xq水文地质学-----岩石中的空隙与水分
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《水文地质基础》第二章 岩石中的空隙与水分
空隙发育的复杂性
松散层主要发育孔隙，但粘性土失水干缩后可产生裂隙； 坚硬岩石中也不全为裂隙或裂隙-溶穴。如有些沉积岩往 往存在大量的原生孔隙，其数量可大大超过裂隙与溶穴。
第1节 岩石中的空隙—三者比较
不同地区岩性空隙度比较
地区
岩性
孔隙度（%） 裂隙率（%）
中国北京西山 地区
美国斯普拉贝 尔油田
前苏联斯涅别 林斯基油田
慢。
第2节 岩石中水的存在形式— （矿物表面）结合水
– 溶解盐类能力较弱 – 冰点为-15℃ – 有一定的粘滞性和抗剪强度 – 在一定条件下（饱水带）可传递静水压力 – 弱结合水的外层能被植物吸收利用
第2节 岩石中水的存在形式— 毛细水(capillary water)
概念
依靠毛细力而保持在毛细空隙中的水，称为毛细水。 毛细空隙是岩土中的细小空隙，一般指直径小于1mm的 孔隙或宽度小于0.25mm的裂隙。
第二章 岩石中的空隙与水分
岩石中的空隙 岩石中的水分 岩石的水理性质 含水层与含水系统
第1节 岩石中的空隙
岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空 隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律， 对地下水的分布和运动具有重要影响。
孔隙 – 松散沉积物中的空隙 裂隙 – 坚硬岩石地层中的空隙 溶穴 – 可溶性基岩地层中经溶蚀后的空隙
毛细现象及实质
将一根玻璃毛细管插入水中，毛细管内的水面即会上升 到一定高度，这便是发生在固、液、气三相界面上的毛 细现象。 其实质是毛细张力的作用。
形弯液面产生的附加压强Pc，是个负压强，称毛细负压。
毛细上升高度hc(capillary height)和毛细上 升速度
式中D的单位为mm，Pc为毛细压力。 对主曲率半径分别为R1和R2的毛细空隙，拉普拉斯公式：
松散层主要发育孔隙，但粘性土失水干缩后可产生裂隙； 坚硬岩石中也不全为裂隙或裂隙-溶穴。如有些沉积岩往 往存在大量的原生孔隙，其数量可大大超过裂隙与溶穴。
第1节 岩石中的空隙—三者比较
不同地区岩性空隙度比较
地区
岩性
孔隙度（%） 裂隙率（%）
中国北京西山 地区
美国斯普拉贝 尔油田
前苏联斯涅别 林斯基油田
慢。
第2节 岩石中水的存在形式— （矿物表面）结合水
– 溶解盐类能力较弱 – 冰点为-15℃ – 有一定的粘滞性和抗剪强度 – 在一定条件下（饱水带）可传递静水压力 – 弱结合水的外层能被植物吸收利用
第2节 岩石中水的存在形式— 毛细水(capillary water)
概念
依靠毛细力而保持在毛细空隙中的水，称为毛细水。 毛细空隙是岩土中的细小空隙，一般指直径小于1mm的 孔隙或宽度小于0.25mm的裂隙。
第二章 岩石中的空隙与水分
岩石中的空隙 岩石中的水分 岩石的水理性质 含水层与含水系统
第1节 岩石中的空隙
岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空 隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律， 对地下水的分布和运动具有重要影响。
孔隙 – 松散沉积物中的空隙 裂隙 – 坚硬岩石地层中的空隙 溶穴 – 可溶性基岩地层中经溶蚀后的空隙
毛细现象及实质
将一根玻璃毛细管插入水中，毛细管内的水面即会上升 到一定高度，这便是发生在固、液、气三相界面上的毛 细现象。 其实质是毛细张力的作用。
形弯液面产生的附加压强Pc，是个负压强，称毛细负压。
毛细上升高度hc(capillary height)和毛细上 升速度
式中D的单位为mm，Pc为毛细压力。 对主曲率半径分别为R1和R2的毛细空隙，拉普拉斯公式：
水文地质学基础岩土中的空隙和水
本节小结
空隙空间的类型 岩土中水的存在形式 有效应力原理
思考题
孔隙度的影响因素有哪些？
Thanks for your attention！
毛细水
毛细水 支持毛细带 悬挂毛细带 孔角毛细水
气态水、固态水及矿物中的水
未饱和空隙：气ห้องสมุดไป่ตู้水，高水汽压力处向低水汽压力处运移 冻土：我国北方；东北、青藏：多年冻土 结晶水、结构水、沸石水
有效应力原理
有效应力增加：岩土压密、土体抗剪能力降低 引发地质灾害：地面沉降、砂土液化、滑坡等
裂隙和溶穴
固结岩石：发育裂隙，系在各种应力作用下破裂变形而成 可溶岩石：原有孔隙或裂隙，经地下水溶蚀，扩大为溶穴
岩石中水的存在形式
结合水
结合水：固相表面引力大于自身重力的水
重力水
重力水：固体表层结合水层以外受重力影响大于固体表面 吸引力，在重力作用下运移 重力水具有非常重要的实用价值 地层岩石空隙中如存在一定的重力水，就可以通过泉，或 井流出（抽出），为人们所用 重力水是水文地质学研究的主要对象
n Vn 或 n Vn 100%
V
V
孔隙的多少：决定岩土储容水的能力，控制岩土滞留、释 出传输水的能力
孔隙度：描述孔隙的多少 定义：单位体积岩土中孔隙所占的比例
孔隙度：影响因素
颗粒排列
立方体排列（n~48%）
