一、饱和流

土壤孔隙全部充满水，主要是重力水运动，其推动力为土层之间的水势梯度，主要包括重力势和压力势，流动方向为从高水势到低水势。一维垂直向饱和流动可用达西定律来表示。饱和流种类：

a垂直向下的饱和流，发生在雨后或稻田灌水以后。

b垂直向上的饱和流，发生在地下水位较高的地区；因不合理灌溉抬高地下水位，引起垂直向上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。

c水平饱和流，发生在灌溉渠道两侧的侧渗；水库的侧渗；不透水层上的水分沿倾斜面的流动等水平饱和流。

二、非饱和流

部分土壤孔隙充水，主要是毛管水和膜状水运动，其推动力为土层之间的水势梯度，包括基质势和重力势，流动方向为从高水势到低水势，水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；曲率半径大的孔隙向曲率半径小的孔隙移动；温度高处向温度低处移动。

非饱和流与饱和流的区别，在于两方面，一是推动力不同，非饱和流为基模势和重力势。饱和流为压力势和重力势，而是导水率的差异，饱和流的导水率Ks对某一土壤为常数，而非饱和流导水率K(ψm)不是一个常数，是含水量或基质势的函数。

三、土壤水分入渗与再分布

雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。

1、入渗Infiltration ，可分为两个过程

a渗吸：土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量增加而降低。

b渗透：水分通过大孔隙下渗，饱和水流，速度恒定——最后入渗速率，反映土壤的渗水能力，称渗透系数。入渗过程受供水速度和土壤入渗能力影响。入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示。土壤的稳定入渗速率受土壤质地、有机质含量和结构状况——孔隙状况影响。供水强度小时，入渗速度主要取决于供水；供水强度大时，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力。

2、再分布

地面停止供水，入渗终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，称为土壤水的再分布。土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土层水的损失，不完全是植物吸水所致，还与上、下层水的再分布有关。

*土壤水的渗漏：土壤水再分布至地下水，地下水位抬高或随地下水流侧向流动—“内排水”；而垂直向下的水分运动称为土壤水的渗漏（Soil water percolation）。

四、土壤气态水运动

（一）水汽运动

1、扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动。水汽压梯度是水汽扩散运动的主要推动力，受土水势和温度两个因素影响，而又以温度的影响为主。水汽由暖处向冷处扩散遇冷时可凝结成液态水，包括以下两种现象：

a“夜潮”现象：水汽由暖处向冷处扩散凝结成液态水。白天由温度较高的表层向底层运动，利于防止蒸发；夜晚由温度较高的底层向表层运动，利于土壤回润。

b“冻后聚墒”现象：我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层聚集、冻结，使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。

2、整体交换

（二）土壤水的蒸发

    土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。

1、条件

a有足够热量达到地面满足水的汽化热；

b土壤水传导至地面；

c水汽从地面移走。

2、影响因素

a气象：辐射强度，气温，空气湿度，风速

b土壤：含水量，孔隙状况

c地下水水位

3、三个阶段

a大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段。控制因素为大气蒸发力。在蒸发的起始阶段，当地表含水率很高时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽压仍维持或接近于饱和水汽压。

b土壤导水率控制阶段。控制因素为土壤导水率。

c水汽扩散控制阶段。当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土层。土壤水分在干土层下汽化，然后以水汽扩散的方式穿过干土层而进入大气。