5）膜状水：被吸附在吸湿水膜外层的水分称膜状水。它与土粒之间的吸引力较吸湿水小，吸力为3.14×106-6.08×105帕（31-6个大气压），但仍超过地心引力的7万倍以上，水膜厚约0.056微米，不受重力影响而移动。膜状水具有液态水性质，呈粘滞-液体状态，能从水膜厚处向薄处移动，即从湿土向干土移动，但移动速度非常缓慢，一般小于0.2－0.4毫米每小时，虽然它的外层可被植物吸收利用，但移动速度太慢，供不应求，解决不了植物对水分的需要。因此，膜状水即使含量还高，植物便开始凋萎，植物呈永久萎蔫时的土壤含水量，称凋萎系数。吸湿水和膜状水合称物理束缚水，前者叫物理紧束缚水，后者称物理松束缚水。膜状水的最大含量叫最大分子持水量。
6）毛管水：毛管孔隙中毛管力吸附保存的水分称毛管水。毛管力来源于水的表面张力和毛管壁对水分子的吸力，即弯月面力，弯月面力吸收的水分是毛管水，毛管水是自由液态水，引力为6.08×105-2.03×105帕（6-1/3大气压）。毛管水的运动主要决定于毛管力，毛管力与表面张力成正相关，与毛管半径（弯月面曲率半径）成反相关。毛管水运动方向可通向土壤中毛管弯曲网络的四面八方，毛管力小处向毛管力大的方向运动，即从粗毛管向细毛管运动。同时也受温度，溶质浓度等影响，毛管水运动从温度高处向温度低处运动，从浓度低处向浓度高处运动。毛管水的运动速度取决于毛管梯度，毛管半径大小和粘滞度等影响。毛管力梯度越大毛管水运动越快，相反则慢。毛管半径缩小，粘滞度增大，都会阻滞毛管水运动的速度。
毛管水依其水分来源，可分为毛管悬着水和毛管上升水。
毛管上升水是指地下水位较高条件下，地下水沿毛管上升而存在土壤毛管孔隙中的水分。在干旱区，优质的地下水沿毛管上升，因而地下水质具有特殊意义，地下水质含盐分过高则易引起次生盐渍化。
毛管悬着水是指毛管水与地下水无联系而保持在土壤上层的毛管水，主要由降水、灌溉、融雪等产生的重力水向下运动而成。毛管悬着水达到最大时的土壤含水量，称田间持水量。
7）重力水：当土壤水分含量超过田间持水量时，多余的水分就会在重力作用下，沿着土壤中的非毛管孔隙向下渗透，如果没有不透水层的阻隔，它可以一直渗透到地下水中去。这称自由重力水。如果有不透水层阻隔，它可以在不透水层之上潴积下来，即成支持重力水或叫上层滞水。当土壤孔隙全部充满水分时，即为重力水所饱和时的含水量，称为全蓄水量或饱和持水量，饱和系数。
从上述各种土壤水分可知，由于各种因素的影响，只有一部分水分是植物可以吸收的，能够被植物所吸收的水分，称为土壤有效水。一般来说，凋萎系数与田间持水量之间的土壤水，属于有效水分。土壤水分有效性主要受土壤质地、结构、有机质含量等影响（表1-9，图1-21）。砂质土持水量小，有效水范围小，粘质土田间持水量虽高于壤土，但凋萎系数高，有效水范围也小于壤土，所以壤土有效水范围最大。有机质持水量大，但对水分吸持力强，凋萎系数也高，所以有机质含量只能在一定程度上才能增大有效水范围。粒状结构的土壤田间持水量大于无结构的土壤，因而有效水范围较大。
4．土壤水的能量概念 土壤水和自然界中其他物体一样，含有不同数量和形式的能，经典物理学分别出两种主要形式的能：动能和势能。
而势能则在土壤水的运动和状态上极为重要。
自然界中所有物质的自发和普遍的趋势是由势能较高处向较低处运动。土壤水分也是从自由能高的地方向自由能低的地方移动，停滞的高自由能地下水是往干燥土壤（低自由能）移动的。如果能了解土壤中不同点上的能量水平，就有可能预报水分运动的方向，并提供关于水分所受各种力的一些概念。