立方体排列——最松散排列：n~48 四面体排列——最紧密排列：n~26 松散岩土孔隙度多介于二者之间
提纲
岩土中的空隙 岩土中的水 与水有关的岩土性质 有效应力原理与岩土体变形破坏
岩土中的空隙
地壳表层就像饱含水分的海绵 岩土空隙是地下水的储容空间和传输通道 决定着岩土储容、滞留、释放和传输水的性能 空隙类型：孔隙、裂隙、溶穴
水文地质学基础课件——第二章 岩石中的孔隙与水
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
影响孔隙大小的因素：
孔隙大小与岩石颗粒的分选程度的关系： ？ 问：下列2种试样哪种孔隙大？
a—砂砾混合样
b—砾
a试样的孔隙为细颗粒形成的小孔石隙。
分选愈差，细粒占的比例愈大，孔隙愈小！ 胶结程度越好，充填物越多，孔隙愈小！
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
影响孔隙大小的因素：
孔隙度是描述松散岩石中孔隙多少的指标 定义：某一体积岩石（包括颗粒骨架与空隙在内）中孔隙体积所 占的比例。通常用 n 表示
n Vn 100 % VT
？问：孔隙度的大小与什么有关？——与颗粒大小有关？ a. 与排列有关——紧密与疏松 理想最疏松孔隙为47.64%，最紧密排列孔隙为25.95%。 b. 与分选有关——下面试样哪个孔隙度大？哪个小？ 试样：①砾石 ②砂石 ③混合样
17
第1节 岩石中的空隙—孔隙
颗粒排列方式对孔隙度的影响 理想最疏松排列（立方体）：孔隙度为 47.64%； 理想最紧密排列（四面体）：孔隙度为 25.95%。 排列愈紧密孔隙度愈小。
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
粘性土的孔隙与孔隙度
粘土颗粒（指直径<0.005mm的颗粒）； 粘性土颗粒细小，比表面积大，连结力强；颗粒表面带 电，
达到70%
16
第1节 岩石中的空隙—孔隙
这里与粒径的关系是：粒径愈小，孔隙度愈大！
与以上分析有矛盾！为什么？ 砂样与砾石样混合时，砾石样中孔隙体积变小，因此 孔隙度变小。 当粗细颗粒完全混合时，混合样的孔隙度：
n混=n粗×n细 因此影响孔隙度大小的主要因素是试样的分选程度， 分选愈差，孔隙度愈小！ 为何粘性土的孔隙度超过最疏松排列的47.64%可达 70%？
第1节 岩石中的空隙—孔隙
影响孔隙大小的因素：
孔隙大小与岩石颗粒的分选程度的关系： ？ 问：下列2种试样哪种孔隙大？
a—砂砾混合样
b—砾
a试样的孔隙为细颗粒形成的小孔石隙。
分选愈差，细粒占的比例愈大，孔隙愈小！ 胶结程度越好，充填物越多，孔隙愈小！
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
影响孔隙大小的因素：
孔隙度是描述松散岩石中孔隙多少的指标 定义：某一体积岩石（包括颗粒骨架与空隙在内）中孔隙体积所 占的比例。通常用 n 表示
n Vn 100 % VT
？问：孔隙度的大小与什么有关？——与颗粒大小有关？ a. 与排列有关——紧密与疏松 理想最疏松孔隙为47.64%，最紧密排列孔隙为25.95%。 b. 与分选有关——下面试样哪个孔隙度大？哪个小？ 试样：①砾石 ②砂石 ③混合样
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
颗粒排列方式对孔隙度的影响 理想最疏松排列（立方体）：孔隙度为 47.64%； 理想最紧密排列（四面体）：孔隙度为 25.95%。 排列愈紧密孔隙度愈小。
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
粘性土的孔隙与孔隙度
粘土颗粒（指直径<0.005mm的颗粒）； 粘性土颗粒细小，比表面积大，连结力强；颗粒表面带 电，
达到70%
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第1节 岩石中的空隙—孔隙
这里与粒径的关系是：粒径愈小，孔隙度愈大！
与以上分析有矛盾！为什么？ 砂样与砾石样混合时，砾石样中孔隙体积变小，因此 孔隙度变小。 当粗细颗粒完全混合时，混合样的孔隙度：
n混=n粗×n细 因此影响孔隙度大小的主要因素是试样的分选程度， 分选愈差，孔隙度愈小！ 为何粘性土的孔隙度超过最疏松排列的47.64%可达 70%？
第二章岩石中的空隙与水分
第二章岩石中的空隙和水分业已知道，自地表到下地幔带都有水分存在，然而与人类关系最为直接的乃是地球浅部的地下水。
这些水赋存在于地壳表层十五公里左右范围的空隙之中。
尤其是2公里以内，这种空隙发育比较普遍，所以有人形象的说：地壳表层犹如饱含水的海绵。
一、岩石中的空隙——岩石中大小不等、形状不一的空间。
岩石中的空隙是存在于岩石中那些大小不等，形状各异的空间，它们是地下水存储的场所和运动的通道。
因此这些空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布情况。
对地下水分布有着严格的控制作用。
* 岩石的空隙性——岩石空隙的形状、大小、多少、连通情况和分布特点。
在水文地质学中岩石的空隙可分为三大类：①岩石的孔隙；②硬岩石的裂隙；③可溶岩石中的溶穴。
