2）薄型 薄型的包气带其厚度往往不到1米，有的只有几十厘米，包气带内只有毛细上升带的存在，没有中间过渡带，强烈变化亦不明显。因而毛细上升水可以直接到达地表，在这种情况下，毛细管就象无数的小吸管，源源不断地将地下水吸至地表，所以地下潜水蒸发迅速。反之由于包气带薄，降水入渗补给地下水的途径亦短，雨后地下潜水面上升快。因而薄型包气带之下的潜水季节变化强烈。
3）过渡型 过渡型包气带之厚度介于上述两类之间，并存在明显的季节性变化。在雨季，地下水面上升，包气带变薄，只存在毛细上升带；到了旱季，地下水面下降，整个包气带又可区分出3个亚带。我国东部平原地区的地下包气带大多属于这种类型。
（二）包气带的水分交换与动态
包气带中的水分，不仅垂向上存在明显差异，而且在时程上亦不断变化。这种变化一方面是由于和外界发生水分交换而引起的，另一方面是通过内部水分的再分配和内排水过程而发生的。这种变化的结果还会影响到后继降水的径流形成过程。
造成包气带水分增长途径有两个，一是通过上界面得到降水与地表水的补给；二是通过下界面来自饱和水带的补给。在给定的条件下，包气带水分的增长及运动受控于土壤水分势梯度，以及土壤的水分传导特性。一般情况下，由于下界面的交换处于稳定的均衡状态，因此上界面的交换是造成包气带水分增长的主要方面。据观测，在干旱地区，透水性较差的土壤，一次降水形成的下渗锋面一般均在10厘米以内，在个别长历时低强度的降水情况下（降水量达40—80毫米），其锋面可下深至60—80厘米。
包气带中水分的消退亦是在它的上、下界面上进行的。其中土壤蒸发和植物散发是造成上层水分消退的主导因素，内排水则是水分通过下界面的主要消退方式。两相比较，与增长过程一样，水分消退过程主要是通过上界面进行的。其消退量可采用三段模式进行计算：
式中，θi为土壤实际含水量；θf为田间持水量；θa为最大分子持水量；E为实际蒸发量；Ep为蒸发能力，k为系数；c为常数。
包气带中水分增长、消退及各有关参数的定量关系，可借助于水量平衡原理来表达，即在某一给定时段（Δt）内包气带内水分变化量ΔW可用下式表达：
ΔW=I-E-Rs s-Fd (5－4)
式中，I为时段内地面入渗水量；E为蒸发量；Rss为土壤中侧向净流出量；Fd为深层下渗量。计算单位均以毫米表示。
降雨期间由于E=0，则ΔW=I-Rss-Fd，ΔW为正值，是包气带水分增长期。
在无雨期，I=0，则ΔW=-E-Rss-Fd，ΔW为负值，是水分消退期。
式（5－4）中的时段地面入渗量I，可由包气带上界面以上，大气系统水量平衡方程求出。
I=P-In-Rs-ΔSd (5－5)
式中，P为时段降水量；In为植物截流量；Rs为地表径流量；ΔSd为填洼水量。
如In及ΔSd可忽略不计，则有I=P-Rs，并代入式（5－4）则：
ΔW=P-Rs-E-Rs s-Fd (5－6)
上式即为大气-土壤系统的水量平衡方程式，它是表达产流量与各参数关系的基本方程。
三、潜水
（一）潜水的概念和主要特征
饱水带中自地表向下第一个具有自由水面的含水层中的重力水，称为潜水.表征潜水特性的参数有：
潜水位（h）是指潜水面上任一点的海拔高程（米）；
潜水埋深（T）是指潜水面距地表的铅直距离（米）；
含水层厚度（H）指潜水面至隔水底板的距离（米）；
潜水流水力坡度：是指潜水面上任意两点的水位差与该两点的渗透距离之比。