（1）温度场对水分迁移的影响。
无论在天然条件下还是人工冻结条件下，相变温度场是影响冻土中水分迁移的主要因素之一。冻结温度场对水分迁移的影响表现在：温度梯度越大，冻结速率越大。因此，人们常以冻结速率的变化来反映温度场的变化。
温度梯度的变化影响土体冻结速率的变化，冻结速率又会影响冻结锋面的迁移进程，从而影响水分迁移量的大小。冻结速率大时，冻结锋面处的水分原位冻结，冻结速度快，其原来的能量平衡和物质平衡被破坏，冻结锋面相对稳定时间变短，其原来的能量平衡和物质平衡被破坏，水分向冻结锋面迁移。但是由于迁移而来的水分数量不能维持相变所需含水量，为了维持相变界面的能量和物质平衡，促使冻结锋面向前推进的速度加快，以达到新的平衡。冻结速率较小时，冻结锋面推进相应变缓，显然相对持续时间增长，水分有较足够的时间向锋面处迁移，以维持相变处的能量和物质平衡，随之而来的是水分迁移量和相变量的增大。这又进一步阻滞了冻结锋面的推进，造成水分向冻结锋面处聚集加剧。特别是在有外界水源补给的开放系统中，导致冻结速率推进更缓。在冻结速率很小或接近于零的情况下，若这一过程维持时间足够长，则常在近锋面处形成分凝冰夹层或透镜体。
当土质和初始含水量一定的情况下，水分迁移的能力主要取决于冻结速率的大小，即相变温度场温度梯度的大小。反之，冻结速率亦受水分迁移的制约，从而反映了水分迁移过程中温度场和水分场的耦合作用。土体温度随深度增加而升高，当地表温度降低时，土体各深度处温度降低，冻土中各点的含水量发生变化，土体产生温度梯度，从而促进冻土中水分迁移现象的发生。
（2）初始含水率对水分迁移的影响。
一般而言，在温度、土密度等条件均相同时，初始含水量愈大，水分迁移量愈大，反之则愈小。初始含水量本身对水分迁移并无影响，真正产生影响的是水分相变作用所延缓冻结锋面推进的能力。这种能力使冻结过程相对延长。如果冻结速率足够大，水分迁移就完全冻结，这时不论初始含水量的大小如何，对水分迁移均无影响。如果导水系数等于零，不管初始含水量有多大，也同样不会对水分迁移产生影响。总之，只有在相同的常规冻结速率等条件下，初始含水量大者冻深发展慢，为水分迁移提供的有效时间增多，迁移水分的积累量增大，客观上表现为初始含水量对水分迁移的作用。在相同补水系统下，虽然不同初始含水率试样冻结后土体含水率分布规律相似，但在冻结过程中其水分迁移规律不同。
封闭系统中负温条件相同的前提下，压实度相同时，随试样初始含水率增大，试样冻结后迁移到上部的水分百分比逐渐增大。当初始含水率进一步增大接近饱和时，试样冻结过程中迁移水分百分比达到极大值之后，迁移水分百分比随初始含水率的增加而减小。这是因为饱和土体中水分迁移通道被堵塞，水分无法迁移。开放系统中，压实度相同时，随试样初始含水率的增大，冻结过程中水分迁移到试样内部的量越来越少，即补水条件的影响逐渐减弱。但试样中的总水分量并不一定少，通过计算发现冻结后试样中总水分量随初始含水率增加而增大。
（3）水分补给条件对水分迁移的影响。
水分补给条件的好坏，对水分迁移极为重要。一般来说，在三维空间上，补给的水分主要有三种来源：地下水、地表水和侧向水。是否有水分补给，对水分迁移量和饱和程度起着决定性的作用。(www.xing528.com)
土体在毛细作用范围以内基本为自由水饱和，常常是稳定地下水位埋深较浅的情况。冻结过程中，地下含水层不断往冻结锋面迁移，称为开放系统。反之，若地下水位埋藏深，冻结深度远在毛细作用的范围之外，无地下水补给，称为封闭系统。在开放系统中，足够的迁移水量使冻结锋面推进变缓，水分分布垂直方向呈总体增加趋势。在封闭系统中，仅由土体本身原有的水分冻结，并向冻结锋面迁移，水分分布沿垂直方向呈总体减小趋势。
除上述情况，若在地下水位埋深范围内发生冻结，地下水的水力梯度对水分补给起主导作用。在这种情况下，即使粗颗粒土中也有水分迁移，水分沿垂直方向常呈增加趋势，有可能产生分凝冰和冰透镜体。
（4）土的颗粒成分和矿物成分对水分迁移的影响。
土的冻结过程实际上是指土中液态水或水汽变成固态冰的过程。冰晶或冰层与矿物颗粒在空间上的排列和组合形态就构成了冻土的结构特征。土冻结过程中，不同位置的孔隙水冻结温度不同。距离土颗粒表面由远到近，冻结温度由高到低，依次为毛细水、弱结合水、强结合水。三者都受到颗粒表面能的影响，其中毛细水的冻结温度相对其他两者为高，但也略低于0℃。弱结合水的外层在-0.5℃时冻结，越靠近土粒表面，其冰点越低，在-30～-20℃以下才能全部冻结。强结合水的冻结温度最低，可达到-78℃。当大气负温传入土体中，毛细水首先变成冰晶体，接着外层弱结合水也开始冻结，强结合水受到土颗粒很强的约束力，已经失去了流体的性质，如同固体一样。因此，在外力作用下，有可能迁移的只有内层弱结合水。已冻土中的未冻水和未冻土段的孔隙水一起构成了水分迁移的源泉。冻土中未冻水含量与负温保持动态平衡关系。由于已冻土中未冻水的势能要比未冻土中水的势能小得多，所以就产生了未冻土中的水向冻结锋面迁移和已冻土中的未冻水向温度低的方向迁移的现象，产生所谓的吸水和脱水现象。本次试验用土分别为杂填土、饱和黄土、粉土、卵石层和强分化层。对于不同的土层，它们之间的驱动力不同表现出具有不同的水分迁移效果。
由以上数据可以看出在同样的冻结条件下对于不同的填土层，它们的冻结时间和迁移的大小有明显差异。第一层杂填土的含水量变化相比于粉土的变化就较小。在一定的温度场、饱和度和水分补给的条件下，土颗粒大小和矿物成分对水分迁移亦有很大影响。这里我们不从工程地质角度详细论述土的粒度、矿物成分和级配问题，而是按土的类型，即粒径为2mm以上粗颗粒砾石类土，粒径为2～0.05mm的砂粒土，粒径为0.05～0.005 mm的粉粒土和粒径小于0.005mm的黏粒土进行讨论。
颗粒粒径大于2mm以上的粗粒土，主要为原生矿物砂砾等，孔隙度大，孔隙通道连通性好，在无水分梯度存在的情况下，不具毛细作用，土体冻结过程中，基本无水分迁移作用。如果此类土中含有足够的细颗粒土，即随着土颗粒级配的改变，将产生水分迁移作用。
颗粒粒径小于0.005 mm的黏粒土，其矿物成分主要为不可溶次生矿物和高价阳离子吸附基，表面积大，表面吸附能力强，持水性好，但孔隙通道连通差，阻滞水分迁移，给水分迁移和补给造成困难，水分迁移作用较小。
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