土壤水所具有的势能。即可逆地和等温地，在大气压下从特定高度的纯水池移极少量水到土壤水中，单位数量纯水所须做的功。作用于土壤水的力主要有重力、土壤颗粒（固体基模）的吸力和土壤水所含溶质的渗透力，因此土壤的总水势（total water potential）φ通常表示为以上各种力构成的分势的总和。

φ＝φg＋φ_m＋φ₀

式中 φ_g为重力势；φ_m为基模势；φ₀为渗透势。土壤水势一般表示为负的压力，因此也称为土壤水分张力。土壤饱和时土壤水势的绝对值小，土壤含水量低时土壤水势的绝对值大。因此土壤水势绝对值的大小反映了土壤水分运动和植物吸水的难易。土壤水势与土壤含水量之间的关系可用土壤水分特性曲线（见PF值）表示。

土壤水势的概念最初由英国的E.白金汉于1907年在其关于“毛管势”的论文中提出。1920年美国的W.加德纳指出土壤水势依土壤含水量多少而定。1931年英国的L.A.理查兹改进张力计并用于直接测定土壤水势。

土壤水势中的重力势φ_g由与某一参照面的相对高度而定。习惯上把参照面设在土壤剖面之下的某一适当高度，以使重力势为正或零值，在非饱和土壤中，重力势在土壤水势中所占比重很小，常略而不计。基模势φ_m（是非饱和土壤中土壤水分液态流动的主要动力）由土壤基模对水的吸附力和土粒间形成的毛管作用共同决定，这两种机制可见图。图中表明，在不饱和土壤中，除毛管作用外，土粒上吸附着水膜，对砂质土壤，吸附作用较小。渗透势φ₀亦称溶质势，即土壤水由于溶质的存在而减少的化学势能，这些溶质可以影响土壤水的热力学性质，特别是影响其水汽压。渗透势通常不显著影响土壤水的液态流动，但当存在渗透膜而形成扩散障碍时（它们使水较盐更易通过），渗透势即起作用。因此渗透势在植物根与土壤的相互作用中以及土壤水的气态扩散过程中是重要的。

土壤水势的表示方法有三种：以单位质量的能表示，其量纲为L²T^-2，单位是焦耳/千克（旧为尔格/克）；以单位容积的能量表示，其量纲为ML^-1T^-2，单位为帕或巴（旧为达因/厘米²）；以单位重量的能表示，其量纲为L，单位为当量水头高度，这种表示方法简单方便，较为通用，常用术语“势头”、“总势头”、“重力势头”等。上述三种表示方法之间可以相互换算，如F为用单位质量的能表示的水势，p为用压力表示的水势，H为用势头表示的水势，则

土壤水势

式中 ρ_w为水的密度；g为重力加速度。若取温度为4℃，ρ_w＝1克/厘米³，g为海平面重力加速度值，则三种单位间的换算关系为100焦耳/克＝1巴＝10⁵帕＝10⁶达因/厘米²＝0.987大气压＝1020厘米水柱。

（邓根云）

以毛管力和吸附力形成的不饱和土壤水基模吸力模型