单位水力梯度下，土壤水流通量。其量纲为〔LT^-1〕，常用厘米/秒或米/日表示，亦称导水率，是分析土壤中水流运动的重要参数。

根据达西定律，一维垂直土壤水流运动方程为：

土壤水力传导度

式中 q为土壤水的通量；z为垂直坐标；θ为土壤体积含水率；K（θ）为土壤水力传导度，当土壤为非饱和时，为θ的函数；当土壤饱和时，是与土壤含水率无关的常数，记作K；ψ为土壤的总水势，包括重力势和基质势两部分，即当z向下为正时：

土壤水力传导度

式中ψ_m为基质势。

在土壤处于饱和状态时，土壤水力传导度常称为渗透系数。由于土壤饱和时，所有孔隙都充满了水，且都可以导水，所以土壤的水力传导度最高。在非饱和土壤中，有些孔隙是充气的，土壤的横断面上导水孔隙减少，水力传导度降低。同时，在吸力增加时，最先排出的是大孔隙中的水分，其余土壤水分在较小孔隙中流动，而水在孔隙中流动的速度又是随孔径的减小而减小，因此，非饱和土壤水力传导度也随之降低。另外，当大孔隙中水排出后，它就成为水流流向相邻孔隙的障碍，这也是非饱和土壤水力传导度降低的一个原因。由于上述缘由，土壤水从饱和过渡到非饱和时，土壤水力传导度将急剧降低。当吸力从零增加到0.1兆帕（1巴）时，土壤水力传导度可以降低几个数量级（有时降低到饱和时数值的1/100000）。

土壤水力传导度与含水率或吸力有密切关系，以一个非饱和的水平土柱为例，当水流在吸力作用下流动时，若土柱两端的吸力水头保持恒定，则水通量是稳定的。若土柱很短，使两个观测点的距离较小，可计算出土样的某一平均吸力时的平均水力传导度（即。其中△x为水平距离，△H_m为两观测点的吸力差）。

在同一平均吸力时，通量与吸力梯度成正比。可是，通量和吸力梯度关系直线的斜率随不同的平均吸力而变（见图1）。在饱和土壤中则相反，土壤水力传导度一般不随水势或压力的数值而变。

不同质地土壤水力传导度与吸力的关系如图2所示。图2表明，虽然沙质土在非饱和时水力传导度K_{s 1}高于粘质土饱和时的水力传导度K_s2。但沙质土在非饱和时，水力传导度随吸力增加而急剧降低，且很快就低于粘质土的水力传导度。

图1 非饱和土壤水力传导度与平均吸力的关系

图2 不同质地土壤水力传导度与吸力的关系（对数比尺）

土壤水力传导度与吸力和含水率的关系还没有理论公式，但曾提出很多经验公式，常用的非饱和土壤水力传导度的经验公式有：

土壤水力传导度

以上各式中 K为非饱和土壤水力传导度。K_s为同种土壤饱和时的水力传导度（渗透系数），a、b、n均为经验常数（每一公式中数值不同），ψ_m为吸力水头。θ为体积含水率，θ_s和θ_o分别代表同种土壤饱和时的含水率和不易移动部分的含水率，ψ_mc为K＝K，时的吸力水头。以上公式中经验常数值必须用试验测定。

土壤水力传导度的测定方法较多，饱和土壤的渗透系数常用达西试验装置测定。非饱和土壤水力传导度常用垂直土柱入渗法，水平短土柱法，瞬时剖面法等方法测定。但这些方法均假设土壤各向同性，故在田间运用中有一定的局限性。