雨水降落在土壤表面上，在分子力、毛管力和重力作用下，进入土壤孔隙，被土壤吸收，补充土层缺乏的水分，这种过程叫下渗。下渗的水，首先满足土壤最大持水量，多余的水，在重力作用下沿着土壤孔隙向下运动，最后达到潜水面，补给地下水，这种现象叫下渗或渗透。

单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量，称为下渗率或下渗强度。水在土壤分子力、毛管力和重力作用下从地表渗入地下的运动。分子力和毛管力随着土壤水分增大而减小，当水分充满毛管孔隙而达到饱和时，下渗主要是在重力作用下进行。影响下渗的因素有：降雨强度、地面植被度和植被种类、土壤物理特性、温度和水质等。

下渗率在初始下渗时为最大（f0），随时间而递减，最终趋于稳定。稳定值称稳定下渗率fc。这种情况下的下渗曲线又称下渗容量曲线。直接测定下渗容量曲线的方法有同心环法和单管法。测验过程中为保持环内或管内固定水深而在单位时间内注入的水量就是下渗率。这两种方法得到的是一定条件下的单点下渗水量。在径流实验场或径流试验小区，根据实测降雨量（人工降雨或天然降雨）和径流量，用水文分析法可求得一定面积上的平均下渗率。

若水源在地面上保持有一定的深度，渗入土壤的下渗水所受的力有以下几种：

重力。当下渗锋面的深度为h时，锋面上水所受的重力为，其中，d为水密度（g/cm3）；g为重力加速度（980cm/s2）；Sc为等面积水平截面上的孔隙面积（cm2），对同种土壤其为常数；h为土壤厚度（cm）。

毛管力。存在于下渗锋面上的土颗粒、水与空气交界处，方向向下，力的大小为，式中，Fm为毛管力（10μN）；V为水张力系数，常温下为7.28×102μN/cm，θ为水—土颗粒接触角，常温下接近0°；Lm为等面积内的下渗锋面上毛细孔隙壁的土颗粒与水接触线总长度（cm），对同一种土壤如考虑的面积相等且足够大，不同截面上其值为常数。

粘滞阻力。根据土壤水动力学，粘滞阻力，v为水流流速（水锋面下移速度），Vw为流动水体积，fk为阻力系数，可由达西定律导出。当水在饱和带中垂直下渗时，毛管力为0，下渗力为重力，这时下渗强度等于渗透系数K，渗流流速为v=K/e，e为土壤孔隙率，因为均速流动，所以重力等于粘滞阻力，即，可得。故粘滞阻力为。

地表水层的静水压力。方向向下，与地表水深成正比，可表示为。实验证明此静水压力对入渗水的影响极为有限，其作用可以忽略。

空气余压力。当土壤中的空气不能及时排出时，会产生渗入水顶、底面的空气压力差即空气余压力而影响下渗.但在天然条件下的下渗中，空气余压力的影响很小，可以忽略不计。

非饱和下渗公式

它是基于非饱和土壤水流的连续方程和达西定律，在给定适当的初始条件和边界条件下解得的下渗公式。这类公式中，以菲利浦（J.R.Philip）于1957年提出的级数解法最为著名。

饱和下渗公式

根据贝德曼和科尔曼在1943年提出的下渗过程中土壤水分剖面的基本特点，可对复杂的下渗过程作出如下概化：

在这两个假设下，下渗过程中土壤水分剖面随时间的变化将形如一个气缸中活塞不断地沿深度方向推进。奥佛顿于1967年应用饱和下渗理论导出了地面积水深随时间变化情况下的下渗曲线公式

式中，fp为下渗容量，Ks为饱和水力传导度，hp(t)为随时间变化的地面积水深度，Hc为湿润锋面处毛管上升高度，l为下渗的土柱长度。

经验下渗公式

前面讨论的下渗理论，虽然提供了揭示下渗规律和分析影响因素的工具，但它们所处理的下渗问题一般只限于简单情况。对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配以合适的函数形式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线，这种确定下渗曲线的途径是不同于前边的理论途径的，称为经验公式。

此类公式繁多，常用的是科斯加柯夫公式和霍顿公式：

前者的形式是 ，式中a为经验系数，它表明在下渗过程中下渗率与下渗量成反比。

后者的形式是 ，式中f0为初始下渗率，fc为稳定下渗率，k为经验系数。下渗公式在农田灌溉计算和降雨产流分析中均有重要应用。