Можно различать следующие формы движения воды в почве:

1. При всякой влажности почвы часть воды, смачивающей почвенные частицы, переходит в форму пара, который и заполняет свободные поры почвы. Если под влиянием каких-либо причин парообразная вода из данных пор будет удалена, например передвинется в другую зону почвы или уйдет в атмосферу, то в парообразное состояние перейдет новая порция капельно-жидкой воды, и таким образом в процесс передвижения парообразной воды фактически вовлекается все количество воды, находящейся в почве.
2. Основным условием возможности движения пара из одной области в другую является, как известно, наличие разностей давления или разности упругости паров в этих двух областях.
Эта разность давлений вообще определяется следующими условиями: а) разной степенью насыщения атмосферы парами воды. При одинаковой температуре давление пара прямо пропорционально степени насыщения, и следовательно движение будет осуществляться из области большего насыщения в область насыщения меньшего;
б) разной температурой пара. В случае одинаковой степени насыщения давление прямо пропорционально температуре, и следовательно движение будет осуществляться из области большей температуры в область температуры меньшей.
Соответственно этому возможность движения парообразной воды в толще почвы определяется упругостью паров в разных ее горизонтах, или слоях.
3. Вообще величина упругости водяных паров в почвах и грунтах зависит от большого ряда условий, как степень влажности почвы, кривизна менисков воды, концентрация солей в почвенном растворе, химический состав почвенной массы и т. д., но мы ниже рассмотрим только простейший случай зависимости упругости пара от влажности и температуры почвы, который характеризует явление в нервом, но существенном, приближении.
Прежде всего необходимо установить, какая степень насыщения (относительная влажность) свойственна почвенному воздуху при разных степенях влажности почвы. Это видно из нижеследующего опыта с лессом (A. Лебедев), в котором были сделаны прямые определения относительной влажности воздуха внутри почвы при разных степенях ее увлажнения:

Мы видим, что при всех высоких влажностях, вплоть до 8,22%, относительная влажность равна 100%, т. е. воздух насыщен парами воды. Только при влажности данной почвы ниже 8% относительная влажность воздуха опускается ниже 100%. Оказывается, что этот предел влажности почвы, ниже которого относительная влажность воздуха становится менее 100%, определяется величиной максимальной гигроскопичности данной почвы, которая в данном случае равна 7,92%. Что это действительно так, можно видеть из следующего аналогичного опыта, но с другим грунтом, именно с песком:

Этот опыт показывает, что даже при очень низких влажностях песка, в пределах 4,02—0,52%, тем не менее относительная влажность воздуха остается равной 100%, и только при влажности песка в 0,25% относительная влажность воздуха падает до 62%. Определение максимальной гигроскопичности этого песка дало величину 0,33%.
На основании целого ряда аналогичных опытов устанавливаются следующие закономерности:
А. Для всех почв при влажностях их выше максимальной гигроскопичности относительная влажность воздуха всегда равна 100%, и следовательно упругость водяного пара в атмосфере определяется только температурой.
Б. При влажности почвы ниже ее максимальной гигроскопичности относительная влажность воздуха всегда ниже 100% и конкретно определяется исходной влажностью почвы и температурой.
Эту зависимость от влажности и температуры показывают следующие два опыта:

Из этих опытов мы видим, что действительно при влажностях почвы ниже ее максимальной гигроскопичности относительная влажность воздуха при одинаковой температуре уменьшается с уменьшением влажности почвы, а при одинаковой исходной влажности почвы повышается с повышением температуры. Таким образом для этих степеней влажности почвы упругость пара мы можем определить, только зная два фактора, именно температуру и влажность почвы.
Зная эти две вышеназванные закономерности состояния относительной влажности воздуха почвы, мы можем для каждого частного случая решить вопрос о том, возможно ли здесь вообще передвижение парообразной влаги и в каком направлении.
Разберем основные типичные случаи, имея в виду, что при этом мы должны считаться не со всеми формами воды в почве, которые установлены выше, а лишь с двумя из них, а именно с максимальной гигроскопической и затем со всей суммой воды выше этого предела.
