在土水势梯度驱动下，土壤水由势能高处向低处运动。土壤水运动的形式有液态流和水汽流。在饱和土壤中的液态水流称为饱和流或渗流（见地下水运动）。在非饱和土壤中的水流称为非饱和流。在等温条件下，后者又可分为稳定流和不稳定流。在非等温条件下，热梯度也造成液态水和水汽的运动，但对液态流的影响不如对水汽流那样明显。非饱和流的研究开始于毛管水运动，逐步发展成为毛管理论。20世纪以来，用土水势表示土壤水的能量状态，土壤水的运动就是其能量转换的一种形式。

1931年理查兹（L.A.Richards）用实验证明：非饱和流仍符合达西定律，即流经土壤的非饱和通量（q）与土壤水势梯度（△ψ）成正比，并与孔隙通道的几何性质有关，即q＝-K（θ）△ψ式中q为水流通量，以厘米/小时计，工程上称流速；△ψ为土水势梯度。K（θ）表示在含水量（θ）时的土壤的水力传导度，通称为不饱和水力传导度，以厘米/小时计。

饱和流中，土壤孔隙充满水，水力传导度达到最大值并为常数。非饱和流中，部分土壤孔隙，特别是大孔隙为空气填充，有效过水断面小，阻力大。不饱和水力传导度是土壤含水量或基模势（ψ_m）的函数，它随含水量或基模势的降低而急剧减小，特别是在砂质土壤更为明显。蔡尔兹（E.C.Childs）用土壤的饱和度（G）和饱和水力传导度（K_s）来表示含水量和不饱和水力传导度之间的关系如下：K（θ）＝K_s（）³＝K_sG³，式中n为土壤的孔隙率。

非饱和流中土壤水运动在没有半透膜时，可以不考虑盐分的影响，起作用的土水势分势为基模势（ψ_m）和重力势（ψ），重力势一般用相对于坐标原点的高度（Z）表示，即ψ＝ψ_m＋Z，则通过单位面积的流量（q）为：

土壤水运动

土壤水的运移引起土壤含水量（θ）随时间（t）不断改变，它们之间可用连续方程来表示：

土壤水运动

非饱和流可分为：①非饱和稳定流。例如稳态入渗和土壤蒸发过程，土壤水分运移过程中，任一土壤质点仅是传递水分，本身含水量不随时间变化，则＝0，也就是说剖面中土水势保持不变，作用的势梯度为一常数。②非饱和不稳定流。在一般情况下，土壤水流经土壤，会吸收或释放出一部分水量，即≠0，研究非饱和流的基本方程为运动方程和扩散方程，非饱和水流的运动方程是描述土水势随空间的变化与土壤含水量随时间变化的定量关系。

土壤水运动

也可用土壤含水量随空间的不断变化而引起土壤含水量随时间变化，则方程称为扩散方程

土壤水运动

式中 D（θ）为土壤水扩散率或称扩散度，以厘米²/小时或厘米²/天计（见扩散度）；D（θ）＝K（θ）＝；其中C（θ）称为比水容度，即C（θ）＝，以1/厘米或1/10⁵帕计。

运动方程和扩散方程是适用于恒温条件下、滞后现象不太严重的各向同性的均质土。

非饱和土壤的孔隙中充满水汽，水汽量可用土壤空气的相对湿度或水汽压表示。土壤中水汽流的重要运动形式是水汽分子的扩散。在水汽压梯度（）作用下，扩散通量（q₀）为q₀＝-D_V，以克·厘米^-2·秒^-1计，式中D_v为水汽扩散率，以厘米²/秒计，△Pv为土壤中两点间的水汽压差，L为两点间的距离，以厘米计。

田间土壤的空气大多是接近水汽饱和的，但饱和水汽压随温度升高而增大，故温度差可引起水汽压差。土壤水的基膜势差异虽然也会引起水汽压差，但在-0.1×10⁵至-15×10⁵的范围内影响甚微，可以忽略不计。土壤含盐量高时也会引起土壤中相当大的水气压差。

