最早进行积水条件下入渗研究的是Goleman和Bodman（1944，1945），他们将含水率剖面分为饱和区、含水率有明显变化的过渡区、含水率变化不大的传导区和含水率迅速减少至初值湿润区。湿润区的前缘称为湿润锋（图4-1）。传导区和湿润区的存在已得到普遍认可，而饱和区和过渡区常难以区分，为一含水率很高但未完全饱和的土壤层。
对入渗的认识重要的是定量分析累积入渗量和入渗率及其随时间的变化关系。累积入渗量是入渗开始后一定时间内，通过地表单位面积入渗到土壤中的总水量，用I（t）表示；入渗率为单位时间内，通过地表单位面积入渗到土壤中的水量，用i（t）表示，任一时刻t的入渗率在数值上等于此时地表处的土壤水分运动通量。数百组大田土壤水分入渗试验结果表明，大田土壤入渗过程一般可在90 min内达到相对稳定，所以选择90 min累积入渗量（H90）作为反映土壤入渗能力的指标。
图4-2（a）、（b）、（c）分别为在山西省中心灌溉试验站绿豆茬地、冬小麦田及汾河三坝灌区平遥县宁固村秋耕地中进行的一组非冻土、冻土和融土的入渗率变化过程线。由图4-2可以看出，无论何种土壤、处于何种状态，土壤入渗率的变化均具有一个共同的特征，即在入渗开始后的很短时间内，入渗率非常高；随着时间的延续，入渗率快速减小，并在一定时段后达到相对稳定。这主要是由于在水施加于土壤表面后的很短时间内，表土的含水率将很快由初始值增大到某一最大值，此时在地表处土壤水分向下运动的主要驱动力———基质势梯度的绝对值也由无穷大逐渐变小，入渗率迅速减小；随着入渗的进行，地表处的土壤含水率逐渐增高，湿润锋不断向下推移。当入渗时间较长时，接近地表处的土壤含水率不变，基质势梯度趋于零，入渗率达到相对稳定。考斯加科夫三参数土壤入渗经验模型（H=k·tα+f0·t 或i（t）=k·α·tα-1+f0）能很好地反映这一入渗过程。式中，H 为累积入渗量；i（t）为入渗率；t 为入渗延续时间；k、f0、α均为入渗经验参数。
图4-1 积水入渗条件下土壤含水率分布
图4-2 非冻土、冻土和融土入渗率变化过程线
模型中的三个入渗参数都有其一定的物理意义。k的物理意义是入渗开始后第一个单位时段末的累积入渗量，在数值上等于第一个单位时段末的入渗速度；f0为土壤的相对稳定入渗率，即单位势梯度下饱和土壤的渗透系数，非饱和土壤入渗速度达到相对稳定时的入渗速度；α为经验入渗指数，反映土壤入渗能力的衰减速度。在入渗初期，参数k起主导作用，入渗率的大小主要受公式中的第一项控制。随着入渗时间的增长，参数f0则成为影响入渗率大小的主要因素。
根据入渗率的变化特点，土壤入渗过程可分为两个阶段，快速入渗阶段和相对稳定阶段。快速入渗阶段，入渗率快速衰减，为公式的第一项占优势的阶段；相对稳定阶段，入渗率基本保持不变，为公式的第二项占优势的阶段。在非冻结土壤条件下，快速入渗阶段的持续时间、入渗速率大小及其衰减幅度主要与土壤初始含水率、质地、结构有关，而和土壤温度及其梯度的关系不密切。在冻结土壤条件下，其影响因素除了土壤含水率、质地和结构外，还与土壤温度及其冻融状况、入渗水温等因素有关。