1、孔隙——松散岩石中颗粒或颗粒集合体之间的空隙。
松散堆积物和某些胶结不好的基岩，系由大大小小的颗粒构成，颗粒之间的空隙相互连通且呈孔状，故称为孔隙。
显然，岩石中空隙较多，储存地下水的能力越大。
空隙体积的多少以空隙度（n）表示。
空隙度（n）—包括孔隙在内的某一体积的岩石中，孔隙体积V n所占的比例。
n＝V n／V n＝V n／V·１００％空隙比（L）—岩石中孔隙的体积V n与固体颗粒体积V s的比值。
即：ξ=V n/V s 或ξ=V n/V s·１００％∵V= V n+V s ∴V s =V—V n∵n＝V n／V∴V n＝n·V∵ξ＝V n/V s＝( n·V) / (V—V n) ＝nV／V—V n＝nV／V（１－n）＝n / (n－1)即：ξ= n / (1—n)孔隙度大小是衡量岩石储容地下水能力大小的中要参数，二者为正比关系。
* 松散岩石孔隙度的大小主要取决于：①颗粒的分选程度（均匀程度）；N d1 = 40% 混N d2 = 50%则N（混）= 40%×50% = 20%②颗粒的排列方式；立方体排列疏松N可达47.64%；四面体排列较紧密，N=25.95；与粒径无关。
水文地质学 第二章 岩石中的空隙与水分1.
注意： 图示三种颗粒直径不同的等粒岩石，排列
方式相同时，孔隙度完全相同。
② 颗粒的分选性（颗粒的均匀程度）
((aa))
（a）等径圆球按立方体排列， 孔隙度为47.64%；
(b()b)
（b）圆球按立方体排列， 空隙为小颗粒所充填， 孔隙度大为下降。
③ 颗粒的形状
颗粒形状愈是不规则，棱角越是明显，突出 部分互相接触，会使颗粒架空，通常排列就越松 散，n也越大。
故有：
V —岩石总体积(包括孔隙在内用）孔隙比；
ε＝n/（1－n）
孔隙比（ε）：
而涉及水的储容与 流动时，则采用孔隙
ε＝ Vn / Vs
或ε＝ Vn
/
V
s
度。
×100％
式中：Vs —固体颗粒的体积
2.影响孔隙度的因素
孔隙度的大小取决于以下因素： ① 颗粒的排列情况（即岩石的密实程度） ② 颗粒的分选性（颗粒的均匀程度） ③ 颗粒的形状 ④ 颗粒的胶结充填情况 ⑤ 结构孔隙及次生空隙（对粘性土）
岩溶率
衡量溶隙多少的定量指标。可用下式表示：
KK
VK V
或
KK
VK V
100%
式中: Kk ——岩石岩溶率；Vk ——岩石中溶隙或溶穴的体积； V ——岩石总体积。（包括溶隙在内）
注意： 自然界岩石中空隙的发育状况要复杂得多. 松散岩石、坚硬基岩和可溶岩石中的空隙网络 具有不同的特点。
综上所述，岩石越松散，分选越好，
圆度和胶结程度越差时，n越大。
3.孔喉，孔腹：
孔喉：孔隙通道最细 小的部分
孔腹：最宽大的部分
孔喉对水流动的 影响更大，讨论孔隙 大小时可以用孔喉直 径进行比较。
4.影响孔隙大小的因素
水文地质学-第2章岩石中的空隙与水份
chd-qw
第二章 岩石中的空隙与水分
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chd-qw
第二章 岩石中的空隙与水分
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四、岩石中的空隙小结
1、岩石中的空隙是研究地下水的基础 2、分布特点：孔隙主要分布于松散堆积物中，分布广 泛，联通均匀 裂隙分布于坚硬岩石中，分布不均 溶穴分布可溶性岩石中，分布不均 3、孔隙度，运用范围广；裂隙率、岩溶率受到地区限 制，运用不广，代表性不强。三者定义也各不相同。 4、裂隙率和岩溶率可以直接评价赋水性，孔隙度加孔 隙大小才可评价。 5、孔隙度及其影响因素。 按岩层的空隙类型分为三种类型地下水：①孔隙水；② 裂隙水；③岩溶水。
§2.3 与水储容及运移有关的岩石性质
四、透水性 1、透水性：岩石允许水透过的能力叫做透水性。 2、定量指标：渗透系数 3、影响透水性的因素： 1）空隙的大小和联通情况，特别是最小空隙直 径的影响，平均孔隙直径。 2）孔隙度：粘土和砂砾石孔隙度的区别。 颗粒的分选性，决定孔隙的变化和曲折性。
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水文地质学
第二章 岩石中的 空隙与水分
第二章 岩石中的空隙与水分 §2.1 岩石中的空隙
岩石的空隙是地下水储存和运移的先决 条件，空隙的多少、大小、形状、联通状况 和分布规律，决定着地下水的埋藏、分布和 运动。 将岩石空隙作为地下水储存场所和运动 通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中 的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的 溶穴。
第二章 岩石中的空隙与水分
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在花岗岩闪长岩岩体边坡上，分布大量陡于80°倾角的 构造裂隙。
chd-qw
第二章 岩石中的空隙与水分
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§2.1.3 溶穴
