第七章土壤水分移动与循环
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影响土壤水分动态变化的主要是气候因子 和农田管理（如灌溉）措施； 不同作物生长时期或不同时间段，每层土 壤水分都在发生变化； 土壤表层水分变化剧烈；作物快速生长期 或生长旺盛期土壤剖面水分变化剧烈。
二、农田灌溉与灌溉量计算 （一）土壤灌溉计划湿润层深度确定
计划湿润层深度：实施灌溉时，按计划调节、控制土壤
土面蒸发过程区分为三个阶段。
（一）大气蒸发力控制阶段 稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定， 可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，一般认为该值 相当于毛管水断裂量的含水率，或田间持水量的50-70% （二）表土蒸发强度随含水率变化的阶段 蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持 （三）水汽扩散阶段 土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤 表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而是在土壤内 部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制，并取 决于干土层厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢而且稳定。 土壤保墒措施在第一阶段进行效果最佳；第二阶段次之。
溶质通量：单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质 量。
对流：土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程，通过对 流运移的称为对流通量（Jc）：
Jc=qC
q为土壤水通量；若v=q/θ 表示土壤水溶液的平均孔隙 流速；则：
Jc=v θ C L表示土层深度，则溶质穿过该土层所需要的时间tb为：
tb=L/v=L θ /q
三、土壤水分入渗与再分布
（一） 水分入渗（soil water infiltration) 一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不 排除如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
图7-1
最初入渗速率：Initial infiltration rate
Jd=-Ds(θ)dc/dz
式中，Jd为溶质在土壤中的分子扩散通量；Ds(θ)土壤
含水量为是相应的扩散系数。
一般将溶质在土壤中的分子扩散系数仅表示为含水率
的函数，而与溶质的浓度无关。常用的经验公式为：
Ds(θ) =D0aebθ
式中，a和b均为经验常数。
（二）机械弥散
土壤中存在大小不一、形状各异而又互相连通的孔隙 通道系统。由于土壤颗粒和孔隙在微观尺度上的不均匀性 ，溶液在流动过程中，溶质不断被分细后进入更为纤细的 通道，每个细孔中流速的方向、大小不一样，这种原因使 溶质在随水流动过程中逐渐分散并占有越来越大的渗流区 域范围。溶质的这种运移现象称为机械弥散。
土壤水吸力大于150万帕的土壤水对植物来说是无 效水。
土壤萎蔫系数（wilting point) ：作 物叶片发生永久萎蔫时的土壤含水 量，也叫永久萎蔫点。土壤有效水 的下限。 田间持水量是土壤有效水的上限。
沙漠植物 在-200～800万帕 时仍能生 存。
第四节 农田土壤水动态与调控
一、土壤水的动态特性
第二节、土壤气态水运动
土壤气态水的运动表现为 水汽扩散和水汽凝结两种现象
水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度
一、土面水分蒸发 Soil surface evaporation
概念：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。
土壤蒸发作用的强弱用蒸发强度表示，即单位时间内单位面积 地面上所蒸发的水量。 其取决于两方面： 一是辐射、气温、湿度和风速等外界条件，综合起来称为大气 蒸发能力； 二是受土壤含水率的大小和分布的影响。这是土壤水分向上输 送的条件，即土壤的供水能力。 当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强 度称为潜在蒸发强度。(Soil potential evaporation)
机械弥散通量Jh ：
Jh=-Dh(v).dc/dz 式中，Dh(v)为机械弥散系数。 Dh(v) =λ︱v︳ 式中，λ为经验系数，与土壤质地和结构有关。
（三）水动力弥散
分子扩散和机械弥散的机理不同，但其公式表达相似， 而且一般同时存在，实际上难以区分。因此将分子扩散 与机械弥散综合，称为水动力弥散。 水动力弥散引起的溶质通量JD ：
一般为田间持水量。
下限：作物生长不受抑制，一般为田间持水量的百分数
。
（三）灌溉日期与灌溉量确定
确定原理依据农田水分平衡方程。
例1：确定灌溉时间t。 某地块根层内土壤含水量W2=100mm，无效水 W1=60mm；降水P=0.6mm/d（平均值），作物的蒸散
量ET=2.6mm/d，当作物耗完有效水时，再灌溉还需要
通过土柱的水流通量： Q=q· A
