這種結果說明，雖然汽流和液流開始時都是由熱端向冷輪運動的，但水氣很快在近冷端凝結，造成含水量梯度，致使液態水開始從冷端向熱端運動。基質勢梯度受水量梯度的影響超過溫度對基質勢梯度的影響。同一試驗也表明氣相運動要比用Fick定律計算大得多（近3倍），因為這在液相裏產生了回流，使得氣化量加大（在飽和度為0.2，0.3時總含水量的向熱端轉移量最大）。根據目前對熱感應水流的知識，可以定性地描述許多自然現象。例如地表由輻射引起的夜冷現象是引起在土表薄層早晨水分積集的原因：早上5時土表薄層土壤含水量最大，下午4時最小。白天土表受熱造成水氣向大氣流散和向下麵較冷土壤流動的水氣壓梯度；夜間水氣向較冷的土表運動。但值得指出的是，通常土壤溫度的梯度由於濕潤土壤中氣、液、固三相的導熱率的不同，通過充水孔隙的溫度梯度應當大於平均溫度梯度。
三、土壤水分收支與有效性
當土壤含水量不依時間而變化，其水分的流入量和流出量剛好平衡，這時水分通過土壤作穩態流動，計算相對地比較簡單。如果研究的時間幅度很長，含水量的短期波動和土層邊界處出入水量的不平衡在長時間平均中得以消除，這時仍可能作為穩態流動處理。但陸地植物的生活經常遇到土層的周期性濕潤，如降雨和灌溉水的人滲。濕潤鋒的向幹燥土壤延伸，土壤溶液中溶質的轉移和再分布等快速運動則不能用穩態處理。
1.水分向土體的入滲
（1）水分沿水平方向的入滲設脫離體幹土柱的長度現從土柱一端供水，使得該端含水量得以不變，並假設擴散係數D隨含水量變化不大而近於保持常值，則水平流動微分方程：
（2）水分沿鉛垂方向的人滲
水分沿鉛垂方向入滲時，含水量隨時間變化的微分方程式，當取z坐標軸以向下為正時。
在水分從地表滲入的過程停止後，土壤剖麵中的水分開始再分布，自己經濕潤的部分向濕潤鋒以外的幹土移動，有兩種不同的分布現象。
前者表明再分布開始時濕潤鋒麵接近飽和；後者表明再分布開始後在土表下方有一個呈現排水現象的深度範圍，其下是接近濕潤鋒的、呈現輕度排水的過渡層。
（3）排水至靜止水位的穩態人滲
前麵曾指出，穩定狀態是土壤含水量不隨時間而發生變化。穩定狀態下的入滲以透水性和排水設施能保證穩定地下水位為條件。
（4）地表水分入滲的控製
如要將雨水全部滲入並蓄存在土壤中或補給地下水，地表下層土壤的潛在入滲率必須足夠大。地表土壤結構常通過耕作和工程措施加以改變。
表層土壤的大孔隙和多孔隙有助於水入滲，耕後的表土開始時能使雨水自由滲入，但裸露土壤的結構易受雨點打擊而破壞，被打散的細顆粒填充孔隙，雨後在地表結成一層硬殼，大大降低地表的入滲度。用腐殖質和石膏處理等可提高土壤結構的穩定性，而覆蓋可使裸露土表免於雨滴打擊，被覆蓋的土壤可保持其良好的滲透性。水分進入了被覆蓋的土壤，在表層以下向下流動，流速約為每天lm，而如在地表沿水平流失則約為每天1000m。垂直覆蓋（將植物殘秸填入深溝或水槽內）亦能促進入滲。不全麵翻耕而用鑿形齒間隔深鬆能在地表留下較深的開縫有利於地表水的迅速滲入而不至於流失。將田麵築成盒狀溝、在坡地上築梯田、築高線梯田或.挖魚鱗坑亦有減少流失，增加入滲和保存水分的功用。噴灑瀝青或鈉鹽能封住土壤表麵以防滲入，蠟、矽樹脂等疏水物質或有機包膜（真菌作用）亦有助於雨水從表麵流走。粘重的土壤在繼續泡浸情況下水力導水率及其排水的孔隙變小。在團粒結構好的粘土中，大孔隙的尺寸和其連續性依含水量而變，從而導水率亦變。這樣，在粘重土壤中水的人滲很重要的是在土體中形成裂縫，使水沿裂縫下滲。耕作可形成裂縫，曬幹亦能形成裂縫。膨脹性的粘土在旱年裂縫可達lm以上，經翻鬆並堅持除草的休閑地貯水的效能並不高，有報道約貯降雨的1/5，或大致50-100mm，但效益卻很大，因為這些水將都用在增產上，每多增加1mm水，可提高小麥約10kg。
2.裸地蒸發
