是水分在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。下渗不仅直接决定地表径流的形成及大小，同时也影响土壤水和潜水的增长，以及壤中流、地下径流的形成和大小。

单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到土壤的水量称为下渗率或下渗强度，以毫米/小时或毫米/分钟计。在供水充分和一定土壤类型、一定土壤湿度条件下的最大下渗率称为下渗能力或下渗容量，常用符号f_p表示。下渗能力随着下渗的进行而递减，通常用下渗曲线来表示下渗能力随时间的变化。下渗曲线（f_p～t）的积分曲线称为累积下渗曲线（F_p～t），也即累积下渗曲线上任一时刻的斜率就等于该时刻的下渗能力（图1）。在供水不充分条件下，下渗率小于下渗能力，等于供水率。不同土壤具有不同的下渗能力。

图1 下渗曲线及累积下渗曲线

下渗按水分受力情况及运行特征可分为三个阶段（图2）：①渗润阶段。水分主要在分子力作用下，被土壤颗粒吸附而成为薄膜水。对干燥土壤，渗润阶段非常明显，起始下渗率很大。②渗漏阶段。下渗的水分主要在毛管力和重力的作用下，沿土壤孔隙向下做不稳定流动，并逐步充填土壤孔隙直至土壤含水量达到田间持水量。这一阶段下渗率迅速递减。③渗透阶段。当土壤含水量达到田间持水量以上时，水在重力作用下呈稳定流动，这时的下渗率维持稳定，称为稳定下渗率（f_c）。

图2 干燥土壤在供水充分条件下下渗的三个阶段

G.B.博德曼^[注]和E.A.科尔曼^[注]1943年通过均质土壤充分供水情况下的下渗试验发现，下渗过程中的土壤水分剖面从上部到底部可划分为4个有明显水分带：紧靠地表处为饱和带，其下为传递带。传递带的厚度随时间逐渐增加，含水量接近饱和，而且比较均匀。传递层之下为湿润带。湿润带的含水量随深度迅速减小。湿润带的前缘为湿润锋，是湿润带与下渗水尚未到达的土壤交界面（图3）。在湿润锋处，土壤含水量梯度很大，因此在该处有很大的土壤水分作用力来驱使湿润锋继续下移。在天然情况下，由于土壤的非均质结构、裂隙和孔穴等因素的影响，下渗的水分分布要复杂得多。

图3 下渗过程中的土壤水分剖面

比较常用的下渗经验公式有霍顿公式、科斯佳科夫公式等。其中，霍顿公式为：

式中f_p为下渗能力；f_c为稳定下渗率；f₀为初始下渗率；t为时间；k为与土壤特性有关的常数。

理论公式中，有从非饱和水流理论导出的菲利普公式和基于饱和水流运动的格林-安普特公式等。菲利普公式表达为：

式中f_p为下渗能力；ɑ为吸收度，与土壤吸力及土壤水分有关的一个综合参数；t为时间；A、K为常数。

包括土壤的物理特性和水分特性、降雨特性、流域地貌、植被和人类活动的影响等。土壤颗粒粒径愈大，孔隙愈大，透水性愈强，下渗率就愈大。土壤含水量大，下渗率小；反之则大。降雨的时空分布和强度直接影响下渗过程和下渗率的大小。对同类土壤，流域坡面的坡度大的，比坡度小的下渗率要小。有植被的地区下渗率比裸地的大。人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和城市化等，对下渗都有较大影响。

在天然条件下，通过野外下渗实验来测定。通常有两种方法：①直接测定法。在流域中选择若干具有代表性的场地，进行测验，求出下渗曲线。直接法按供水不同又分为注水型和人工降雨型。前者采用单管下渗仪或同心环下渗仪，后者采用人工降雨设备在小面积上进行。②水文分析法。利用实测的降雨、径流资料，根据水量平衡原理，间接推求平均下渗率。