图7-2 土柱里的一维垂直饱和流
式中：Q为通过该土柱横截 面的水流通量（cm3/h）；A 为土柱的横截面积（cm2）。
饱和流导水率 (Saturated hydraulic conductivity)
土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下 层或横向运动的速度。
土壤饱和导水率Ks反映了土壤的饱和渗透性能
二、分子扩散与溶质弥散
（一）分子扩散
溶质的分子扩散由分子的不规则热运动即布朗运动引
起，由浓度高向浓度低处运动。
自由水溶质的分子扩散通量符合Fick第一定律：
J=-D0 dc/dz
J为分子扩散通量，D0为溶质在自由水中的扩散系数；
dc/dz为溶质的浓度梯度。
土壤中，溶质的分子扩散通量同样符合Fick第一定律：
图7-6
二、土壤内部的水汽运动
1、“夜潮”现象
多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。
2、“冻后聚墒”现象 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集聚、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。
“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和 冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒” 就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左 右。
质地类型
砂土
饱和导水率（cm/h）
102~1
砂壤土
壤土 黏土
1~10-3
10-1~10-4 10-2~10-6
二、土壤非饱和流
（unsaturted flow）
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度 和重力势梯度。它也可用达西定律来描述， 对一维垂向非饱和流，其表达式为：
d q K (m ) dx
U
W =P+I+U-ET-D-R-In W 土体储水量mm
收入：P— 降水量mm， I—灌水量mm， U—上行毛管水mm 支出：E—土面蒸发mm， T—蒸腾量mm， D—渗漏量mm，R—径流量 mm，In—冠层截流量mm
土壤水分平衡简化式为：
W=P+I-ET-D
二、土壤水分有效性
（一）土壤-植物-大气连续体中的水分运动
第七章 土壤水分移动与循环
Chapter 7 Soil Water Movement and Cycle 土壤液态水运动 土壤气态水运动 土壤水循环、平衡及有效性 农田土壤水动态与调控 土壤中的溶质运移
图7-1 自然界的水分循环
第一节 土壤液态水运动
一、土壤饱和流 （Saturated Flow）
第三节 土壤水循环、平衡 及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
土壤水分平衡（Soil water balance）：
对于一定面积和厚度的土体，在一段时间 内，其土壤含水量的变化应等于其来水项 与去水项之差。正值代表土壤储水增加， 负值表示减少。
田间蒸腾和蒸发很难截然 分开，常合在一起，统称蒸散 ET (evapotranspiration)—— 一定时间内一定面积上土壤蒸 发和植物蒸腾的总和。
稳定入渗速率：stable infiltration rate
表7-2 几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(cm/h)
土壤 最后入 渗速率 砂
砂质和 粉质土 壤
1-2
壤土
粘质土 壤 0.1-0.5
碱化粘 质土壤 <0.1
>2
0.55-1
所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使 上层土壤先积蓄水，以后才下渗。
I =W2-W1=120-60=60 （mm） 1hm2农田需要灌溉水量为 60*0.001*10000=600（m3）
以色列塑料坝
以色列花农
三、农田排水
目的：除涝、防渍、防盐 措施：排水沟（明沟）、排水管（暗 管）、“鼠道”排水洞。
第五节 土壤中的溶质运移
一、溶质的对流运移
溶质浓度（C）：单位体积土壤水溶液中所含有的溶质 质量。
影响饱和导水率的因素 • 质地 水通量与孔隙半径
4次方呈正比。
•结构 土壤结皮对土壤饱和 导水率有显著的影响。
饱和导水率的特点
① 饱和率是常数 ② 是土壤导水率的MAX
③ 主要取决于土壤的质地
和结构。 沙质土 > 壤质土 > 粘 质土
•有机质含量。
•粘土矿物种类。
表7-1 不同质地土壤饱和导水率的大小范围
饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度
，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律
(Darcy’s law) ：
单位时间内通过单位面积土壤的水量，土 壤水通量与土水势梯度成正比。
H q Ks L
L
式中：q表示单位面积的土壤水流通 量（cm/h）；△H表示总水势差，一 般用厘米水柱高表示（cm H2O）；L 为水流路径的直线长度（cm）；Ks 为土壤饱和导水率（cm/h）；“-”表 示水流方向与总水势梯度方向相反。
多少天？
解：
