По этому способу из (У.29) находим
_ ЗеЗб-до 
и
Реаезес(ве) 
(У:30)
р’, = МОМе-уК 
и 
(У.31)
* 
зехе-(р) 
°
тде обозначения прежние. Как указывалось ранее, величины Ауу, 
+ 1 рассчиты-
ваются по (\.6).
Заметим, что при отрицательном значении параметр Эт указывает на
термоосмотический влагоперенос, при положительном — на термокапилляр-
ный. Величина РЭ уу, как правило, положительная и указывает на молекулярно-
диффузивный влагоперенос, идущий от более влажных частей зоны аэрации
к менее влажным.
Однако при сложной (резко неоднородной) структуре пористых сред не
исключено движение влаги в противоположном направлении — от более сухих
мест к более сырым. Это движение влаги также определяется разностью капил-
лярных потенциалов, которые, очевидно, существенно различаются в микро-
и макроструктурах. Если, например, в микрокапиллярах 
движение 
влаги
осуществляется от сырых мест к более сухим, и происходит оно в направле-
ниях, отличных от вертикальных, то в макрокапиллярах и макропорах, кото-
рые более открыты у поверхности, движение влаги восходящее, близкое к вер-
тикальному. Происходит оно от более закрытых пор на глубине к болдее от-
крытым порам у поверхности, т. е. идет движение от мест более сырых к местам
более сухим на поверхностях макрокапцилляров и макропор. Таким образом,
у дневной поверхности объемная влажность почвогрунтов обычно (без учета
макропор) наибольшая, на глубине — меньшая, а движение влаги может идти
к поверхности, если над ней происходит испарение в атмосферу.
Аналитический метод
Имея данные по распределению влажности грунтов на глубине и во вре-
мени И (2, ), можно выбрать такие две эпюры влажности, отвечающие непре-
рывному снижению влажности во времени, т. е. моментам #,, &,, которые вместе
е этим удовлетворяют условию применения формулы (У.10).
При этом начальный момент времени (# = )) относится к моменту оконча-
ния периода стабильного значения влажности, при котором распределение
влажности по глубине близко к линейному — параллельному оси 2, т. е. при
И/ (2) == соп8!. В начальном сечении потока & == (, принимаемом вблизи днев-
ной поверхности или на подошве корнеобитаемого слоя почвы, влажность
пород И/° должна изменяться (обычно уменьшаться, иногда увеличиваться)
по закону, близкому к прямой (ЛИ/° = Буу?).
При этих условиях, зная приращение влажности почвогрунтов на глубине
5 за время #, т. е. величину АУ (2, #), а также аналогичную величину в началь-
ном сечении, т. е. Л/° = буу, 
Ё, согласно (\У.10) будем иметь
АМ (2, #
В (7\‚) =—= то#(іш—г?)- ° 
(\7.32)
Несомненно, что при сохранении линейного по глубине распределения
коэффициента влагопроницаемости Буу (И/, г) в расчетное время #, при котором
141