1、溶穴：起因于水的溶蚀，在可溶岩（白云 岩、岩盐、石膏、石灰岩等）中形成的空洞 （溶隙）。 （cavity）-- soluble rock 2、岩溶率：Kk=Vk/V 特点：岩溶率的变化范围很大，且在相邻很近 地点处岩溶率完全不同，同一地点的不同深 度处岩溶率也有很大变化。
水文地质学 第二章__岩石中的空隙与水分
第二章 岩石中的空隙与水分2．1 岩石中的空隙空隙：void ，interspace ，space地壳岩石中的空隙为地下水的赋存提供了必要的空间条件。
按维尔纳茨基的形象说法“地壳表层就好象是饱含着水的海绵”。
岩石空隙是地下水存储场所和运动通道，空隙的多少、大小、连通情况对地下水的分布和运动具有很重要的影响。
岩石空隙可分为三类：a. 松散岩石中的孔隙；b. 坚硬岩石中的裂隙；c. 可溶岩石中的溶穴（隙）。
1．孔隙（pore ）松散岩石是由大小不等的颗粒组成的，颗粒或颗粒集合体之间的空隙––––孔隙。
岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。
孔隙体积的多少可用孔隙度表示：孔隙度（porosity ）（n ）––––指某一体积岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。
即：VV n n =式中：V n ––––岩石中孔隙的体积；V ––––包括孔隙在内的岩石体积； n ––––孔隙度，用小数或百分数表示。
另外一个概念：孔隙比（void ratio ）（ε）––––指某一体积岩石内孔隙的体积（V n ）与固体颗粒体积（V s ）之比。
即sn V V =ε因为V=V n +V s ，所以n 与ε关系为：nn -=1ε。
应用时：a. 涉及变形时（工程地质）→ε（采用孔隙比较方便）；b. 涉及水的储容与运动时（水文地质）→n （采用孔隙度方便）。
影响因素：a. 分选程度：分选程度好，n 大；分选程度差，n 小；b. 颗粒的排列情况：立方体排列时n =47.64%，四面体n =25.95% ；c. 颗粒的形状：形状愈不规则，棱角愈明显，n 愈大；d. 胶结充填情况：充填程度高，n 小。
孔隙度的测定方法：a. 饱和含水率：n =θs （θs 饱和含水率）；b. 抽水试验；c. 形态学方法：成象、扫描→借助与计算机处理（研究领域的前沿课题）。
粘土孔隙度较高的原因：a. 颗粒表面带有电荷，构成颗粒集合体，形成较大的结构孔隙；b. 粘性土中往往发育有虫孔、根孔、干裂缝等次生孔隙。
水文地质学基础(第六版)岩石中的空隙与水分
静电引力受2到021距/8/2离0 的影响，结合水的自由不同。
24
3、类型及特征：按牢固程度划分：
强结合水：
密度大于1，平均2g/cm3左右
冰点： -78 ℃
类似固体，不能流动。在温度105℃上才能以气态的形式脱离颗粒表面 溶解盐类能力弱、不能为植物吸收 有较大的粘滞性、弹性和抗剪强度 。
多少：裂隙率。线裂隙率：与裂隙走向垂直方向上单位长度内裂隙所 占的比例。 面裂隙率，体裂隙率。野外研究裂隙时应注意测定裂隙的方15 向、 宽度、延伸长度、充填情况等，这些影响水的运动。
各种岩石裂隙率数值表（变化范围）
岩石 名称
碎屑岩 化学岩 岩浆岩 变质岩 玄武岩 凝灰岩 现代火山岩
裂隙率 %
3-30 ＜1-30
持水性：岩石在重力释水后能在空隙中保持一定数量水的
性质。用持水度表示。
透水性：岩石允许让水通过的性质。用渗透系数或单位吸水
量表示。
2021/8/20
30
容水度（Mc） 岩土完全饱水时所能容纳的水的体积与岩土体积的比值。若
以重量计，则称容水量。 容水度与孔隙度（裂隙率、岩溶率）相等。
Mc
(Vm V
毛细水 固态水 气态水
水文地质学 的重点研究
对象 23
一、结合水
1、概念：分布在颗粒表面受静电引力大于重力，而不能
在自身重力作用下发生运动的那部分水。
2、成因：
➢ 带电荷的颗粒表面，一般带负电，主要存在于细小空隙、裂隙； ➢ 极性分子水，水分子是偶极体，被吸入； ➢ 岩石颗粒周围水分子受到库仑力（静电引力）的作用。
四、地下水分类
按含水介质（空隙特征）分： 孔/t8w/2a0 sh sand and gravel in a gravel pit
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靠近固体表面的那一部分，仍然受到固体引力的影响，
水分子的排列较为整齐。这部分水在流动时呈层流状态， 而不作紊流运动。
远离固体表面的重力水，不受固体引力的影响，只受 重力控制。这部分水在流速较大时容易转为紊流运动 。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.2 重力水
层流：当流体速度足够小时，流体将作分层平行流 动，流体质点的轨迹（一般说它随原始空间坐标 x、y、 z和时间 t 而变）是有规则的光滑曲线（最简单的情形是 直线）在流动过程中，相邻质点的轨迹线彼此仅稍有差 别，不同流体质点的轨迹线不相互混杂，这样的流动称 为层流。
一般说来容水度在数值上与孔隙度（裂隙率、岩溶 率）相当。但是对于具有膨胀性的粘土，充水后体积扩 大，容水度可大于孔隙度。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.2 含水量
含水量说明松散岩石实际保留水分的状况。