W=P+I-ET-D ，忽略U、D。 W=W2-W1=-(P-ET).t t=-(W2-W1)/(P-ET)=-(100-60)/(2.6-0.6)=20 (d)
（三）灌溉日期与灌溉量确定
确定原理依据农田水分平衡方程。
ຫໍສະໝຸດ Baidu
例2：确定灌溉量I。
上述地块根层内土壤田间持水量为120mm，求最大的 适宜灌溉量为多少？ 解：
水分状况的土层深度，一般可取作物的最大扎根深度。
深层渗漏：当灌溉量（或降雨量）过大时，部分水量将
补给计划湿润层深度以下的土层，这一现象称为~。农
田灌溉应尽量减少或消除深层渗漏。
不同作物要求不一样，同种作物不同生长和发育阶段要
求不同，要根据实际情况确定。
（二）土壤含水量上、下限确定
上限：不产生深层渗漏，满足作物对土壤空气的要求，
（二）土壤水的有效性 土壤水的有效性（availability of soil water）是指 土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。 无效水和土壤有效水(plant available water)：在田 间持水量（1-2万帕）到永久萎蔫系数（150万帕 ）之间保留在土壤中的水分。 速效水和迟效水。
为非饱和导水率； 为总水势梯度。
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity)
非饱和导 水率是土 壤基质势 的函数。
图7-3 砂质土和黏质土的土壤水吸力和导水率之间的关系
非饱和条件下土壤水流的数学表达式与饱和 条件下的类似，二者的区别在于： 饱和条件下的总水势梯度可用差分形 式，而非饱和条件下则用微分形式： 饱和条件下的土壤导水率Ks对特定土 壤为一常数，而非饱和导水率是土壤含水 量或基质势（m）的函数。
（二）土壤水的再分布 (soil water redistribution) 概念：土壤水 入渗过 程结束后，水在重力 和吸力梯度影响下在 土壤中向下移动重新 分布的过程。 土壤水的再分布是 土壤水的不饱和流。
图7-5
（三）土壤水的渗漏 (soil water percolation) 概念：把通过土壤某一深度处（如植物的最 大扎根深度处）向下的水分运动。 通常发生在雨季或大水漫灌的情形下。
土壤—植物—大气连续体：由水势引起水由土壤进 入植物体，再向大气扩散的体系。
自1966年澳大利亚著名水文与土壤物理学家Philip提出土壤植物-大气连续体（Soil-Plant-Atmosphere Continuum，简称 SPAC）的概念以来，SPAC系统就成为国际学术界的研究热 点。
SPAC系统的主要内容：水分经由土壤到达植物根系，进入根 系，通过细胞传输进入木质部，由植物的木质部到达叶片，再 由气孔扩散到大气中去，最后参与大气的湍流交换，形成一个 统一、动态的互反馈连续系统，即土壤-植物-大气连续体 （SPAC）系统。 在这一连续体中存在物质、能量和信息的传递和交换，土壤、 植物和大气是我们研究的对象，而水分在土壤、植物和大气中 的传输更是研究的核心内容。
二、农田灌溉与灌溉量计算 （一）土壤灌溉计划湿润层深度确定
计划湿润层深度：实施灌溉时，按计划调节、控制土壤
土面蒸发过程区分为三个阶段。
（一）大气蒸发力控制阶段 稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定， 可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，一般认为该值 相当于毛管水断裂量的含水率，或田间持水量的50-70% （二）表土蒸发强度随含水率变化的阶段 蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持 （三）水汽扩散阶段 土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤 表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而是在土壤内 部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制，并取 决于干土层厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢而且稳定。 土壤保墒措施在第一阶段进行效果最佳；第二阶段次之。
溶质通量：单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质 量。
对流：土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程，通过对 流运移的称为对流通量（Jc）：
Jc=qC
q为土壤水通量；若v=q/θ 表示土壤水溶液的平均孔隙 流速；则：
Jc=v θ C L表示土层深度，则溶质穿过该土层所需要的时间tb为：
tb=L/v=L θ /q
三、土壤水分入渗与再分布
（一） 水分入渗（soil water infiltration) 一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不 排除如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
图7-1
最初入渗速率：Initial infiltration rate
Jd=-Ds(θ)dc/dz
式中，Jd为溶质在土壤中的分子扩散通量；Ds(θ)土壤
含水量为是相应的扩散系数。
一般将溶质在土壤中的分子扩散系数仅表示为含水率
的函数，而与溶质的浓度无关。常用的经验公式为：
