[拼音]：xiashen
[外文]：infiltration
水透过地面进入土壤的过程。又称入渗。它是水在分子力、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面径流量的生成及大小，同时也影响土壤水和潜水的增长，影响表层流、地下径流的生成和大小。
下渗率和下渗能力单位面积、单位时间渗入土壤的水量称下渗率或下渗强度，以毫米/小时或毫米/分钟计。在充分供水和一定土壤类型、一定土壤湿度条件下的最大下渗率称为下渗能力。下渗能力随时程而递减，通常用下渗曲线来表示下渗率随时程的变化过程，用下渗量累积曲线表示下渗量随时程的增长过程。累积曲线上任一时刻的斜率就等于该时刻的下渗率（图1）。在不充分供水条件下，下渗率小于下渗能力，等于供水率，此时的下渗率称实际下渗率。不同土壤具有不同的下渗能力。
物理过程
下渗按水分受力情况及运行特征可分为三个阶段：
（1）渗润阶段，水分主要在分子力的作用下，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，下渗的水主要在毛细管引力和重力作用下，在土壤颗粒间的孔隙中移动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满水。这一阶段下渗率迅速递减。通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。
（3）渗透阶段，当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下运行，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定，称稳定下渗率。G.B.博德曼和E.A.科尔曼对均质土壤充分供水情况下的下渗试验表明，下渗过程中的水分剖面从上部到底部可划分为以下几个层：紧靠地表处为饱和层。其下为传递层，传递层的厚度随时间逐渐增加，含水量接近饱和，而且比较均匀。传递层之下为湿润层，它的含水量随深度迅速减小。湿润层的前缘为湿润锋，是湿土与下层干土之间的明显交界面（图2）。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。
计算公式
经验公式中，较常用的有霍顿公式和科斯佳科夫公式等。其中，霍顿公式：
式中f 为下渗率;fc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。 菲利普公式表达如下：
式中f 为下渗率；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。
有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，则下渗率小;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、农田基本建设和都市化等，对下渗都有较大影响。
测定方法在天然条件下，通过野外下渗实验来测定，通常有两种途径：
（1）直接测定法，即在流域中选择若干具有代表性场地，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。
- 参考书目
- D.希勒尔著，华孟、叶和才译：《土壤和水──物理原理和过程》，农业出版社，北京，1981。(D. Hillel，Soil andWater:PhysicalPrinciples andProcesses，Academic Press，New York，1971.)