重量含水量：松散岩石孔隙中所含的水量（Gw）与干燥岩 石重（Gs）的比值
WgGw100% Gs
体积含水量：含水体积（Vw）与包括孔隙在内的岩石体积
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度
✓当初始地下水位埋 藏深度小于最大毛细 上升高度时，地下水 位下降后，重力水的 一部分将转化为支持 毛细水而保留于地下 水面之上，从而使给 水度偏小。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度
✓地下水位下降速率
可能的原因
1）重力释水并非瞬时 完成，而往往滞后于水位下 降；
当孔隙度一定而孔隙直径愈 大， 则圆管通道的数量愈少， 但 有效渗流断面愈大，透水能力就 愈强；反之，孔隙直径愈小，透 水能力就愈弱。
由此可见，决定透水性好坏的主要因素是孔隙大小 ；只有在孔隙大小达到一定程度，孔隙度才对岩石的透 水性起作用，孔隙度愈大，透水性愈好。
第二章 岩石中的空隙与水分
a—孔隙通道原型 b—概化为沿程等经的圆管 c—概化为沿程不等径圆管
2.2.1 结合水
结合水与重力水
椭圆形小粒代表水分子，结合水部 分的水分子带正电荷一端朝向颗粒
箭头代表水分子所受合力方向
第二章 岩石中的空隙与水分
定义：受固相表面的引力大于水分子自身重力的那部分水，此 部分水束缚于固相表面，不能在自身重力影响下运动。
固相表面的引力（静电引力）：松散岩石的颗粒表面及坚硬岩
第二章 岩石中的空隙与水分
✓固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙，又有裂隙。
✓可溶岩石，由于溶蚀不均一，有的部分发育溶穴，而有 的部分则为裂隙，有时还可保留原生的孔隙与裂缝。
因此，在研究岩石空隙时，必须注意观察，收集实际 资料，在事实的基础上分析空隙的形成原因及控制因素， 查明其发育规律。
岩石中的空隙，必须以一定方式连接起来构成空隙、 网络，才能成为地下水有效的运移通道（△）和储容空间 和。松散岩石、坚硬基岩和可溶岩石中的空隙网络具有不 同的特点。赋存于不同岩层中的地下水，具有不同的分布 与运动特点。
地球上多年冻土面积有3500万平方千米，水量约占地 球总水量的万分之二。在我国，冻土主要分布在东北及青 藏高原。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3 与水的储容及运移有关的岩石性质
岩石空隙的多少、大小、连通程度及其分布的均匀 程度，都对其储容、滞留、释出以及透过水的能力有影 响。 2.3.1 容水度
定义：容水度是指岩石完全饱水时所能容纳的最大的水 体积与岩石总体积的比值。
（V）的比值
WvVw100% V
若水的比重为1，岩石的干容重（单位体积干土的重）为
重量含水量与体积含水量的关系 WgWva
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.2 含水量
→比重：也称相对密度，固体和液体的比重是该物质的 密度与在标准大气压，3.98℃时纯H2O的密度（999.972 kg/m3）的比值。气体的比重是指该气体的密度与标准状况 下空气密度的比值。液体或固体的比重说明了它们在另一 种流体中是下沉还是漂浮。
石空隙壁面均带有电荷，水分子又是偶极体，由于静电吸引， 固相表面具有吸附水分子的能力。
库伦定律
E
k Q r2
离固相表面近的水分子受到的静电引力大；随着距离增 大，引力减弱，受重力的影响就愈显著。
由于固相表面对水分子的吸引力自内向外逐渐减弱，结 合水的物理性质也随之发生变化。因此，将最接近固相表面 的结合水称为强结合水，其外层称为弱结合水。
第二章 岩石中的空隙与水分
强结合水（又称吸着水）：厚度，不同研究者说法不一，
一般认为相当于几个水分子的厚度；也有人认为，可达几
百个水分子厚度。水分子排列紧密，其密度平均达2g/cm3 左右。
水分子厚度：1.925×10-9m（认为水分子是球体，其直径）
弱结合水（又称薄膜水）：处于强结合水的外层，受到固
剪应力（单位：帕斯卡）：物体由于外因（受力 ）而变形时，在物体内各部分之间产生相互作用的内 力，以抵抗这种外因的作用，并力图使物体从变形后 的位置回复到变形前的位置。在所考察的截面某一点 单位面积上的内力称为应力。同截面相切的称为剪应 力或切应力。
第二章 岩石中的空隙与水分
定义：距离固体表面更远的那部分水分子，重力对它 的影响大于固体表面对它的吸引力，因而能在自身重 力影响下运动，这部分水就是重力水。
。 2可.1.溶3 的溶沉穴积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地 下水溶蚀下会产生空洞，这种空隙称为溶穴（隙）。
岩溶率
录像
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第二章 岩石中的空隙与水分
总结与比较 孔隙、裂隙、溶穴不是独立存在。自然界岩石中空隙
的发育状况远较上面所说的复杂。
✓松散岩石固然以孔隙为主，但某些粘土干缩后 可产生裂隙，而这些裂隙的水文地质意义，甚至 远远超过其原有的孔隙。
