水分进入土壤，通过排水、蒸发与植物蒸腾回归大气的往复循环过程。大体上可划分为：入渗、再分配和内排水、土壤蒸发和植物蒸腾等阶段。了解和调节田间水分循环，对合理利用大气降水和灌溉水，防止土壤侵蚀和盐渍化、沼泽化，调节土壤水分状况使之有利于植物生长和农业增产，改善生态环境十分重要。田间水分循环对区域的水量平衡和水资源合理开发利用、保护也很重要。

大气降水或灌溉水进入土壤的过程。用单位时间内通过单位面积土壤表面的入渗水量——入渗率（毫米/小时或厘米/日）表示，也可用一定时段内通过单位面积的总水量——累积入渗量（水层厚度，厘米或毫米）来衡量。一般土壤入渗率随时间变化而减小（图1）。开始，土壤含水量较少，在土壤基质吸力和重力推动下，入渗率高，随着时间延长和土壤含水量增加，基质吸力减小，一直到某一时间后入渗率不再变化，此时的入渗率称稳定入渗率，亦接近于饱和导水率（见达西定律）。影响入渗过程因子主要有：①土壤初始含水量，含水量低，入渗速度快。②土壤质地和结构状况。砂质土与结构良好土壤，从初始入渗率至稳定入渗率变化不大，稳定入渗率较高；质地粘重而结构易破坏的土壤，初始入渗率与稳定入渗率相差较大，稳定入渗率较低。③表面易结皮、结壳及有粘土隔层者，或当非饱和条件下有粗砂隔层的，都会阻碍入渗水流运动。④供水强度等。

图1 入渗率与时间的函数关系（示意）

入渗过程中水分在均质土剖面中自上而下形成饱和层、近饱和层及湿润层。后者的湿润程度随深度降低，湿度梯度愈陡，直到该层边缘出现明显的干湿分界线，其前锋称湿润锋（图2）。但由于土壤剖面实际情况复杂，它们的剖面水分分布很不一样，如砂性土，其剖面湿润锋呈舌状向下延伸；粘而紧实土壤，其湿润锋向下移动慢、侧向加强，舌带变宽。对非均质层状土壤整个剖面入渗率受质粘而紧实的土层限制。此外，还由于存在裂隙、根孔等均使剖面湿度分布变化各异。

图2 入渗过程中的土壤水剖面

入渗始，属非饱和水流运动，可用非饱流基本方程表示（见土壤水运动基本方程）。菲利浦（J.R.Philip）在1957年按一定边界条件推导出均质土垂直入渗近似解

田间水分循环

式中：I是累积入渗量；t为时间；Sp为吸着率（与土壤吸水率有关的参数），A为与饱和导水率有关参数，当t较长，上式中远小于At项，即I≌At；若t较短，则可略去At项，仅保留项即可，图3）。

将上式微分，即可得菲利浦一维入渗率与时间关系方程：

图3 累积入渗量与时间的关系

田间水分循环

实际应用该式，必需保持其上边界条件为饱和，在稳态流条件下得出。

苏联的柯斯洽可夫公式，是在1932年提出的。其式：

I(t)＝Ctⁿ

i(t)＝K·t^-n

地表水入渗过程终结后，土壤水分在基质吸力与重力梯度作用下，由湿土层向较干土层继续下移。这个过程有时可能几天就结束，有时可能延续很长时间。它对土壤持水量以及不同时间不同层次中土壤有效水贮存具有重要影响。

①属非饱和流过程。②再分布的水分下移速度和含水量变化随时间延长逐步变慢。开始两天下移快，经过20天后下移不明显，此后的湿润锋度变得不清晰了（图4）。③再分布过程有滞后现象；先是表层土向下排水，其下土层吸水，而后者变湿后也向更下面的干土层释水。这种自上而下各土层依次先吸水、后释水而造成的土壤含水量变化幅度，随深度而减小。

