地面以下潜水面以上的地带。该带内的土和岩石的空隙中没有被水充满，包含有空气。包气带中的水主要存在的形式是气态水、吸附水、薄膜水和毛细管水。当降水或地表水下渗时，可暂时出现重力水。

包气带水主要包括土壤水和上层滞水。土壤水存在于包气带顶部的土壤层中，是土壤的重要组成部分，也是土壤肥力的重要影响因素。上层滞水指包气带中存在于局部隔水层以上的重力水。包气带水以结合水、毛细水、气态水的形式存在，其分布区与补给区都一致。土壤水主要消耗在植物吸收利用和地面蒸发上，其水量受气象因素影响极为显著，并随季节性气候变化而变化。上层滞水水量不稳定，但在干旱区，当地下水埋藏较深时，可利用上层滞水灌溉和饮用。包气带的水质已愈来愈受到人类生活与生产的强烈影响。因而研究包气带水盐的形成及其运动规律对阐明饱水带的形成有重要意义。

包气带上界面为地面，它直接与大气接触，既是流域降雨的承受面，又是土壤水的蒸发面．下界面为地下水面。降雨下渗到包气带后．一部分被土壤吸收暂时储存在包气带成为土壤水，还有一部分被转化壤中流和地下径流。因此，包气带是各种径流成分生成的重要场所，它的水分动态直接关系到各类径流成分能否形成及形成的数量大小，因此，需首先采用水量平衡原理分析包气带的水分动态变化规律。

包气带水分动态是指包气带中水分含量及水分剖面的增长与消退过程，包气带与外界发生水分交换就是在其上、下界面进行的。

包气带水分的增长

包气带水分的增长来源于上界面的降水(或灌溉)与下界面地下水的补给(如果存在地下水)。但在天然情况下，地下水的补给一般处于均衡状态，即蒸散发消耗多少，地下水就向上补给多少，因此上界面的降水是包气带水分增长的主要原因。上界面以上的大气降水导致包气带水分增长的机理是下渗。

包气带水分的消退

包气带水分的消退同样发生在它的上、下界面上。上界面的水分消退是土壤蒸发和植物散发，下界面的水分消退是由于内排水。即包气带的水分到达地下水面而转化为地下径流的过程，或经由相对不透水层从坡脚流入河槽的过程。由于内排水主要发生在当包气带含水量达到田间持水量时，包气带存在自由重力水的情况，因此，一般来说，土壤蒸发和植物散发是包气带水分消退的主要方式，表层毛管悬着水带是包气带水分的主要消退区。

因此．包气带土壤因降水(或灌溉)获得水分，因蒸散发消耗水分。自然界降雨和蒸散发都有一个变化过程，时而降雨大于蒸散发，时而降雨小于蒸散发。这必然导致包气带的土壤含水量有时增加，有时减少，呈现出一个土壤水分的消长变化过程。

对降雨的再分配作用

包气带巾的孔隙和裂隙构成蓄水体，具有吸收、储存和输送水分的功能。这种功能将导致它对降雨起着调节与一系列再分配作用。水分在土壤的垂向运行过程中，包气带对降雨过程进行了两次再分配：第一次再分配发生在包气带上界面，即地面，在降雨强度大于下渗能力时，部分降雨形成地面径流．剩余降雨则下渗到土壤中；第二次再分配发生在包气带内部，它是对渗入土壤巾的水分进行的分配，主要分为土壤蓄存部分和内排水部分。

包气带按其水分分布特征又可分为三个明显不同的水分带：悬着水带、中间包气带和毛管水带。

也称表层悬着水带。在包气带上部靠近地表面的部分，水分主要是以悬着水形式存在于土壤之中。它的特点之一是经常直接或间接与外界进行水分交换，水分变化较大。与外界进行水分交换是悬着水带得以存在的必要条件，也是其水分动态变化的根本原因。在一般情况下，土壤水分的增长主要来源于降水，而土壤水分的消退主要耗于土壤蒸发及植物散发。在特殊情况下，即当悬着水带与地下水有水力联系时．饱和带参与这种水分增长与消退活动。在水文上，通常称悬着水带为影响土层，因为它直接参与和影响径流循环。其范围大致在l m左右，其中主要影响层在0.5m左右，而其中水分发生强烈变化的部分大约在近地表面0.3m范围以内，有时称为水分积极活动层。

在地下水面以上，由于土壤毛管力的作用，一部分水分沿着土壤孔隙浸入。地下水面以上的土壤中，形成一个水分带称为支持毛管水带，简称毛管水带。毛管水带的厚度取决于该土壤的毛管最大上升高。

