多數情況下，土壤水分是處于非飽和狀態的，尤其是根區周圍的水流，是土壤處于不飽和狀態下進行的。在不飽和水流過程中，土壤水的含量和狀態是經常變化的，所以用定量的方法說明不飽和水的數字模式是很困難的。非飽和土壤的導水率，隨水量和水勢而變化。作為不飽和水流的驅動力是基質勢梯度與重力勢梯度，而又以基質勢為主。所以，在非飽和流體流動中，土壤水分總是從水膜厚的地方流向水膜薄的地方，由毛管彎月面曲率半徑大的地方流向曲率半徑小的地方，或是由土壤吸力低的地方流向吸力高的地方。
當土壤水分減少時，大孔隙中的水首先被排走，由空氣取而代之，使土壤導水斷面的面積減少。當大孔隙中的水完全被排走后，只有小孔隙充水，這些小孔隙的導水能力很低，因而導水較慢。大孔隙充氣后，阻礙水分的流動，使水分迂回曲折的流動，增長了水分的移動距離，使流速變緩。在質地較粗的土壤中，大孔隙的水流干后，在土粒之間的接觸處，保留有觸點水，它們之間彼此不聯系，因此導水能力明顯下降。
在飽和流動時，砂土、質地粗的和有結構的土壤滲水快，也就是說導水性最好，一般情況下，不容易出現積水.但在不飽和土壤中的水流，在一定土壤水吸力的水平下，質地細、小孔隙多的土壤和粘土反而比砂土的導水性好。其原因是，在一定吸力下，這些土壤的充水孔隙比砂土多。從導水率的變化幅度看，砂土的不飽和導水率變化較為劇烈，壤土次之，粘土變化比較緩和。