Типичных случаев движения пара внутри почвы будет вообще три: 1) передвижение в пределах гигроскопической влажности почвы; 2) передвижение при влажностях более высоких, чем максимальная гигроскопическая, и 3) передвижение между двумя предыдущими степенями влажности.
Для случая первого в пределах гигроскопической влажности может наблюдаться два следующих варианта отношений:
Вариант а: соприкасаются два слоя почвы одинаковой влажности, но температура их разная. Очевидно упругость пара будет определяться здесь только температурой, и парообразная вода будет передвигаться из слон с более высокой температурой к слою с температурой более низкой. Так как избыток пара в этой новой области существовать не может, то он будет конденсироваться на поверхности частиц, и таким образом более холодный слой почвы будет увлажняться, а более теплый иссушаться.
Вариант б: соприкасаются два слоя почвы, имеющие разные влажности, а температура их одинакова. Здесь упругость пара определяется только влажностью, и следовательно перегонка его будет осуществляться из слоя более влажного в слой более сухой, — влажности двух слоев будут выравниваться.
В случае втором, т. е. при влажностях выше максимальной гигроскопической, могут иметь место те же два варианта отношений, но с несколько иным эффектом.
Вариант а: соприкасаются два слоя почвы с разными влажностями, но температура их одинакова. Как мы знаем, относительная влажность воздуха в этих условиях будет для обоих слоев равна 100%, а упругость пара определяется тогда только температурой. Так как в нашем случае температура одинакова, то следовательно упругость пара будет также одинаковой, и очевидно передвижения парообразной воды между нашими Слоями, несмотря на разность влажностей, не будет.
Вариант б: соприкасаются два слоя разных влажностей, но и равных температур, Так как относительная влажность воздуха опять в обоих слоях равна 100%, то очевидно, что передвижение будет итти от более теплого слоя к холодному. При этом если температура будет выше в более сухом слое, то передвижение пара будет итти ив относительно сухого слоя в более влажный. При обратном соотношении температур и направление движения будет обратным.
В случае третьем соприкосновения двух слоев почвы, ив которых один увлажнен выше максимальной гигроскопической, а другой ниже ее, влияние температуры сказывается следующим образом. Вариант а: температуры слоев одинаковы. При этом условии относительная влажность воздуха сырого слоя равна 100%, а слоя сухого — ниже 100%. Следовательно упругость пара первого выше второго, и передвижение будет совершаться ив влажного слоя в сухой. Вариант б: температуры слоев различны. В этом случае предусмотреть характер процесса невозможно. В самом деле, хотя относительная влажность, воздуха сухого слоя почвы и ниже 100%, тем не менее температура его может быть настолько выше температуры влажного слоя, что упругость пара их станет одинаковой и движения следовательно не будет. В случае еще большего повышения температуры сухого слоя передвижение пара будет происходить ив сухого слоя во влажный, при более же низкой температуре, наоборот, пар будет передвигаться из влажного слоя в сухой. Следовательно в этом случае установление характера явления возможно только на основании прямого измерения двух элементов, именно температуры и относительной влажности воздуха в каждом слое почвы.
Таковы основные случаи условий передвижения воды в форме пара в толще почвы. Мы видим, что эта форма движения может осуществляться при всех степенях влажности почвы, и в этом смысле она является наиболее универсальной, наиболее общей формой передвижения воды. При этом вода, лежащая в пределах максимальной гигроскопичности почв, может передвигаться, по-видимому, только в парообразной форме. Это положение становится принципиальнобесспорным в случае, если мы будем принимать максимальную гигроскопическую воду как одномолекулярную пленку воды, и, наоборот, становится несколько условным или только приближенным в случае признания этой пленки как состоящей из многих слоев молекул воды.
Парообразная вода, передвинувшись из одной области почвы в Другую, очевидно не в состоянии уже оставаться в форме пара и будет превращаться в капельно-жидкую форму, т. е. конденсироваться. Выше мы познакомились с одной формой конденсации воды, вызываемой молекулярными силами притяжения поверхности почвенных частиц. Конденсация паров в случае, рассматриваемом нами теперь, не зависит от молекулярных сил, она определяется главным образом температурными условиями и потому может быть названа, в отличие от первой формы, конденсацией термической.