Ds(θ) =D0aebθ
式中，a和b均为经验常数。
（二）机械弥散
土壤中存在大小不一、形状各异而又互相连通的孔隙 通道系统。由于土壤颗粒和孔隙在微观尺度上的不均匀性 ，溶液在流动过程中，溶质不断被分细后进入更为纤细的 通道，每个细孔中流速的方向、大小不一样，这种原因使 溶质在随水流动过程中逐渐分散并占有越来越大的渗流区 域范围。溶质的这种运移现象称为机械弥散。
土壤水吸力大于150万帕的土壤水对植物来说是无 效水。
土壤萎蔫系数（wilting point) ：作 物叶片发生永久萎蔫时的土壤含水 量，也叫永久萎蔫点。土壤有效水 的下限。 田间持水量是土壤有效水的上限。
沙漠植物 在-200～800万帕 时仍能生 存。
第四节 农田土壤水动态与调控
一、土壤水的动态特性
第二节、土壤气态水运动
土壤气态水的运动表现为 水汽扩散和水汽凝结两种现象
水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度
一、土面水分蒸发 Soil surface evaporation
概念：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。
土壤蒸发作用的强弱用蒸发强度表示，即单位时间内单位面积 地面上所蒸发的水量。 其取决于两方面： 一是辐射、气温、湿度和风速等外界条件，综合起来称为大气 蒸发能力； 二是受土壤含水率的大小和分布的影响。这是土壤水分向上输 送的条件，即土壤的供水能力。 当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强 度称为潜在蒸发强度。(Soil potential evaporation)
机械弥散通量Jh ：
Jh=-Dh(v).dc/dz 式中，Dh(v)为机械弥散系数。 Dh(v) =λ︱v︳ 式中，λ为经验系数，与土壤质地和结构有关。
（三）水动力弥散
分子扩散和机械弥散的机理不同，但其公式表达相似， 而且一般同时存在，实际上难以区分。因此将分子扩散 与机械弥散综合，称为水动力弥散。 水动力弥散引起的溶质通量JD ：
一般为田间持水量。
下限：作物生长不受抑制，一般为田间持水量的百分数
。
（三）灌溉日期与灌溉量确定
确定原理依据农田水分平衡方程。
例1：确定灌溉时间t。 某地块根层内土壤含水量W2=100mm，无效水 W1=60mm；降水P=0.6mm/d（平均值），作物的蒸散
量ET=2.6mm/d，当作物耗完有效水时，再灌溉还需要
通过土柱的水流通量： Q=q· A
图7-2 土柱里的一维垂直饱和流
式中：Q为通过该土柱横截 面的水流通量（cm3/h）；A 为土柱的横截面积（cm2）。
饱和流导水率 (Saturated hydraulic conductivity)
土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下 层或横向运动的速度。
土壤饱和导水率Ks反映了土壤的饱和渗透性能
二、分子扩散与溶质弥散
（一）分子扩散
溶质的分子扩散由分子的不规则热运动即布朗运动引
起，由浓度高向浓度低处运动。
自由水溶质的分子扩散通量符合Fick第一定律：
J=-D0 dc/dz
J为分子扩散通量，D0为溶质在自由水中的扩散系数；
dc/dz为溶质的浓度梯度。
土壤中，溶质的分子扩散通量同样符合Fick第一定律：
图7-6
二、土壤内部的水汽运动
1、“夜潮”现象
多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。
2、“冻后聚墒”现象 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集聚、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。
“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和 冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒” 就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左 右。
质地类型
砂土
饱和导水率（cm/h）
102~1
砂壤土
壤土 黏土
1~10-3
10-1~10-4 10-2~10-6
二、土壤非饱和流
（unsaturted flow）
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度 和重力势梯度。它也可用达西定律来描述， 对一维垂向非饱和流，其表达式为：
d q K (m ) dx
U
W =P+I+U-ET-D-R-In W 土体储水量mm
收入：P— 降水量mm， I—灌水量mm， U—上行毛管水mm 支出：E—土面蒸发mm， T—蒸腾量mm， D—渗漏量mm，R—径流量 mm，In—冠层截流量mm
土壤水分平衡简化式为：
W=P+I-ET-D
二、土壤水分有效性
（一）土壤-植物-大气连续体中的水分运动
第七章 土壤水分移动与循环
Chapter 7 Soil Water Movement and Cycle 土壤液态水运动 土壤气态水运动 土壤水循环、平衡及有效性 农田土壤水动态与调控 土壤中的溶质运移
图7-1 自然界的水分循环
第一节 土壤液态水运动
一、土壤饱和流 （Saturated Flow）
