Osobny artykuł: Wilgotność gleby.

Roztwór glebowy – składnik biotopu ekosystemu glebowego – habitat wielu gatunków edafonu, źródło wody i soli mineralnych, pobieranych przez korzenie roślin; ciecz wypełniająca wraz z powietrzem przestrzeń między organicznymi, mineralnymi i organiczno-mineralnymi cząstkami stałymi oraz adsorbująca się na ich powierzchni; roztwór soli mineralnych, związków organicznych i gazów oraz faza ciągła koloidów. Źródłami wody glebowej są opady atmosferyczne, wody gruntowe i spływy boczne, w ilościach zależnych m.in. od klimatu, morfologii gleby i rzeźby terenu. Zdolność do zatrzymywania wody w strukturze gleby (retencja wodna) jest konsekwencją działania sił adsorpcji, sił kapilarnych i innych, zróżnicowanych w różnych typach gleb^[1][2].

Skład chemiczny roztworów glebowych zmienia się w szerokim zakresie. Zależnie od rodzaju gleby i warunków meteorologicznych, np. częstości i intensywności opadów, stężenia składników są mniej lub bardziej odległe od stanu termodynamicznej równowagi w trójfazowych układach gaz–ciecz–ciało stałe, badanych w warunkach laboratoryjnych. Gleboznawcy opierają się przede wszystkim na wynikach badań wykonywanych w rzeczywistych warunkach terenowych metodami lizymetrycznymi. Bilansowanie strumieni jonów wmywanych i wymywanych z określonej warstwy profilu pozwala np. stwierdzić, czy obserwowany układ poziomów genetycznych jest ustabilizowany, czy też proces glebotwórczy (np. bielicowanie lub brunatnienie) trwa^[1].

Główne składniki roztworów glebowych zestawiono w tabelach^[1].

Potencjał wody glebowej (Ψ) to praca usunięcia jednostki masy wody poza zasięg sił wiążących. Na całkowitą wartość potencjału Ψ_t składają się: ciśnienia hydrostatyczne i atmosferyczne (Ψ_p) oraz potencjał grawitacyjny (Ψ_g), osmotyczny podwójnej warstwy elektrycznej (Ψ_s), adsorpcyjny (Ψ_a) i kapilarny (Ψ_k). Część sił wiążących jest tak duża, że związana woda nie jest dostępna dla roślin (tzw. woda higroskopijna)^[5][1].

Wielkość potencjału Ψ wyraża się poprzez wartość pF, oznaczającą dziesiętny logarytm z wartości ciśnienia ssącego gleby, wyrażanego w układzie SI w hektopaskalach, a wcześniej w centymetrach słupa wody. Dla różnych stanów nawilżenia gleby pF wynosi^[1]:

• pełne nasycenie – p = 1 cm H₂O, pF = 0,
• polowa pojemność wodna – p = 100 cm H₂O, pF = 2,
• wilgotność trwałego więdnięcia (WTW) – p = 15849 cm H₂O, pF = 4,2,
• maksymalna higroskopijność – p = 50 119 cm H₂O, pF = 4,7,
• gleba powietrznie sucha – p = 251 189 cm H₂O, pF = 5,4.

 Osobne artykuły: woda błonkowata i woda higroskopijna.

Ilość wody związanej higroskopijnie zależy m.in. od temperatury i wilgotności powietrza, rodzaju koloidów glebowych, rodzaju jonów wysycających sorbenty. Woda związana higroskopijnie tworzy na powierzchni cząstek fazy stałej 3- lub 4-cząsteczkową warstwę równolegle ustawionych dipoli H₂O (wnika też do przestrzeni międzypakietowych niektórych minerałów glebowych, powodując ich pęcznienie). Kolejne warstewki dipoli są słabiej związane, lecz nadal uporządkowane elektrostatycznie. Kilkanaście takich warstewek tworzy błonkę wody (tzw. woda błonkowa) o nieco innych właściwościach fizykochemicznych, od właściwości wody w fazie objętościowej (np. większa gęstość, mniejsza temperatura zamarzania)^[1].

 Osobny artykuł: woda kapilarna.

Pojęcie „woda kapilarna” odnosi się do tej części wody, która jest utrzymywana w glebie siłami adhezji i napięcia powierzchniowego. Ma charakter tzw. wody funikularnej (wypełniającej całe kapilary) lub pendularnej, nazywanej wodą kątową (występującej tylko w przewężeniach kapilar). Woda kapilarna występuje jako „podparta” lub „zawieszona”.

Orientacyjne wysokości podsiąkania wody w niektórych glebach wynoszą^[1]:

• żwir – 0−1 cm,
• żwirowaty piasek – 5−10 cm,
• piasek – 10−20 cm,
• piasek gliniasty – 20−50 cm,
• glina spiaszczona – 50−60 cm,
• ił i glina ciężka – 1−5 cm.