土壤水分收支基本概念
土块中的水分状况和土壞中水分的运动是两个非常复杂的课题。然而对本书来说，用一个简化的模式就足够了。
土壤中（液态）水的运动主要是重力（单方向的）和表面张力（各个方向的〉综合作用的结果，并与土粒周围和土粒间（架在土粒间〉水膜的弯曲度有关。因此，这些力与主 壤孔隙的大小、形状即孔隙的几何结杓冇关。其它力，即流体静力和渗透力也起作用。
如果给某一干土块加水，有很多水很快就会通过各种各 样较大的裂缝排出去。其余的充满土粒间的孔隙，首先是较大的孔隙。概括地说，一个典型的“湿锋”向土壤下部移动，使愈 来愈厚的土层睬持所有不受重力影响的水分：则称此土块处在田间持水量状态。这种水分状态不能与水分占据了所有孔 隙的“饱和” 土壤相混淆。土壞的变干过程与其类似：随着土壤表面不断地蒸发，一个比较明显的“干锋”伸向土壤深层。因此，过了一段时间，由于干、湿阶段交替，土块将一层干、一层湿互相交错。
土壤含水量條到“田间持水量"以下后，有限的水分大 部分以气态形式运动，这种运动主要与土壤温度梯度有关。 然而，植物的根可以从与其接触的土粒周围的水膜中吸收液态水：因此，很清楚，在初始土壤水分状况相同的情况下， 有植被土块损失的水分可能比无植被土块多。
随着土壤水分的减少，其含水量会降到“田间持水量” 以下，到植株的根不能克服土粒对水膜的吸力时，植株严重缺水，失去膨压，即达到凋蒌点，或称凋蒌湿度，土粒持水能力和含水量之间的关系随土壤而不同。这些关联不管是对裸地释水还是通过植物根的 活动释水，都有控制作用，以防“可能干旱”的加剧。这种情况与植物吸水能力对大气“可能蒸发”影响植物地上部分 （主要是叶面）蒸腾的反应相类似。
―般认为，当土粒对水膜的吸力达到相当于15个大气压时，植物根的吸水能力急剧下降，几乎为零，这时的土壤湿度相当于凋蒌点。实际上，这个界值可适角于所有植物。
尽管排水不会突然停止，但上述田间持水量的概念（尽管有明显的随意性），对土壤水分研究来说确实是一个非常重要的参考点，在水分平衡方法中它比其他几个表达土壤含水量的概念更有用。对植物来说，重要的不是单位土壤容积中的绝对含水量，而是对植物有效的水量。这与表面张力关 系密切，而表面张力又对确定田间持水量起了支配作用，在 任一土壤水分张力水平下，不同的土壤含有不同的水量。大 体上讲，“田间持水量”往往等于土粒对有效水分产生的水 分张力，中质土壤产生的水分张力为1/3大气压，沙土为 1/10大气压。
实际蒸腾量和可能蒸腾量的关系仍然是一个有争议的问 题.尽管如此，为了满足一些特殊需要，也巳研制出各种水分平衡计算方法，并且已证明，这些方法在安排种植计划、 灌溉日程和水源管理中，具有极高的使用价值。
在实际应用中，土壤水分通常用“每给定土壤深度中的 水深”表示。
恰当地描述过有关水分吸收速度的各种假设，现简述如下：
——田间持水量和凋蒌点之树的水是有效的。
——随着水分张力的增加蒸散量呈线性减少。
——折衷方案：实际蒸散先以可能蒸散速度进行蒸散， 过一段时间后，则以指数（或某一近似等价的）方式迅速地降低，何时出现这个转换点仍有待确定。