毛管水带内的水分分布具有它独有的特征：一般是在毛管水带最大厚度内，土壤含水量自下而上逐渐减小，由饱和含水量逐渐减低到与中间包气带下端相衔接的含水量，在干旱土壤则以最大分子持水量为下限。对给定土壤，这种分布具有相对稳定的性质。这样的水分分布是由于土壤中存在着各种大小不同的孔隙，形成高度不同的毛管水柱所造成的。毛管水带水分分布曲线的形状特征与土壤毛管孔隙的孔径分布特征密切有关。由于毛管水带下端有充分的水分来源，故其水分分布具有较稳定的特性．但是它的位置却是直接受地下水位的升降而变化的。地下水位的埋深及变化决定了包气带的厚度和变化。

它是一个处于悬着水带与毛管水带之间的水分过渡带，它本身并不直接与外界进行水分交换，而是一个水分的蓄存及输送带。它的厚度一般与地下水位埋深及上、下水分带的厚度有关。它的水分不仅沿深变化较小，同时在时程上也具有相对稳定的性质。其水分含量的大小取决于年降水量的大小、土壤的透水性及地下水位的高低等因素。在地下水埋藏很深，年降水量较少的地区，中间包气带的含水量一般在毛管断裂含水量及最大分子持水量附近(如陕北子洲)，年变化幅度不大，水分运行缓慢、稳定。在中等降水、透水性较好的土壤层，中间包气带的水分大致在毛管断裂含水量与田间持水量之间。当地下水埋深较浅时，中间包气带往往消失。

包气带不仅具有土壤层的许多环境地质性质，而且还与大气和饱水带有较好的连通性，地面各种污染源对地下水污染都要经过包气带，因此，包气带在地下水污染过程中起着重要作用。这种作用一方面表现在各种污染水、气体污染源和固体废物(城市垃圾、工业废渣、尾矿等)均可通过包气带下渗污染地下水；另一方面包气带利用自身生态系统的地质环境恢复调节功能--净化能力，在一定程度上可消除污染物对环境的不利影响。净化能力是指污染物进入地质环境后，靠地质环境中自身的物理、化学和生物等作用，去除污染物，使地环境基本恢复原状的能力。不同地质环境的环境功能和自净能力不同。包气带主要是通过生物降解、吸附、机械截留等机理净化污水，其净化作用可分为以下几种：

污染物的挥发与升华作用

挥发性污染物在多孔土壤介质中，易于挥发而净化。例如含酚、氰的污水排人土壤后可很快净化。将含酚500mg/L的污水浇入盆栽菜的土壤中，6天后几乎全部净化。将含氰30mg/L的污水灌人栽油菜的土壤中，10天后会全部净化。此外，一些挥发性农药--DDT、菌灭达、林丹、氟乐灵等经挥发后以气体形式扩散而净化。金属汞和一价汞(Hg2C12)在土层中能升华气化。六价铬在土壤层中能生成气态的CrO3或CrO2·rO2，为大气尘埃吸附而净化。但如果连续污灌，则净化速度减慢，土层将会受到深层污染而无法净化。

耗氧有机物的降解净化作用

耗氧有机物的降解净化作用也称生物降解。其实质是土壤层中的微生物对污染物的破坏、矿化作用。当气温较高，土壤水分适当，通气性良好时，好气性细菌活动旺盛，进入土壤中的有机质可被细菌彻底降解而净化；相反，当土壤渍水，气温较低，土壤通气性差，则厌气性细菌活动旺盛，有机污染物的降解过程以腐殖化过程为主，虽也有一定的净化意义，但会产生腐殖酸引起的附加污染。

农药的降解与净化作用

农药的降解包括光化学降解、化学降解和微生物降解。光化学降解作用是指土壤表面受太阳辐射能和紫外线照射引起农药分解的作用。该作用可使大部分除草剂和DDT水解而沉淀。化学降解作用是指农药氧化、异构化、离子化和水解等作用。土壤中的氨基酸、硫氢基及Cu、Fe、Mn等金属离子都能促使一些有机磷农药发生水解和氧化还原作用。农药中大部分有机化合物，故可在土壤微生物作用下分解而净化。如杀虫剂DDT在土壤中经生物降解转变成DDD和DDE，再进一步降解可变为DDA。DDT、DDD和DDE由于不溶于水，可以在土壤中长期残留，而DDA则具有极性，易溶予水。但有部分农药(主要是有机氯农药等)，化学性质稳定，难以分解，可在土壤中累积，成为地下水的二次污染源。

土壤对重金属及微量元素的沉淀固定作用

该作用包括水解沉淀、还原沉淀和吸附污染质等固定过程。一般而言，Cu、Zn、Ni、Cd等金属元素，在碱性土壤中易水解沉淀，在有机质富集的还原性土层中，易被还原，形成难溶化合物而沉淀。如对镉污染的土壤层，通过土壤灌水使之处于还原状态，土壤中的铁结合生成硫化铁而沉淀，此时CdS也发生其沉淀。施加磷酸盐类肥料可使土壤pH值升高至7以上，此时镉 呈难溶态磷酸盐而固定，既减少了植物对镉的吸收，又起到增加土壤肥力的作用。