固結的堅硬巖石，包括沉積巖、巖漿巖和變質巖，一般不存在或只保留一部分顆粒之間的孔隙，而主要發(fā)育各種應力作用下巖石破裂變形產(chǎn)生的裂隙。

按裂隙的成因可分成巖裂隙、構造裂隙和風化裂隙。

成巖裂隙是巖石在成巖過程中由于冷凝收縮（巖漿巖）或固結干縮（沉積巖）而產(chǎn)生的。巖漿巖中成巖裂隙比較發(fā)育，尤以玄武巖中柱狀節(jié)理最有意義。構造裂隙是巖石在構造變動中受力而產(chǎn)生的。這種裂隙具有方向性，大小懸殊（由隱蔽的節(jié)理到大斷層），分布不均一。風化裂隙是風化營力作用下，巖石破壞產(chǎn)生的裂隙，主要分布在地表附近。有關各種成因裂隙的形成分布規(guī)律詳見第十一章。

裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率（Kr）是裂隙體積（Vr）與包括裂隙在內(nèi)的巖石體積（V）的比值，即Kr=Vr/V或Kr=(Vr/V)×100%。除了這種體積裂隙率，還可用面裂隙率或線裂隙率說明裂隙的多少。野外研究裂隙時，應注意測定裂隙的方向、寬度、延伸長度、充填情況等，因為這些都對水的運動具有重要影響。

2．1．3 溶穴

可溶的沉積巖，如巖鹽、石膏、石灰?guī)r和白云巖等，在地下水溶蝕下會產(chǎn)生空洞，這種空隙稱為溶穴（隙）。溶穴的體積（Vk）與包括溶穴在內(nèi)的巖石體積（V）的比值即為巖溶率（Kk），即Kk=Vk/V或Kk=(Vk/V)×100%。

溶穴的規(guī)模十分懸殊，大的溶洞可寬達數(shù)十米，高數(shù)十乃至百余米，長達幾至幾十公里，而小的溶孔直徑僅幾毫米。巖溶發(fā)育帶巖溶率可達百分之幾十，而其附近巖石的巖溶率幾乎為零。

自然界巖石中空隙的發(fā)育狀況遠較上面所說的復雜。例如，松散巖石固然以孔隙為主，但某些粘土干縮后可產(chǎn)生裂隙，而這些裂隙的水文地質意義，甚至遠遠超過其原有的孔隙。固結程度不高的沉積巖，往往既有孔隙，又有裂隙�？扇軒r石，由于溶蝕不均一，有的部分發(fā)育溶穴，而有的部分則為裂隙，有時還可保留原生的孔隙與裂縫。因此，在研究巖石空隙時，必須注意觀察，收集實際資料，在事實的基礎上分析空隙的形成原因及控制因素，查明其發(fā)育規(guī)律。

巖石中的空隙，必須以一定方式連接起來構成空隙網(wǎng)絡，才能成為地下水有效的儲容空間和運移通道。松散巖石、堅硬基巖和可溶巖石中的空隙網(wǎng)絡具有不同的特點。

松散巖石中的孔隙分布于顆粒之間，連通良好，分布均勻，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近。賦存于其中的地下水分布與流動都比較均勻。 ①①②面裂隙率即單位面積巖石上裂隙面積所占的比例，即Ka=∑bigli/F或

Ka=(∑bigli/F)×100%，式中，Kα一面裂隙率；∑bili—在測量面積內(nèi)每根裂隙寬度和長度乘積的總和；F—進行裂隙測量的巖石面積。

②線裂隙率，即與裂隙走向垂直方向上單位長度內(nèi)裂隙所占的比例，即K1=∑bi/l或

K=(∑bi/l)×100%，式中：K1—線裂隙率；∑bi—裂隙寬度總和；K1—測量線段的長度。 中國地質大學（武漢）環(huán)境學院 《水文地質學基礎》課程組 18

