坚硬的基岩在各种应力的作用下发生破坏变形后产生裂隙，赋存在裂隙空隙中的水属于裂隙水。就整个岩体来看，裂隙空隙率很小，只有0.1%～2%，较松散孔隙介质的孔隙度要小几倍到十余倍。裂隙在岩体上分布不均，具有明显的方向性。裂隙介质较孔隙介质，在均匀性、储水性、渗透特征等方面有很大不同。各种应力成因的裂隙互相切穿、连通构成裂隙网络，形成裂隙含水系统，其空间分布和架构，决定水的赋存、运移特征。
1.裂隙含水系统的类型
按裂隙成因可分为风化裂隙水、成岩裂隙水、构造裂隙水和卸荷裂隙水。由于形成裂隙的应力类型不同，所形成的裂隙空间分布、发育规模及水流特性存在差异。
（1）风化裂隙含水系统
是温度变化，水、空气生物等风化营力作用使地表岩石产生的裂隙中的含水系统。在风化营力长期持续的作用下，风化裂隙密集而均匀，无明显的方向性，连通性较好，往往形成风化裂隙网络，包裹在岩石表层，一般厚度为数米到数十米。自上而下，岩石风化带可分为强风化带、中等风化带和弱风化带。表层为强风化带，岩石成壤作用强烈，为植被生长提供了良好的土壤条件；在中等风化带中，裂隙密集，连通性好，有利于地下水赋存、运移；弱风化带，风化裂隙发育不良，母岩新鲜，成为裂隙含水系统的隔水层。
风化裂隙的发育受岩性、气候和地形控制。通常，含泥质成分较高的岩石，风化裂隙虽然发育密集，但常被泥质充填，失去储水和导水能力。由多种矿物组成的结晶岩（如花岗岩、片麻岩和混合岩等）风化裂隙发育，常形成良好的风化裂隙带。
地形平缓、剥蚀作用微弱的地区，有利于风化壳的形成与保存，通常在地形低洼地区和缓坡地带风化壳发育完全。在岩浆岩和深变质岩分布区，常形成上部为土壤层、中部为风化裂隙带、底部为不透水母岩的结构，这种结构为植被生长提供了十分良好的水、土条件。尤其在汇水条件较好的沟谷中，风化裂隙含水系统能汇集较多的水量，除满足植被需水外，风化裂隙水多以下降泉或泄流的形式排入地表水中。见图5-5。
图5-5 风化裂隙示意图
风化裂隙随地形变化呈不连续分布，通常规模有限，补给、排泄途径短，泉水动态季节变化大。
（2）成岩裂隙含水系统
是岩石在成岩过程中受内应力作用产生的原生裂隙中的含水系统。岩浆岩成岩过程中的冷凝收缩、沉积岩的脱水固结会产生成岩裂隙，通常这两种裂隙闭合性好，含水意义不大。只有两种类型成岩裂隙才有可能构成有供水意义的裂隙含水系统：一种是陆相喷溢型的玄武岩成岩裂隙构成的含水系统，这类玄武岩成岩裂隙最为发育，岩浆冷凝时，常形成六方柱状和层面节理，具有张开性、连通性好、分布密集的特点，能构成导水良好且水量丰富的含水系统，在喷溢型玄武岩分布区，常成为有供水意义的水源，例如夏威夷、我国内蒙古和海南省北部，喷溢型玄武岩中常赋存着丰富的地下水，成为当地重要水源；另一种是，岩脉冷凝形成的脉状裂隙含水系统，岩脉和侵入岩体冷凝收缩后，在与围岩接触带常形成张开性好的冷凝裂隙，这类裂隙发育深度大，近于垂直，当与其他成因的裂隙连通时，便构成具有导水和储水功能的裂隙含水系统。出露的上升泉，水量较小，动态不稳定。
（3）构造裂隙含水系统
构造裂隙是在地壳运动中产生的构造应力造成岩石破裂形成的，包括断裂和裂隙。构造裂隙分布最广，最为常见，具有较强的方向性、非均匀性、各向异性和随机性。受构造应力场的控制，构造裂隙具有明显的方向性。人们所观察到的构造裂隙，是不同地质时期构造应力场的产物，具有明显的继承性。随着不同地质时期构造应力场作用方向的转换，受其影响的裂隙也会出现相应的压性和张性的相互转换。例如，区域构造应力场作用方向发生变化，使原来一些切穿长度大的压扭性裂隙转换为张性后，具有很强的导水和汇水能力。
（4）褶皱中的裂隙含水系统
图5-6 褶皱上的裂隙
层状岩石褶皱上的裂隙，按其与褶皱轴线的关系可分为纵裂隙、横裂隙、斜裂隙和层面裂隙。纵裂隙走向与褶皱轴一致，在背斜顶部为张性裂隙，延伸较长，可切穿多层岩石，在褶皱核部，则为压性闭合裂隙。横裂隙与轴线走向近于垂直，多为张性裂隙，延伸短。斜裂隙为剪性应力形成，是一对共轭节理。层面裂隙是岩层褶皱时岩层之间顺层滑动所致。发育在褶皱上的裂隙相互切割、连通，构成网络状的裂隙含水系统（图5-6）。一些隐伏在地下水位以下的背斜轴部水量较为丰富。褶皱中含泥质较高的塑性岩层，裂隙易被泥质充填，导水性差，脆性岩层裂隙发育，导水性好，因此，褶皱裂隙含水系统，往往被不透水的泥质岩层分割为若干个含水子系统。
（5）断裂带中的裂隙含水系统
断裂带是构造应力集中释放造成具有位移的破裂形变。大断裂带可延伸几十千米乃至上千千米，断裂带宽达数百米至数千米。例如，阿尔金深断裂走向NE—NEE，全长1500km，由多条断裂组成，破碎带宽达20km。一定条件下，断裂带及其次生断裂和裂隙有可能构成裂隙含水系统。