Различение этих двух форм конденсации необходимо не только в силу различия причин, их обусловливающих, но также и в силу различий конечных результатов, к которым эти два вида конденсации могут приводить. Конденсация молекулярная ограничена в своем размере, ее высший предел есть максимальная гигроскопическая влажность, и дальше этого увеличение влажности почвы итти не может. Конденсация термическая по сути дела, наоборот, не ограничена никаким пределом: если термический градиент, т. е. разность температур двух областей почвы, сохраняется, и источник пара есть, то конденсация будет итти без предела. Это обстоятельство может привести в ряде случаев к весьма существенным и оригинальным последствиям.
Допустим например, что поверхностный горизонт почвы имеет в течение достаточно длительного периода времени температуру более низкую, чем горизонты нижележащие и более влажные. Тогда очевидно, что пар будет передвигаться в верхний горизонт, конденсироваться, и таким образом здесь будет накапливаться капельно-жидкая вода. Однако способность почвы удерживать в себе капельножидкую воду не беспредельна, а, наоборот, очень ограничена и измеряется для верхних горизонтов например величинами порядка 25—30% весовой влажности (предельная влагоемкость). Следовательно, если увлажнение почвы достигнет этого предела, а конденсация будет продолжаться дальше, то очевидно, что накапливающаяся вода начнет стекать вниз, в толщу почвы. Легко себе представить, что таким образом при подходящих условиях может установиться длительный процесс циркуляции воды из нижних горизонтов почвы в верхние в виде пара и обратного стекания капельно-жидкой воды из верхних горизонтов в нижние. Таким образом в верхних горизонтах почвы будет осуществляться нисходящий ток воды, процесс выщелачивания, промывания почвы. Этот процесс выщелачивания имеет крупнейшее значение для всех решительно почв, но особенно ярко он может проявиться в почвах засоленных, содержащих вредные, легко растворимые соли, которые таким образом будут удаляться из почвы. Ниже, при изучении солончаков, мы еще вернемся к этому природному процессу и укажем возможные технические приемы лучшего его использования.
Этот же процесс несомненно имеет общее распространение и в северных областях. Здесь в течение длительной зимы в верхних охлажденных горизонтах происходит конденсация пара, вода замерзает, и к весне почва имеет запас воды несколько больший, чем он мог бы быть за счет только выпавших осадков. Таким образом в условиях дренированного поля этот дренаж должен будет отвести несколько большее количество воды, чем то, которое подсчитывается из суммы выпадающих из атмосферы осадков. Накопление воды этого рода показано на чертеже 13.
Закономерности, установленные для явлений передвижения пара внутри толщи почвы, имеют одинаковую силу и для случая обмена пара между почвой и атмосферой. Если упругость пара в толще почвы больше, чем упругость пара в атмосфере, то пар движется из почвы, она теряет воду, высыхает. Наоборот, если создадутся условия большей упругости в атмосфере, то пар будет поступать в почву и последняя будет увлажняться. В настоящее время можно считать доказанным, что в природе действительно бывают условия, когда упругость паров атмосферы более таковой в поверхностном горизонте почвы, и тогда почва обогащается водой непосредственно за счет парообразной воды атмосферы. Это явление возможно в течение всего года. Немногочисленные пока попытки прямого измерения количественной стороны этого явления дают величины порядка от 0,3—0,5 мм (Одесса) и до 2,6 мм (р. Волхов) осадков за сутки.
Принимая, что например для условий Одессы число случаев возможной конденсации за год достигает 200, мы получим суммарное количество воды, равное 60—100 мм. По отношению к 400 мм всех осадков для Одессы это количество конденсационной воды должно быть признано очень значительным (Лебедев).
Таким образом в итоге нужно признать, что процессы конденсации парообразной воды в почве из атмосферы не только имеют широкое распространение, но и количественно могут существенно изменять запасы воды в почве и следовательно весь водный баланс ее.