堅硬基巖的裂隙是寬窄不等，長度有限的線狀縫隙，往往具有一定的方向性。只有當不同方向的裂隙相互穿切連通時，才在某一范圍內(nèi)構成彼此連通的裂隙網(wǎng)絡。裂隙的連通性遠較孔隙為差。因此，賦存于裂隙基巖中的地下水相互聯(lián)系較差。分布與流動往往是不均勻的。 可溶巖石的溶穴是一部分原有裂隙與原生孔縫溶蝕擴大而成的，空隙大小懸殊且分布極不均勻。因此，賦存于可溶巖石中的地下水分布與流動通常極不均勻。

賦存于不同巖層中的地下水，由于其含水介質特征不同，具有不同的分布與運動特點。因此，按巖層的空隙類型區(qū)分為三種類型地下水——孔隙水、裂隙水和巖溶水。

2．2 巖石中水的存在形式

地殼巖石中存水文地質學重點研究的對象是巖石空隙中的水。

水文地質學基礎重點研究的對象是巖石空隙中的水。

２．２．１ 結合水

松散巖石的顆粒表面及堅硬巖石空隙壁面均帶有電荷，水分子又是偶極體，由于靜電吸引，固相表面具有吸附水分子的能力（圖2—6）。根據(jù)庫侖定律，電場強度與距離平方成反比。因此，離固相表面很近的水分子受到的靜電引力很大；隨著距離增大，吸引力減弱，而水分子受自身重力的影響就愈顯著。受固相表面的引力大于水分子自身貢力的邵部分水，稱為結合水。此部分水束縛于固相表面，不能在自身重力影響下運動。

由于固相表面對水分子的吸引力自內(nèi)向外逐漸減弱，結合水的物理性質也隨之發(fā)生變化。因此，將最接近固相表面的結合水稱為強結合水，其外層稱為弱結合水（圖2—6）〔羅戴，1964〕。

強結合水（又稱吸著水）的厚度，不同研究者說法不一，一般認為相當于幾個水分子

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的厚度；也有人認為，可達幾百個水分子厚度。它所受到的引力可相當于101325×l04Pa，水分子排列緊密，其密度平均達2g/cm3左右。不能流動，但可轉化為氣態(tài)水而移動。

圖2-6 結合水與重力水

〔部分參照列別捷夫〕

左圖：橢圓形小粒代表水分子，結合水部分的水分子帶正電荷一端朝向顆粒；

右圖：箭頭代表水分子所受合力方向

弱結合水（又稱薄膜水）處于強結合水的外層，受到固相表面的引力比強結合水弱，但仍存在范德華爾斯〔Van der Waals〕引力和強結合水最外層水分子的靜電引力的合力的影響，不同學者認為其厚度為幾十、幾百或幾千個水分子厚度。水分子排列不如強結合水規(guī)則和緊密，溶解鹽類的能力較低。弱結合水的外層能被植物吸收利用。

結合水區(qū)別于普通液態(tài)水的最大特征是具有抗剪強度，即必須施一定的力方能使其發(fā)生變形。結合水的抗剪強度由內(nèi)層向外層減弱。當施加的外力超過其抗剪強度時，外層結合水

①發(fā)生流動，施加的外力愈大，發(fā)生流動的水層厚度也加大〔汪民，1987〕。

2．2．2 重力水

距離固體表面更遠的那部分水分子，重力對它的影響大于固體表面對它的吸引力，因而能在自身重力影響下運動，這部分水就是重力水。

重力水中靠近固體表面的那一部分，仍然受到固體引力的影響，水分子的排列較為整齊。這部分水在流動時呈層流狀態(tài)，而不作紊流運動。遠離固體表面的重力水，不受固體引力的影響，只受重力控制。這部分水在流速較大時容易轉為紊流運動。

巖土空隙中的重力水能夠自由流動。井泉取用的地下水，都屬重力水，是水文地質研究的主要對象。 ①關于粘土礦物表面與結合水的連接有物理連接（此處所論述的即為物理連接）和化學連接兩種看法，主張化學連接者認為，強結合水相當雙電層中吸附層的水，弱結合水相當雙電層中擴散層中的水。后一觀點可參見土質學教科書及地質出版社1984出版的《土中結合水譯文集》，〔汪民，1987〕。