断裂的力学性质和两盘岩性控制着断裂的导水和储水性。压性断裂，通常规模较大，断裂面挤压紧密，密实不透水的构造泥充填其中，为阻水断裂。当其发育在脆性岩层中时，断裂两盘，尤其是主动盘，张扭性裂隙发育，导水性好，构成以阻水压性断裂为边界的带状裂隙含水系统，具备良好的导水和储水功能，常构成沿断裂分布的带状裂隙含水系统（图5-7）。张性断裂，断裂面张开，破碎带多为构造角砾岩，发育在脆性岩层中的张断裂，常形成导水性能良好的裂隙含水系统。而发育在泥质地层中的断裂则不然，无论是压性断裂还是张性断裂，由于泥质经常充填在裂隙中，透水性很差，往往构成含水系统的隔水边界。
图5-7 断裂带裂隙系统含水示意图
区域构造应力场控制着构造裂隙的区域走向。在区域构造应力场作用下，形成的裂隙具有切穿长度大、方向性强、分布范围广的特点。如华东和华南地区，挽近区域主应力场方向近SE-NW向，垂直于应力场方向，NE向断裂呈现压性，闭合，导水性较弱；而NW向断裂，却显示张性特征，其切穿长度大，导水性较好，往往形成规模较大的裂隙含水系统，具有一定的供水能力。南京大学肖楠森教授，很早就注意到这一现象，指出走向NW270°～290°的断裂具有良好的导水性，并利用该组断裂中氡气含量较高的特征，运用α径迹法来探寻隐伏断裂。NW向的断裂与其他方向的断裂组合，常构成导水性良好的裂隙含水系统。
2.裂隙网络与裂隙含水系统
按岩石中裂隙尺度大小可分为微裂隙、中裂隙和大裂隙三种：微裂隙，在岩石中分布十分密集，裂隙宽度十分细小，导水性差，具备一定的储水功能；中裂隙，在岩石露头上经常见到，延伸长度几米到几十米，裂隙宽度很容易测量；大裂隙（包括断裂），张开宽度大，延伸远，汇水能力强，常成为主要的导水通道。
从三维空间来看，单个裂隙就像是一张在岩石中延伸的薄片（厚度为空隙宽度），当不同尺度的裂隙相互切割、连通，形成连续的导水通道时，便架构成立体的裂隙网络体系。在裂隙网络内，虽然水仅限于在狭缝状的裂隙空隙通道中流动，但还是遵循最小阻力原则，即裂隙水总是选择水头损失最小的裂隙通道运移，该通道应是裂隙网络中阻力最小裂隙的拓扑学路径组合。田开铭教授（1982）曾经做过窄缝交叉流试验，试验表明，在上、下游水头和进水流量保持不变的条件下，水流经缝隙交叉处后，细缝中流量减少，宽缝中流量增加，水流向宽缝中汇集。该试验说明，在裂隙网络体系中，水流总是选择宽导水性好、水流动水头损失小的裂隙通道运移、汇集。因此，空间位置低、导水性好的大裂隙，往往成为裂隙水汇集、运移的主要通道。裂隙含水系统中具有统一的水力联系，水位受最低排泄点位置控制。大尺度的裂隙含水系统汇水范围和径流，可以不受地形分水岭的限制，只受控于补给区与排泄点的空间位置。
例如，山东莱州望儿山金矿，周围地层为太古宙黑云母斜长片麻岩，矿体位于NE走向的望儿山大断裂带内，呈脉状，NE走向，倾向NW。望儿山断裂带经历多期活动，后期以压性活动为主，导水性差，有数条NW280 °断裂穿过矿体。该组断裂先期为压扭性断裂，断裂平直，延伸远，倾角75 °～83 °，后期以张性活动为主，属于导水断裂。采矿巷道与矿体走向一致。矿坑涌水量随掘进深度增加而增大。目前掘进深度为-450 m，矿坑涌水量达到12000 m3/d以上，涌水量动态较为稳定，丰水年涌水量有所增加，枯水期涌水量也在10000 m3/d以上。出水点位于NWW向断裂与NE向断裂交汇处或NWW向断裂附近的卸荷裂隙中（由NE向裂隙减压张开形成），呈面状和线状出露。望儿山金矿周围出露大面积的片麻岩，西部只有一个面积不足50 km2 的汇水盆地，按理不应有如此大的涌水量，但该矿恰位于NWW向区域裂隙含水系统导水通道上，采矿巷道变成该裂隙含水系统的最低排泄点，随着掘进深度加大，排泄点位置不断降低，汇集的水量也就不断增加。而周围数个与望儿山金矿毗邻的矿井，由于不在导水通道上，涌水量很小，不足1000 m3/d。从矿坑涌水量稳定而量大的特征来看，NWW向区域裂隙含水系统具有汇水面积大、集水能力强的特点。要想降低矿坑涌水量，减少排水费用，必须查明导水通道结构，选择适当的位置，进行封堵，才能收到事半功倍的效果。
裂隙含水系统中，地下水渗流十分复杂，要确定裂隙水的主渗路径很困难。目前从事裂隙水研究的学者，正试图在精确测量岩体上裂隙产状、延伸长度、裂隙间距、裂隙宽度等要素的基础上，通过三维裂隙网络空间分析，建立裂隙水三维流动模型，确定导水通道位置。该研究方向是现阶段裂隙水研究的前沿课题，可能为解决复杂的裂隙含水系统渗流问题带来希望。