地下水存在于岩石空隙之中，地壳表层至地下十余公里深度范围内，都或多或少存在着空隙，特别是浅部1000-2000米深度范围内的空隙分布较为普遍。按照维尔纳茨基形象的说法，“地壳表层就好像是饱含着水的海绵”。

岩石空隙既是地下水的储容场所，又是地下水的运动通路。空隙的多少、大小及其分布规律，决定着地下水分布与运动的特点。

将空隙作为地下水储容场所与运动通路研究时，可以分为三类：

松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙，以及易溶岩层中的溶穴（溶洞）。

所以，我们必须重视一点：不管是哪种类型的地下水，在地下的分布均有一定的面积或长度，在物探找水的时尽可能把剖面做长，剖面数量做多，会更有效地找到出水大的地下水。

1.孔隙：松散岩石是由大大小小的颗粒组成的，在颗粒或颗粒的集合体之间普遍存在空隙；空隙相互连通，呈小孔状，故称作孔隙。

孔隙的多少用孔隙度表示。孔隙度乃是某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占的比例。如以P表示孔隙度，Vp，表示孔隙体积，V表示岩石体积，则得 P=Vp/V 或P=Vp/V×100%,孔隙度可以百分数或小数表示。

孔隙度的大小主要取决于颗粒排列情况及分选程度；另外，颗粒形状及胶结情况也影响孔隙度。

为了说明颗粒排列方式对孔隙度的影响，我们可以设想一种理想的情况，即颗粒均为大小相等的圆球。当这些理想颗粒作立方体排列时(图2a)，

可算得其孔隙度为47.64%；作四面体排列时(图2b)，孔隙度仅为25.95%。颗粒受力情况发生变化时，通过改变排列方式而密集程度不同(图3)。

上述两种理论上最大与最小的孔隙度平均起来接近37%，自然界中松散岩石的孔隙度与此大体相近。

应当注意，我们在上述计算中并没有规定圆球的大小；因为孔隙度是一个比例数，与颗粒大小无关。

自然界并不存在完全等粒的松散岩石。分选程度愈差·，颗粒大小愈不相等，孔隙度便愈小。因为，细小颗粒充填于粗大颗粒之间的孔隙中，自然会大大降低孔隙度(图3)。我们可以假设一种极端的情况：如果一种等粒砾石的孔隙度P₁等于40%，另一种等粒的极细砂的孔隙度P₂也等于40%，而极细砂完全充填于砾石孔隙中，则此混合砂砾的孔隙度. P₃=P₁×P₂=16%。

自然界中也很少有完全呈圆形的颗粒。颗粒形状愈是不接近圆形，孔隙度就愈大。因为这时突出部分相互接触，会使颗粒架空。

粘粒表面常带有电荷，颗粒接触时便连结形成颗粒集合体，形成结构孔隙(图3—5)。由于这个缘故，粘土的孔隙度可以超过理论上的最大孔隙度。

松散岩石受到不同程度胶结时，由于胶结物质的充填，孔隙度有所降低(图3—4)。

孔隙大小对水的运动影响极大，影响孔隙大小的主要因素是颗粒大小。颗粒大则孔隙大，颗粒小则孔隙小。需要注意的是，对分选不好、颗粒大小悬殊的松散岩石来说，孔隙大小并不取决于颗粒的平均直径，而主要取决于细小颗粒的直径。原因是，细小颗粒把粗大颗粒的孔隙充填了(图3-3)。除此以外，孔隙大小还与颗粒排列方式、颗粒形状以及胶结程度有关。

2.裂隙：固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩与变质岩，其中不存在或很少存在颗粒之间的孔隙；岩石中的空隙主要是各种成因的裂隙，即成岩裂隙、构造裂隙与风化裂隙(图3-7)。

成岩裂隙是岩石形成过程中由于冷却收缩(岩浆岩)或固结干缩(沉积岩)而产生的。成岩裂隙在岩浆岩中较为发育，如玄武岩的柱状节理便是。构造裂隙是岩石在构造运动过程中受力产生的，各种构造节理、断层即是。风化裂隙是在各种物理的与化学的因素的作用下，岩石遭破坏而产生的裂隙，这类裂隙主要分布于地表附近。

裂隙的多少以裂隙率表示之。裂隙率即裂隙体积V1，在包括裂隙在内的岩石体积V中所占的比例，即：Kr=V1/V×100%

裂隙率可在野外或在坑道中通过测量岩石露头求得，也可以利用钻孔中取出来的岩芯测定。在测定裂隙率时，一般还应测定裂隙的方向、延伸长度、宽度、充填情况等。因为这些都对水的运动有很大影响。

裂隙发育一般并不均匀，即使在同一岩层中，由于岩性、受力条件等的变化，裂隙率与裂隙张开程度都会有很大差别。因此，进行裂隙测量应当注意选择有代表性的部位，并且应当明了某一裂隙测量结果所能代表的范围。

3.溶穴（溶洞）：易溶沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩、白云岩等，由于地下水的溶蚀会产生空洞，这种空隙就是溶穴。溶穴体积VK，在包括溶穴在内的岩石体积V中所占的比例数即为岩溶率 Kₖ, 即：Kk=Vk/V×100%

岩溶发育极不均匀。大者可宽达数百米、高达数十米乃至上百米、长达数十公里或更多；小的只有几毫米直径。并且，往往在相距极近处岩溶率相差极大。例如，在具有同一岩性成分的可溶岩层中，岩溶通道带的岩溶率可以达到百分之几十，而附近地区的岩溶率都几乎是零。

将孔隙率、裂隙率与岩溶率作一对比，可以得到以下结论。虽然三者都是说明岩石中空隙所占的比例的，但在实际意义上却颇有区别。

松散岩石颗粒变化较小，而且通常是渐次递变的，因此，对某一类岩性所测得的孔隙率具有较好的代表性，可以适用于一个相当大的范围。

坚硬岩石中的裂隙，受到岩性及应力的控制，一般发育颇不均匀，某一处测得的裂隙率只能代表一个特定部位的状况，适用范围有限。

岩溶发育极不均匀，利用现有的办法，实际上很难测得能够说明某一岩层岩溶发育程度的岩溶率。即使求得了某一岩层的平均岩溶率，也仍然不能真实地反映岩溶发育的情况。因此，岩溶率的测定方法及其意义，都还值得进一步探讨。

岩石空隙的发育情况，实际上远比上面所讨论的复杂。例如，松散岩石固然主要发育孔隙，但某些粘性土失水干缩后可以产生裂隙；这些裂隙的水文地质意义，往往超过其原有的孔隙。成岩程度不十分高的沉积岩，往往既有裂隙，又有孔隙。易溶岩层在同一岩层的不同部位，由于溶蚀强度不均一，有的部分主要发育裂隙，有的部分主要发育溶穴。

因此，进行工作时必须从实际出发，注意观察、收集事实，在事实基础上分析空隙的形成原因及控制因素，弄清其发育规律。只有这样，才有利于分析地下水储存与运动条件。