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2．2．3 毛細水

將一根玻璃毛細管插入水中，毛細管內(nèi)的水面即會上升到一定高度，這便是發(fā)生在固、液、氣三相界面上的毛細現(xiàn)象。

松散巖石中細小的孔隙通道構成毛細管，因此在地下水面以上的包氣帶中廣泛存在毛細水。

由于毛細力的作用，水從地下水面沿著小孔隙上升到一定高度，形成一個毛細水帶，此帶中的毛細水下部有地下水面支持，因此稱為支持毛細水（圖2—7）。

細粒層次與粗粒層次交互成層時，在一定條件下，由于上下彎液面毛細力的作用，在細土層中會保留與地下水面不相連接的毛細水，這種毛細水稱為懸掛毛細水（圖2—7）。 在包氣帶中顆粒接觸點上還可以懸留孔角毛細水（觸點毛細水），即使是粗大的卵礫石，顆粒接觸處孔隙大小也總可以達到毛細管的程度而形成彎液面，將水滯留在孔角上（圖2—

8）。

關于毛細現(xiàn)象的實質及毛細水運動規(guī)律詳見第五章。

圖2—7 支持毛細水與懸掛毛細水 圖2—8 孔角毛細水

井左側表示高水位時砂層中支持毛細水；右側表示

水位降低后砂層中的懸掛毛細水；礫石層中孔隙直

徑已經(jīng)超過了毛細管，故不存在支持毛細水

2．2．4 氣態(tài)水、固態(tài)水及礦物中的水

在未飽和水的空隙中存在著氣態(tài)水。氣態(tài)水可以隨空氣流動而流動。另外，即使空氣不流動，它也能從水汽壓力（絕對濕度）大的地方向小的地方遷移。氣態(tài)水在一定溫度、壓力條件下，與液態(tài)水相互轉化，兩者之間保持動平衡。

巖石的溫度低于0℃時，空隙中的液態(tài)水轉為固態(tài)水。我國北方冬季常形成凍土。東北及青藏高原，有一部分巖石賦有其中的地下水多年中保持固態(tài)，這就是所謂多年凍土。 除了存在于巖石空隙中的水，還有存在于礦物結晶內(nèi)部及其間的水，這就是沸石水、結晶水及結構水。如方沸石（Na2Al2Si4O12·H2O）中就含有沸石水，這種水在加熱時可以從礦物中分離出去。

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2．3 與水的儲容及運移有關的巖石性質

巖石空隙大小、多少、連通程度及其分布的均勻程度，都對其儲容、滯留、釋出以及透過水的能力有影響。

2．3．1 容水度

容水度是指巖石完全飽水時所能容納的最大的水體積與巖石總體積的比值�？捎眯�數(shù)或百分數(shù)表示。一般說來容水度在數(shù)值上與孔隙度（裂隙率、巖溶率）相當。但是對于具有膨脹性的粘土，充水后體積擴大，容水度可大于孔隙度。

2．3．2 含水量

含水量說明松散巖石實際保留水分的狀況。

松散巖石孔隙中所含水的重量（Gw）與干燥巖石重量（Gs）的比值，稱為重量含水量（Wg），即： Wg=Gw×100% Gs

含水的體積（Vw）與包括孔隙在內(nèi)的巖石體積（V）的比值，稱為體積含水量（Wv），即

Wv=Vw×100% V

當水的比重為1，巖石的干容重（單位體積干土的重量）為γa時，重量含水量與體積

γa 含水量的關系為： Wv=Wgg

。飽和含水量與實際含水量之間的差值孔隙充分飽水時的含水量稱作飽和含水量（Ws）

稱為飽和差。實際含水量與飽和含水量之比稱為飽和度。

2．3．3 給水度

若使地下水面下降，則下降范圍內(nèi)飽水巖石及相應的支持毛細水帶中的水，將因重力作用而下移并部分地從原先賦存的空隙中釋出。我們把地下水位下降一個單位深度，從地下水位延伸到地表面的單位水平面積巖石柱體，在重力作用下釋出的水的體積，稱為給水度（μ）（圖3—8b）〔貝爾，1985〕、〔陳崇希，1984〕。給水度以小數(shù)或百分數(shù)表示。例如，地下水位下降2m，1m2水平面積巖石柱體，在重力作用下釋出的水的體積為0.2m3（相當于水柱高度0.2m），則給水度為0.1或10％。