第三节 土壤水循环、平衡 及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
土壤水分平衡（Soil water balance）：
对于一定面积和厚度的土体，在一段时间 内，其土壤含水量的变化应等于其来水项 与去水项之差。正值代表土壤储水增加， 负值表示减少。
田间蒸腾和蒸发很难截然 分开，常合在一起，统称蒸散 ET (evapotranspiration)—— 一定时间内一定面积上土壤蒸 发和植物蒸腾的总和。
稳定入渗速率：stable infiltration rate
表7-2 几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(cm/h)
土壤 最后入 渗速率 砂
砂质和 粉质土 壤
1-2
壤土
粘质土 壤 0.1-0.5
碱化粘 质土壤 <0.1
>2
0.55-1
所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使 上层土壤先积蓄水，以后才下渗。
I =W2-W1=120-60=60 （mm） 1hm2农田需要灌溉水量为 60*0.001*10000=600（m3）
以色列塑料坝
以色列花农
三、农田排水
目的：除涝、防渍、防盐 措施：排水沟（明沟）、排水管（暗 管）、“鼠道”排水洞。
第五节 土壤中的溶质运移
一、溶质的对流运移
溶质浓度（C）：单位体积土壤水溶液中所含有的溶质 质量。
影响饱和导水率的因素 • 质地 水通量与孔隙半径
4次方呈正比。
•结构 土壤结皮对土壤饱和 导水率有显著的影响。
饱和导水率的特点
① 饱和率是常数 ② 是土壤导水率的MAX
③ 主要取决于土壤的质地
和结构。 沙质土 > 壤质土 > 粘 质土
•有机质含量。
•粘土矿物种类。
表7-1 不同质地土壤饱和导水率的大小范围
饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度
，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律
(Darcy’s law) ：
单位时间内通过单位面积土壤的水量，土 壤水通量与土水势梯度成正比。
H q Ks L
L
式中：q表示单位面积的土壤水流通 量（cm/h）；△H表示总水势差，一 般用厘米水柱高表示（cm H2O）；L 为水流路径的直线长度（cm）；Ks 为土壤饱和导水率（cm/h）；“-”表 示水流方向与总水势梯度方向相反。
多少天？
解：
W=P+I-ET-D ，忽略U、D。 W=W2-W1=-(P-ET).t t=-(W2-W1)/(P-ET)=-(100-60)/(2.6-0.6)=20 (d)
（三）灌溉日期与灌溉量确定
确定原理依据农田水分平衡方程。
ຫໍສະໝຸດ Baidu
例2：确定灌溉量I。
上述地块根层内土壤田间持水量为120mm，求最大的 适宜灌溉量为多少？ 解：
水分状况的土层深度，一般可取作物的最大扎根深度。
深层渗漏：当灌溉量（或降雨量）过大时，部分水量将
补给计划湿润层深度以下的土层，这一现象称为~。农
田灌溉应尽量减少或消除深层渗漏。
不同作物要求不一样，同种作物不同生长和发育阶段要
求不同，要根据实际情况确定。
（二）土壤含水量上、下限确定
上限：不产生深层渗漏，满足作物对土壤空气的要求，
（二）土壤水的有效性 土壤水的有效性（availability of soil water）是指 土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。 无效水和土壤有效水(plant available water)：在田 间持水量（1-2万帕）到永久萎蔫系数（150万帕 ）之间保留在土壤中的水分。 速效水和迟效水。
为非饱和导水率； 为总水势梯度。
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity)
非饱和导 水率是土 壤基质势 的函数。
图7-3 砂质土和黏质土的土壤水吸力和导水率之间的关系
非饱和条件下土壤水流的数学表达式与饱和 条件下的类似，二者的区别在于： 饱和条件下的总水势梯度可用差分形 式，而非饱和条件下则用微分形式： 饱和条件下的土壤导水率Ks对特定土 壤为一常数，而非饱和导水率是土壤含水 量或基质势（m）的函数。
（二）土壤水的再分布 (soil water redistribution) 概念：土壤水 入渗过 程结束后，水在重力 和吸力梯度影响下在 土壤中向下移动重新 分布的过程。 土壤水的再分布是 土壤水的不饱和流。
图7-5
（三）土壤水的渗漏 (soil water percolation) 概念：把通过土壤某一深度处（如植物的最 大扎根深度处）向下的水分运动。 通常发生在雨季或大水漫灌的情形下。
土壤—植物—大气连续体：由水势引起水由土壤进 入植物体，再向大气扩散的体系。
自1966年澳大利亚著名水文与土壤物理学家Philip提出土壤植物-大气连续体（Soil-Plant-Atmosphere Continuum，简称 SPAC）的概念以来，SPAC系统就成为国际学术界的研究热 点。
SPAC系统的主要内容：水分经由土壤到达植物根系，进入根 系，通过细胞传输进入木质部，由植物的木质部到达叶片，再 由气孔扩散到大气中去，最后参与大气的湍流交换，形成一个 统一、动态的互反馈连续系统，即土壤-植物-大气连续体 （SPAC）系统。 在这一连续体中存在物质、能量和信息的传递和交换，土壤、 植物和大气是我们研究的对象，而水分在土壤、植物和大气中 的传输更是研究的核心内容。