在土壤水不饱和情况下，土壤仍保持部分水分，根据热力学第一定律：能量守恒定律，被土壤吸持的水，损失了一部分自由能，而在土壤水饱和情况下，水分不但不再被吸持，还可以产生静水压，其能作有用功的自由能增多了。通常采用土水势作为衡量土壤水分能量的指标，它是表明土壤水自由能与标准的参照状态的水相对比的差值，这个差值在土壤水不饱和时为负值，饱和后为正值。一般规定在标准大气压下，与土壤水同一温度的纯自由水作为标准的参照状态，并规定其水势为零。构成土壤水势的各分势为：基质势（Pm）、溶质势（Ps）或渗透势（Po）、压力势（Pp）和重力势（Pg）。土水势与自由能的关系可用表1-10表示。
1）基质势（matric potential）：亦称间质势、基模势，土壤固体颗粒作为吸水基质，水分被土壤基质吸附后其自由活动能就降低了，即基质吸力使水势降低，所以基质势是负值。同一土壤在不同含水量状况下，其基质势是不相等的，它随土壤含水量的增加而增大，当土壤水达到饱和时，基质势为零。
2）溶质势（solute potential）：也叫渗透势（osmotic potential），由土壤溶液中的溶质离子吸水，使土壤水分失去部分自由活动能力，这种由溶质所产生的势能，称溶质势，它的值等于土壤溶液的渗透压，故也称渗透势，但符号相反，为负值，而且随着溶液浓度增大而减少，使水势降低。
3）压力势（pressure potential）：土壤水在饱和状态下，使土壤水所承受的压力不同于参照水面，即以自由水面作为参比标准，这种水势的变化即为压力势。压力势包括气压势、静水压势和荷载势。压力势均为正值。气压势是由于空气被封闭而在土体内产生的势值，其数值很小，可略而不计。静水压势是指部分出现的连续水柱而产生的静水压力，并由此引起的水势，它是压力势的主要部分，荷载势是指土壤水分中所含悬浮物质所产生的水势，其数值较小，一般也可忽略。
4）重力势（grovitational potential）：土壤水分因所处的位置不同，其受重力影响而获得的位能也不相等，由此产生的水势，称为重力势。具体计算时，一般都以土壤剖面中地下水位的高度作为比照的标准，而把它的重力势作为零。据此，在地下水位以上的土壤水重力势为正值，而在地下水位以下则为负值。
土壤总水势（total soil water potential）就是以上各分势的总和，即Pt=Pm+Po+Pg…其他意义不大的势可略去。在不同情况下，起作用的土水势是不相同的，在饱和土壤水运动中，决定土水势的是Pp与Pg，在不饱和土壤水的运动中决定土水势的是Pm与Pg。
土水势的定量表示以单位数量土壤水的势能值为准。通常用单位容积土壤水分的势能值即压力单位帕（Pa）表示。过去曾用单位重量土壤水的势能值，即以静压力或相当于一定压力的水柱高的厘米数来表示。它们之间的换量关系是：105帕=1020厘米水柱=1巴=0.9869大气压。近似应用时也可简化为：105帕=1000厘米水柱≈1巴≈1大气压。
为了避免在计算水势时存在着的正值与负值的混淆，也可用土壤水吸力来表示土壤水的能量状态。它的数值与土水势相同，只是都为正值，但需注意土壤水吸力只能用于基质势和溶质势，对水分饱和的土壤一般不用。
土壤水吸力的范围很宽，可以从零到105帕。R．K．Schofield曾建议，用土壤水吸力的水柱高度厘米数的对数，即pF值来表示。pF值曾在国内外广泛采用，后来逐渐不用水柱高度而代之以土水势的毫巴数，如土水势为1000毫巴，pF为3，使用pF的方便之处是用简单的数字可以表示很广的土水势范围。大气压与pF值换算关系如表1-11。