紊流：流体力学中的一个术语， 是指流体从一种稳 定状态向另一种稳定状态变化过程中的一种无序状态。 具体是指流体流动时各质点间的惯性力占主要地位，流 体各质点不规则地流动。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.3 毛细水
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.4 气态水、固态水
气态水：在包气带空隙中存在着气态水。气态水可以随空 气流动而流动。另外，即使空气不流动，它也能从水汽压 力（绝对湿度）大的地方向小的地方迁移。气态水在一定 温度、压力条件下，与液态水相互转化，两者之间保持动 平衡。 固态水：岩石的温度低于0℃，空隙中的液态水转化为固态 水。在高纬度地区和中低纬度的高海拔地区，由于气候寒 冷，地下都存在着多年冻土，其冻结层上部有地下冰，冰 层厚度由几十厘米到三五米不等。有一部分岩石赋存其中 的地下水多年中保持固态，这就是所谓的多年冻土。
释出的水的体积， 称为给水度 。
单位体积饱水岩石体在重力作用下自由释出的水的体积
例如，地下水位下降 2m，1m2水平面积岩石柱体，在重力作 用下释出的水的体积为0.2m3（相当于水柱高度0.2m），则给水 度为 0.1或 10％。
影响因素：对于均质的松散岩石，给水度的大小与岩性、 初始地下水位埋藏深度以及地下水位下降速率等因素有关 。
相表面的引力比强结合水弱，但仍存在范德华尔斯引力和
强结合水最外层水分子的静电引力的合力的影响，不同学 者认为其厚度为几十、几百或几千个水分子厚度。
水分子排列不如强结合水规则和紧密，溶解盐类的能力 较低。弱结合水的外层能被植物吸收利用。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.1 结合水
结合水区别于普通液态水的最大特征是具有抗剪 强度，即必须施一定的力方能使其发生变形。结合水 的抗剪强度由内层向外层减弱。当施加的外力超过其 抗剪强度时，外层结合水发生流动，施加的外力愈大 ，发生流动的水层厚度也加大。
结论：孔隙直径愈小，结合水所占据的无效空间愈大 ，实际渗流断面就愈小；同时，孔隙直径愈小，可能达到 的最大流速愈小。
因此，孔隙直径愈小，透水性就愈差。当孔隙直径小 于两倍结合水层厚度时，在寻常条件下就不透水。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.5 透水性
把松散岩石中的全部孔隙通
道概化为一束相ห้องสมุดไป่ตู้平行的等径圆 管，则不难推知：
比重是无量纲量，即比重是无单位的值，一般情形下随 温度、压力而变。密度是有量纲的量，比重是无量纲的量 。
饱和含水量Ws：孔隙充分饱水时的含水量 饱和差：饱和含水量与实际含水量之间的差值
饱和度：实际含水量与饱和含水量之比
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度 定义：我们把地下水位下降一个单位深度，从地下水位 延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体， 在重力作用下
2）迅速释水时大、小 孔道释水不同步，大的孔道 优先释水，在小孔道中形成 悬挂毛细水而不能释出。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.4 持水度
定义：地下水位下降一个单位深度，单位水平面积岩 石柱体反抗重力而保持于岩石空隙中的水量，称作持
水度。 S
给水度、持水度与孔隙度的关系 S n
影响因素
包气带充分重力释水而又未受到蒸发、蒸腾消耗 时的含水量称作残留含水量数值上相当于最大的持水 度。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度
✓岩性对给水度的影响主要表现为空隙的大小与多少。
例如，颗粒粗大的松散岩石，裂隙比较宽大的坚硬 岩石，以及具有溶穴的可溶岩，空隙宽大，重力释水时 ，滞留于岩石空隙中的结合水与孔角毛细水较少， 理想 条件下给水度的值接近孔隙度、 裂隙率与岩溶率。
相反，若空隙细小（如粘性土），重力释水时大 部分水以结合水与悬挂毛细水形式滞留于空隙中，给 水度往往很小。
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第二章 岩石中的空隙与水分
2.1.2 裂隙 固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般 不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各 种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。
成岩裂隙 构造裂隙 风化裂隙 卸荷裂隙
水分子的排列较为整齐。这部分水在流动时呈层流状态， 而不作紊流运动。
远离固体表面的重力水，不受固体引力的影响，只受 重力控制。这部分水在流速较大时容易转为紊流运动 。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.2 重力水
