簡介
土壤中保持的液態水可以汽化為氣態水，氣態水也可以凝結為液態水，在一定條件下，兩者處於互相平衡之中。土壤中水蒸氣的運動分為兩種，即內部運動和外部運動。外部運動發生在土壤表面，稱為土面蒸發，內部運動發生在土壤內部，其運動表現為水汽擴散和水汽凝結兩種現象。
水汽運動的推動力是水汽壓梯度，這是由土壤水勢梯度或土壤水吸力梯度和溫度梯度所引起的。其中溫度梯度的作用遠遠大於土壤水吸力梯度，是水汽運動的主要推動力。所以水汽運動總是由水汽壓高處向水汽壓低處，由溫度高處向溫度低處運動。
水汽擴散和水汽凝結
當水汽由暖處向冷處運動遇冷時便可凝結成液態水，這就是水汽凝結。水汽凝結有兩種現象值得注意，一是夜潮現象，二是凍後聚墒現象。
夜潮現象多出現於地下水埋深度較淺的夜潮地。白天土壤表層被曬乾，夜間降溫，底土溫度高於表土，所以水汽由底土向表土移動，遇冷便凝結，使白天曬乾的表土又恢復潮濕。這對作物需水有一定補給作用。
凍後聚墒現象是我國北方冬季土壤凍結後的聚水作用。由於冬季表土凍結，水汽壓降低，而凍層以下土層的水汽壓較高，於是下層水汽不斷向凍層集聚、凍結，使凍層不斷加厚，其含水量有所增加，這就是凍後聚墒現象。雖然它對土壤上層的増水作用有限(2%～4%)，但對緩解土壤旱情有一定意義。凍後聚墒的多少主要決定於該土壤的含水量和凍結的強度，含水量高凍結強度大，凍後聚物就比較明顯。
在土壤含水量較高時，土壤內部的水汽移動對於土壤給作物供水的作用很小，一般可以不加考慮，但在乾燥土壤給耐旱的漠境植物供應水分時、土壤內部的水汽移動可能具有重要意義，有許多澳境植物能在極低的水分條件下生存。
土面蒸發
土壤水不斷以水汽的形態由表土向大氣擴散而逸失的現象稱為土面蒸發，蒸發作用的強弱常以蒸發強度表示、即單位時間內單位面積地面上所蒸發的水量。
土面蒸發的形成及蒸發強度的大小主要取決於兩方面，一是輻射、氣溫、濕度和風速等外界條件，綜合起來稱為大氣蒸發能力。它既決定水分蒸發過程中能量的供給又影響到蒸發表面水汽向大氣的擴散過程，二是受土壤含水率的大小和分布的影響。這是土壤水分向上輸送的條件，也即上坡的供水能力。當土壤供水充分時，由大氣蒸發能力決定的最大可能蒸發強度稱為潛在蒸發強度。
要使蒸發過程持續進行，必須具備以下三個前提條件：不斷有熱能到達土壤表面，以滿足水的汽化熱需要(15℃對1g水的汽化熱約為3.47kj)；土壤表面的水汽壓必須高於大氣的水汽壓，以保證水汽不斷進人大氣；表層土壤必須能不斷地從下層得到水的補給，
根據大氣蒸發能力和土壤供水能力所起的作用、土面蒸發所呈現的特點及規律，將土面蒸發過程分為三個階段。
一、大氣蒸發力控制階段，在蒸發的起始階段，當地表含水率很高時，儘管含水率有所變化，但地表處的水汽壓仍維持或接近於飽和水汽壓。結果含水率的降低並不影響水汽的擴散通量、土壤能向地表充分供水，在這種情況下，表土的蒸發強度不隨土壤含水率降低而變化，稱為穩定蒸發階段。
二、表土蒸發強度隨含水率變化的階段。當表土含水率低於臨界含水率以下時，土壤導水率隨土壤含水率的降低或土壤水吸力的增高而不斷減小，導致土壤水分流向地表的土壤水通量(即土壤的供水能力)不可避免地減小下來，表層土壤消耗的水分得不到補充，導致地表含水率進一步減小。隨著表土含水率的降低，地表處的水汽壓也降低，蒸發強度隨之減弱。該階段土表蒸發強度隨表土含水率降低而遞減的階段。
三、水汽擴散階段。當表土含水率很低，低於凋萎係數時，土壤表面形成乾土層。土壤水分在乾土層下汽化，然後以水汽擴散的方式穿過乾土層而進入大氣。在此階段，蒸發麵不是在地表，而是在土壤內部，蒸發強度的大小主要由於土層內水汽擴散的能力控制，並取決於乾土層的氣體擴散速率。該擴散遮率主要取決於乾土層的孔隙狀況和厚度，一般比較穩定。
土壤的蒸發強度與外界條件、土壤條件有密切的關係。尤其是氣象條件的變化對土壤蒸發速率的影響極大，由於氣象因素的周期變化，晝夜蒸發強度就有很大的差異。
土表蒸發的第一階段的蒸發強度最大，是土壤水分損失最快的階段，在該階段進行中耕或其他保墒措施效果最好，土面蒸發是自然界水循環的重要一環。也是造成土壤水分損大、導致乾旱的一個主要因素。在一定條件下，蒸發還可以引起土壤沙化或鹽漬化。
