使用；后者只用于室内，测定高于（-15～-30）×10⁵帕的势值。重力势根据距参证基准面的垂直距离确定。压力势使用测压管测定。水势可用吸湿法或热电偶温度计测定。溶质势可测定土壤水的电导度换算而得。