层流：当流体速度足够小时，流体将作分层平行流 动，流体质点的轨迹（一般说它随原始空间坐标 x、y、 z和时间 t 而变）是有规则的光滑曲线（最简单的情形是 直线）在流动过程中，相邻质点的轨迹线彼此仅稍有差 别，不同流体质点的轨迹线不相互混杂，这样的流动称 为层流。
一般说来容水度在数值上与孔隙度（裂隙率、岩溶 率）相当。但是对于具有膨胀性的粘土，充水后体积扩 大，容水度可大于孔隙度。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.2 含水量
含水量说明松散岩石实际保留水分的状况。
重量含水量：松散岩石孔隙中所含的水量（Gw）与干燥岩 石重（Gs）的比值
WgGw100% Gs
体积含水量：含水体积（Vw）与包括孔隙在内的岩石体积
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度
✓当初始地下水位埋 藏深度小于最大毛细 上升高度时，地下水 位下降后，重力水的 一部分将转化为支持 毛细水而保留于地下 水面之上，从而使给 水度偏小。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度
✓地下水位下降速率
可能的原因
1）重力释水并非瞬时 完成，而往往滞后于水位下 降；
当孔隙度一定而孔隙直径愈 大， 则圆管通道的数量愈少， 但 有效渗流断面愈大，透水能力就 愈强；反之，孔隙直径愈小，透 水能力就愈弱。
由此可见，决定透水性好坏的主要因素是孔隙大小 ；只有在孔隙大小达到一定程度，孔隙度才对岩石的透 水性起作用，孔隙度愈大，透水性愈好。
第二章 岩石中的空隙与水分
a—孔隙通道原型 b—概化为沿程等经的圆管 c—概化为沿程不等径圆管
2.2.1 结合水
结合水与重力水
椭圆形小粒代表水分子，结合水部 分的水分子带正电荷一端朝向颗粒
箭头代表水分子所受合力方向
第二章 岩石中的空隙与水分
定义：受固相表面的引力大于水分子自身重力的那部分水，此 部分水束缚于固相表面，不能在自身重力影响下运动。
固相表面的引力（静电引力）：松散岩石的颗粒表面及坚硬岩
第二章 岩石中的空隙与水分
✓固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙，又有裂隙。
✓可溶岩石，由于溶蚀不均一，有的部分发育溶穴，而有 的部分则为裂隙，有时还可保留原生的孔隙与裂缝。
因此，在研究岩石空隙时，必须注意观察，收集实际 资料，在事实的基础上分析空隙的形成原因及控制因素， 查明其发育规律。
岩石中的空隙，必须以一定方式连接起来构成空隙、 网络，才能成为地下水有效的运移通道（△）和储容空间 和。松散岩石、坚硬基岩和可溶岩石中的空隙网络具有不 同的特点。赋存于不同岩层中的地下水，具有不同的分布 与运动特点。
地球上多年冻土面积有3500万平方千米，水量约占地 球总水量的万分之二。在我国，冻土主要分布在东北及青 藏高原。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3 与水的储容及运移有关的岩石性质
岩石空隙的多少、大小、连通程度及其分布的均匀 程度，都对其储容、滞留、释出以及透过水的能力有影 响。 2.3.1 容水度
定义：容水度是指岩石完全饱水时所能容纳的最大的水 体积与岩石总体积的比值。
（V）的比值
WvVw100% V
若水的比重为1，岩石的干容重（单位体积干土的重）为
重量含水量与体积含水量的关系 WgWva
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.2 含水量
→比重：也称相对密度，固体和液体的比重是该物质的 密度与在标准大气压，3.98℃时纯H2O的密度（999.972 kg/m3）的比值。气体的比重是指该气体的密度与标准状况 下空气密度的比值。液体或固体的比重说明了它们在另一 种流体中是下沉还是漂浮。
石空隙壁面均带有电荷，水分子又是偶极体，由于静电吸引， 固相表面具有吸附水分子的能力。
库伦定律
E
k Q r2
离固相表面近的水分子受到的静电引力大；随着距离增 大，引力减弱，受重力的影响就愈显著。
由于固相表面对水分子的吸引力自内向外逐渐减弱，结 合水的物理性质也随之发生变化。因此，将最接近固相表面 的结合水称为强结合水，其外层称为弱结合水。
第二章 岩石中的空隙与水分
强结合水（又称吸着水）：厚度，不同研究者说法不一，
一般认为相当于几个水分子的厚度；也有人认为，可达几
百个水分子厚度。水分子排列紧密，其密度平均达2g/cm3 左右。
水分子厚度：1.925×10-9m（认为水分子是球体，其直径）
弱结合水（又称薄膜水）：处于强结合水的外层，受到固
剪应力（单位：帕斯卡）：物体由于外因（受力 ）而变形时，在物体内各部分之间产生相互作用的内 力，以抵抗这种外因的作用，并力图使物体从变形后 的位置回复到变形前的位置。在所考察的截面某一点 单位面积上的内力称为应力。同截面相切的称为剪应 力或切应力。
第二章 岩石中的空隙与水分
定义：距离固体表面更远的那部分水分子，重力对它 的影响大于固体表面对它的吸引力，因而能在自身重 力影响下运动，这部分水就是重力水。
。 2可.1.溶3 的溶沉穴积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地 下水溶蚀下会产生空洞，这种空隙称为溶穴（隙）。