在一年內的作物生長期間，蒸散到大氣中的水分約有一半來自地麵的蒸發。
（1）裸地蒸發的過程
裸地蒸發可分為三個階段。在一定大氣條件下，原來飽和的土壤在開始階段蒸發速度幾乎為常數，是為蒸發恒定速度階段，這時蒸發速度取決於大氣條件，而不是土壤飽和度，裸露濕土蒸發失水的速度大致與自由水麵失水速度相等；潛在蒸發速度愈低，恒定速度階段持續時間就愈長。當土壤對表麵供水的速度受到限製時，蒸發速度下降，因為土壤變幹時水力傳導度降低，是為蒸發速度下降階段。當表麵變得充分幹燥時，這時水分不再以液態向表麵移動，地表下麵的蒸發帶下降，水分以水氣狀態在較慢速度下通過已變幹的土層移動，土壤蒸發速度大為減低，是為第三階段，這時土壤的熱梯度比第一，第二階段要高，情況變複雜化。在前兩個階段大量的外來能量消耗於潮濕表土的蒸發。
（2）裸地蒸發率的計算地表蒸發率與土表溫度、風速、空氣相對濕度有關。
求出蒸發率民，可用差分法或有限元法求解土壤水熱運動方程，計算土壤的溫度和含水量分布，作為下時刻的初值。如果測出地表濕度隨時間變化值，則可直接計算蒸發率。
（3）地表蒸發的控製
完全板結的土壤在幹燥期間，蒸發似乎主要發生於土壤表麵的一個薄層中，這時土壤能以液相傳遞水分。在幹燥後期，該蒸發帶從表麵下降幾厘米，但其厚度仍保持在1cm左右。這樣，為減少土壤的直接蒸發，須①改變表麵的大氣條件，減低表麵潛在蒸發速度。②當水分進入土壤後，減少近地表麵保持的水量。比如覆蓋，鋪有反射作用的材料，免耕，減少輻射能的吸收，減少空氣湍急等。這樣的方法在一二個星期內可節省許多水，但經過較長時間後，這種效果將減少。如果經常下雨足以使以前保存下來的水分向深處下滲時，休閑是個成功的方法。保留麥茬在美國中西部平麵地區的休閑地上可使水分貯量增加10-70mm。耕作主要是通過控製雜草來控製蒸發的。雨後通過耕作來創造疏鬆土壤的覆蓋層，企圖切斷毛管，避免水傳導至地表，這樣的做法往往難於有效，因為在耕作以前，大量水分已經損失。Bur0v（1954）指出，土壤幹燥期間，通過0.25-3mm大小的團聚體（精耕所達到的大小）的水流量最小，而未耕或大塊土壤的蒸發量則較大。未耕土壤中液相傳導是水分損失的主要原因，而湍急流傳遞則是土塊層水分損失的主要原因。由於風引起了氣壓的微振蕩，有裂縫的或塊狀結構的土壤中水氣有效擴散係數可達分子擴散的100倍。
任何保證水分往剖麵深處流的措施都有防止水分蒸發的作用。如秸稈覆蓋、粗質土、表麵大團聚體（大於2-5mm）的憎水處理而形成大團聚體覆蓋層（鄰近地區的水亦可轉集於此處而滲入深處），行間鋪膜等。
上麵所述的控製方法，主要是針對潮濕土壤在恒定速度的蒸發階段，在該濕度範圍內，水分的運動通常作為等溫度過程處理。
3.水自土體的排出
在全球的一年氣候中，有區域性的濕潤季節地區每年中的濕潤季節是由熱帶夏季季候風，中緯度冬季的低氣壓，或是高緯度春天解凍所產生。在幾個月的濕潤季節期間土壤往往處於排水狀態，或提高深層土壤含水量，或注人地下水體；其餘時間則向下水流不多。
統計水文學所研究的土壤自然排水周期性變化與降雨量或降雪融化量的周期性變化有關，亦與人類由於對土地的利用而引起土壤水、地下水、地表蒸散量、土壤水人滲深度、地表徑流、河道流量等的改變有關。
在自然排水之外，往往需要進行人工排水：濕潤地區低窪地帶為了降低濕土壤的含水量以提高通氣性、溫度或強度；灌溉地區為了降低地下水位和排除鹽分。
4.地下水位上麵的毛管上升
處於水位上麵的土壤，其毛管水上升的高度分兩種情況：原屬飽和的土柱，在排水的情況下，仍然保持飽和的毛管水高度L，稱為飽和毛管水頭，最大毛管水高度L稱為最大毛管水頭。在土柱原為完全幹土的情況下，毛管水能達到的最大高度為力-，稱為毛管水上升高度，而最大飽和度的毛管水所達到的最大高度稱為最小毛管水頭。