在土壤蒸发和水汽凝结中，水汽运动是重要的过程。干旱地区，冬季由于底土温度高于表土，水汽向上运动，并在表土凝结。在干旱地区和炎热季节水汽凝结，也是植物的水源之一。表土蒸发和空气中水汽在表土凝结，也与水汽扩散直接有关。

研究田间土壤水运动，可以用饱和流和非饱和流方程，田间土壤水的运动过程主要有：下渗、土壤水在剖面中的再分布和内排水，以及蒸发等过程。

下渗 水向土中入渗的过程中，表土的水势急剧增高至零或接近于零，和下层土层间形成了较大的土水势梯度（△ψ），包括基模势和重力势梯度，驱动土壤水下移。下渗初期，土水势梯度较大，土壤水下移速度较快，湿润层增加得也较快。随着时间推移和湿润土层深度的增加，势梯度就逐渐变小，土壤水下移速度变慢（图1）。随着湿润层厚度不断增加，使势梯度趋向常数。土壤水下移速度也就趋向于稳定值。

图1 不同下渗时间剖面土壤含水量分布

水向土壤入渗的速度既取决于土壤的水力传导度，又与供水（灌溉或降雨）强度有关。灌溉水量多或降雨强度大时，表土迅速饱和，基模势为零，与下层土层间的水势梯度就大；降雨强度小时，表土水势随降雨的历时增加而增大，表土的基模势达不到零，另外，开始下渗时土壤的含水量也影响水的下移速度。

土壤水在剖面中的再分布和内排水 降雨或灌溉结束后，剖面中湿润的土层可分为饱和区、传导区和湿润区。干湿土的交界处称为湿润锋（见图2）。在锋面处有较大的土水势梯度，驱使土壤水向下继续运动，使湿润层逐渐增厚。在供水结束时刻（t₀），含水量在剖面中的分布为t₀曲线，在无蒸发的条件下，t₁、t₂时刻的含水量垂向分布见图3的t₁、t₂曲线，因已没有补给它们是水在剖面中重新分布的结果。

图2 均质土湿润层内的含水量分布及其分区

再分布过程中土壤水运动的速度及剖面中含水量的变化，仍然可用非饱和流运动方程，但应注意下渗过程中土壤是由干变湿，而再分布过程则是由湿变干，锋面以下的土壤也是由干变湿。因而存在着滞后现象的影响（见土壤水分特征曲线）。

图3 无蒸发条件下土壤水在剖面中的再分布

地下水埋深浅或土壤全剖面初始含水量近饱和时，土壤水的向下运动过程的现象叫内排水。无蒸发的条件下，内排水的结果使得剖面中的土水势分布趋向平衡。达到平衡状态后每一点的土水势值就等于该点距离地下水面的高度。内排水过程中的排水通量随土水势梯度的减小而降低。

土壤蒸发 土壤开始蒸发后，表土层的含水量降低，土水势降低，与表土以下原湿润土层间就产生了土水势梯度，使土壤水向表土层运移，以补偿表层的土壤水的蒸发损失，如土壤初始时刻t₀的含水量高，水分移动快，足以补偿表土土壤水蒸发的消耗。随着蒸发时间不断推移，由t₁，t₂到t₃时刻，剖面上的含水量分布分别为t₁，t₂，t₃曲线。到达t₃时刻后，剖面上部的土水势梯度又随时间而减小，此外，由于含水量降低，土壤水力传导度也随之降低，土壤水运动速度就逐渐变慢，以致不能补偿表土蒸发的损失，蒸发变小。当表土出现干土层时，在干湿土交界处称为干燥锋（图4）。当达t₄，t₅，t₆时刻，干土层逐渐加厚。在整个过程中，可用非饱和流运动方程推求土壤的运移速度，也可求得通过表土的水通量，从而求得蒸发强度和任意时刻土壤含水量在剖面上的分布。

图4 不同蒸发时间剖面上土壤含水量分布