图4 灌水后土壤水的再分布（曲线旁数字为灌水后的天数）

①土壤的初始湿度及其深度：当土壤湿润深度浅而下层土又相对干，其基质吸力梯度大，再分布快；反之，初始湿度大而深，湿度梯度小，此时再分布仅受重力作用，再分布就慢的多。②土壤质地：当土壤含水量较高时，砂质土的非饱和导水率比粘质土的要大，因此砂质土的再分布快。当含水量降至很低时，粘质土的非饱和导水率虽然低，但与此时砂质土相比却高，因而粘质土细孔均一连续输水，所以，此时砂土中水分再分布已停止，而粘质土仍在缓慢进行，其过程就长多了。

一般由田间排水网汇集排出土壤中多余水，经输水沟网送至容泄区（河流），也可通过土壤中埋设的多孔暗管，将水排入地下沟网，再抽排入河流。

土壤水在田间循环过程中以水汽移出土壤，包括土表蒸发和植物蒸腾。如果说植物蒸腾是进行植物生产所必需，那么人们应尽量减少水土壤蒸发。

土壤蒸发

土壤表层的液态水受热汽化，向近地层大气逸失。这是土壤耗水的重要途径，应尽量减少之。一年生作物农田的幼苗期、幼龄果园及休闲地等，其地表大部或全部都裸露，极易丧失水分，尤其在干旱地区。土壤蒸发强弱通常用蒸发率（毫米/天）表示，按照土壤从水分饱和到干燥，土壤蒸发率变化可划分为3个阶段：①土壤蒸发率恒速阶段：土壤含水量约在田间持水量的70%（毛管水联系断裂湿度）以上，水分近饱和，土壤导水率高，它足以补偿蒸发消耗，此时土面蒸发主要受外界气象条件控制，称大气蒸发力控制阶段，它一般不很长，有时仅几小时或几天。②土壤式中：I（t）为t时后累积入渗量；i（t）为经t时后的入渗率，n和C是决定于土壤质地与初始含水量的参数，I用厘米，C的量纲用厘米/秒²，n无量纲，K为经t时后的导水率。上式虽是经验公式，但较为简便、实用。

蒸发率下降阶段：当土壤含水量低于田间持水量的70%（或毛管水联系断裂湿度）以后，随着含水量降低，输水通道减少，更由于输水孔径由大变小，其导水率很快下降，使得向表土层蒸发面供水不足而土壤蒸发率急剧下降。③水汽扩散阶段：当表土失水出现干土层以后，上下土层间液态水传输停止，此时土壤水分只能以水汽扩散方式向干土层蒸发面运动，同时，干土层又是热传导的不良导体，用于蒸发的热能大大减少，土壤蒸发率极低而稳定（图5）。要减少土壤水分的蒸发损耗，应在蒸发第一阶段采取各种耕作保墒措施。如早中耕，其目的是使浅表薄层土壤迅速变干，脱离与下层湿土层的毛管联系，减少蒸发，使耕层土壤能保存较多水分。此外，用地面覆盖物来减少土壤蒸发，很是有效。在进行农田灌溉时，为使表土不经常处于过度湿润状态，只要土壤持水性能允许，灌水次数不宜过频，尽量深灌为宜。

图5 土壤蒸发的3个阶段

当地下水位高，由于毛管上升水源源不断的供应，而使土壤蒸发一直处在第一阶段。这种情况在水质良好条件下，地下水可作为作物根系层的水源。可是，在地下水含盐量高的地区就会导致土壤盐渍化，因此应进行排水以降低地下水位，使土壤蒸发速率降低。

植物蒸腾

植物根系从土壤中吸水，经植物组织一直到叶面扩散至大气，它是一个连续过程。假定大气蒸发条件不变，植物体中水流是稳态水流，供水良好的土壤其土水势约在-0.03兆帕，根水势为-0.3兆帕，叶水势为-1.5兆帕；当大气中水汽不饱和，其相对湿度为80%时的大气水势相当于-30兆帕，极端干旱时可达-100兆帕。因此，整个蒸腾过程中系统水势是，土水势＞根水势＞叶水势＞大气水势；在植物组织中其水流过程的阻抗也是由根、茎、叶逐步增大，通过植物组织水流通量q可由以下方程近似地表示：

田间水分循环

只有近10%的吸水是由于植物细胞渗透压差造成的，称为主动吸收。