岩溶率
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总结与比较 孔隙、裂隙、溶穴不是独立存在。自然界岩石中空隙
的发育状况远较上面所说的复杂。
✓松散岩石固然以孔隙为主，但某些粘土干缩后 可产生裂隙，而这些裂隙的水文地质意义，甚至 远远超过其原有的孔隙。
紊流：流体力学中的一个术语， 是指流体从一种稳 定状态向另一种稳定状态变化过程中的一种无序状态。 具体是指流体流动时各质点间的惯性力占主要地位，流 体各质点不规则地流动。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.3 毛细水
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.4 气态水、固态水
气态水：在包气带空隙中存在着气态水。气态水可以随空 气流动而流动。另外，即使空气不流动，它也能从水汽压 力（绝对湿度）大的地方向小的地方迁移。气态水在一定 温度、压力条件下，与液态水相互转化，两者之间保持动 平衡。 固态水：岩石的温度低于0℃，空隙中的液态水转化为固态 水。在高纬度地区和中低纬度的高海拔地区，由于气候寒 冷，地下都存在着多年冻土，其冻结层上部有地下冰，冰 层厚度由几十厘米到三五米不等。有一部分岩石赋存其中 的地下水多年中保持固态，这就是所谓的多年冻土。
释出的水的体积， 称为给水度 。
单位体积饱水岩石体在重力作用下自由释出的水的体积
例如，地下水位下降 2m，1m2水平面积岩石柱体，在重力作 用下释出的水的体积为0.2m3（相当于水柱高度0.2m），则给水 度为 0.1或 10％。
影响因素：对于均质的松散岩石，给水度的大小与岩性、 初始地下水位埋藏深度以及地下水位下降速率等因素有关 。
相表面的引力比强结合水弱，但仍存在范德华尔斯引力和
强结合水最外层水分子的静电引力的合力的影响，不同学 者认为其厚度为几十、几百或几千个水分子厚度。
水分子排列不如强结合水规则和紧密，溶解盐类的能力 较低。弱结合水的外层能被植物吸收利用。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.2.1 结合水
结合水区别于普通液态水的最大特征是具有抗剪 强度，即必须施一定的力方能使其发生变形。结合水 的抗剪强度由内层向外层减弱。当施加的外力超过其 抗剪强度时，外层结合水发生流动，施加的外力愈大 ，发生流动的水层厚度也加大。
结论：孔隙直径愈小，结合水所占据的无效空间愈大 ，实际渗流断面就愈小；同时，孔隙直径愈小，可能达到 的最大流速愈小。
因此，孔隙直径愈小，透水性就愈差。当孔隙直径小 于两倍结合水层厚度时，在寻常条件下就不透水。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.5 透水性
把松散岩石中的全部孔隙通
道概化为一束相ห้องสมุดไป่ตู้平行的等径圆 管，则不难推知：
比重是无量纲量，即比重是无单位的值，一般情形下随 温度、压力而变。密度是有量纲的量，比重是无量纲的量 。
饱和含水量Ws：孔隙充分饱水时的含水量 饱和差：饱和含水量与实际含水量之间的差值
饱和度：实际含水量与饱和含水量之比
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度 定义：我们把地下水位下降一个单位深度，从地下水位 延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体， 在重力作用下
2）迅速释水时大、小 孔道释水不同步，大的孔道 优先释水，在小孔道中形成 悬挂毛细水而不能释出。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.4 持水度
定义：地下水位下降一个单位深度，单位水平面积岩 石柱体反抗重力而保持于岩石空隙中的水量，称作持
水度。 S
给水度、持水度与孔隙度的关系 S n
影响因素
包气带充分重力释水而又未受到蒸发、蒸腾消耗 时的含水量称作残留含水量数值上相当于最大的持水 度。
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.3 给水度
✓岩性对给水度的影响主要表现为空隙的大小与多少。
例如，颗粒粗大的松散岩石，裂隙比较宽大的坚硬 岩石，以及具有溶穴的可溶岩，空隙宽大，重力释水时 ，滞留于岩石空隙中的结合水与孔角毛细水较少， 理想 条件下给水度的值接近孔隙度、 裂隙率与岩溶率。
相反，若空隙细小（如粘性土），重力释水时大 部分水以结合水与悬挂毛细水形式滞留于空隙中，给 水度往往很小。
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第二章 岩石中的空隙与水分
2.1.2 裂隙 固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般 不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各 种应力作用下岩石破裂变形产生的裂隙。
成岩裂隙 构造裂隙 风化裂隙 卸荷裂隙