边坡裂隙岩体内凝结水形成区域的分布特征

doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.017

边坡裂隙岩体内凝结水形成区域的分布特征

李昂^,¹, 王化锋², 宁立波^,¹, 胡闯¹, 朱晛亭¹

1.中国地质大学（武汉）环境学院水文地质系，湖北武汉 430078

2.陕西地矿第一地质队有限公司，陕西安康 725000

Distribution Characteristics of Formed Region of Condensate in Slope Fractured Rock Mass

Li Ang^,¹, Wang Huafeng², Ning Libo^,¹, Hu Chuang¹, Zhu Xianting¹

1.Department of Hydrogeology, School of Environmental Studies, China University of Geoscience (Wuhan), Wuhan 430078, China

2.Shaanxi Geology First Geological Team Co. , Ltd. , Shaanxi Ankang 725000, China

通讯作者: 宁立波（1966-），男，河南洛阳人，副教授，主要从事环境地质、生态地质等研究. E-mail：984364443@qq.com

收稿日期: 2019-11-21 修回日期: 2020-01-10 网络出版日期: 2020-03-18

基金资助:

国家自然科学基金项目“我国东北地区晚更新世野牛古DNA分子的演化研究”. 41972001
安徽省自然资源厅科技项目“矿山高陡岩质边坡复绿地境再造技术研究”. 2016-k-9

Corresponding authors: Ning Libo (1966-), male, Luoyang City, He'nan Province, Associate professor. Research areas include environmental geology and ecological geology. E-mail：984364443@qq.com

Received: 2019-11-21 Revised: 2020-01-10 Online: 2020-03-18

作者简介 About authors

李昂（1995-），男，河南洛阳人，硕士研究生，主要从事环境地质、生态地质等研究.E-mail：460387349@qq.com

LiAng(1995-),male,LuoyangCity,He'nanProvince,Masterstudent.Researchareasincludeenvironmentalgeologyandecologicalgeology.E-mail：460387349@qq.com

摘要

以安庆市集贤关一处高陡岩质边坡为研究对象，结合裂隙岩体内春夏秋冬四季4 m深度范围内的温度与相对湿度监测数据，通过研究裂隙岩体内的水热运移和相对湿度过饱和频率的变化特征，对凝结水形成区域进行划分。结果表明：裂隙岩体内水汽过饱和频率沿水汽运移方向逐渐增加；夏季裂隙岩体内由浅到深依次为水汽欠饱和带、近饱和带、过饱和带，凝结水主要形成于深部，秋冬两季依次为水汽欠饱和带、过饱和带、近饱和带和欠饱和带，凝结水主要形成于浅部，春季依次为水汽欠饱和带、近饱和带和过饱和带，凝结水形成区域的分布范围较大。

关键词： 边坡裂隙岩体 ; 凝结水 ; 形成区域 ; 集贤关

Abstract

Taking a high and steep rocky slope in Jixianguan, Anqing city as the research object, combining with the temperature and relative humidity monitoring data within a depth of 4 m in the spring, summer, autumn and winter of the fractured rock mass, we divided the formed region of condensed water by studying the water vapor and heat migration in the fractured rock mass and the changing characteristics of supersaturated frequency of relative humidity. The results showed that the frequency of water vapor supersaturation in fractured rock increased gradually along its migration direction. In summer, from shallow to deep, the fractured rock mass is in the order of water vapor unsaturated zone, near-saturated zone and supersaturated zone and condensate is mainly formed in the deep; in autumn and winter, from shallow to deep, there are unsaturated zones of water vapor, supersaturated zone, near-saturated zone and unsaturated zone and condensate is mainly formed in the shallow part; in spring, the water vapor undersaturated zone, near-saturated zone and supersaturated zone are in order and the distribution range of condensate formed region is large.

Keywords： Slope fractured rock mass ; Condensate ; Formed region ; Jixianguan.

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本文引用格式

李昂, 王化锋, 宁立波, 胡闯, 朱晛亭. 边坡裂隙岩体内凝结水形成区域的分布特征. 地球科学进展[J], 2020, 35(2): 189-197 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.017

Li Ang, Wang Huafeng, Ning Libo, Hu Chuang, Zhu Xianting. Distribution Characteristics of Formed Region of Condensate in Slope Fractured Rock Mass. Advances in Earth Science[J], 2020, 35(2): 189-197 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.017

1 引言

裂隙岩体是固、液、气三相共存的开放系统，同时存在液态水蒸发和气态水液化两种相变过程。凝结水作为一种持续且稳定的水源，是裂隙岩体中地下水资源的重要组成之一，加强对其形成区域分布特征的研究，对于科学进行边坡覆绿、矿山修复等诸多方面的工作具有重要的理论及现实意义^[1]。

Freitas等^[2]和Lefebvre等^[3]指出温度、相对湿度与外界空气对流是影响岩壁凝结水形成的主要因素。Gázquez等^[4]指出温暖潮湿的空气进入洞穴后多集中于通道内高位置处，故凝结水主要形成于壁面上部。黄继忠等^[5]和万力等^[6]在对云冈石窟水害防治的研究中指出，石窟山体包气带储藏有饱和水汽，壁面凝结水主要形成于夏秋两季，冬春两季较难出现。李华翔等^[7]在对河南省宜阳县锦屏山2 m深度内水汽场的研究中指出，裂隙岩体不同季节均存在凝结水的赋存区域。朱晛亭等^[8]进一步指出裂隙岩体内冬季凝结水带的分布范围较夏季小。

综合来看，现有关于裂隙岩体内凝结水形成区域的研究多侧重于浅表，对于深部凝结水形成区域的分布特征则鲜有探讨。本文以安庆市集贤关一处高陡岩质边坡为研究对象，监测统计了裂隙岩体内春夏秋冬四季4 m深度范围内温度与相对湿度的变化情况，在此基础上分析讨论了裂隙岩体内四季的水热运移特征并对凝结水的形成区域进行划分。

2 试验场概况

试验场位于安庆市北部宜秀区大龙山集贤关，为前期采矿活动遗留的一处高陡岩质边坡，中心地理坐标为30°35′35″N，117°0′53″E，距长江约9.5 km，距安庆市区10 km（图1），海拔高度110 m。试验场气候类型为亚热带季风气候，四季分明，气候温和，全年以东北风为主，春末至盛夏期间有少数偏南风。多年平均气温16.0~19.0 ℃，7月平均气温最高，为28.5 ℃，1月平均气温最低，为3.3 ℃，年平均降雨量1 385.0 mm，多集中于3~8月。

图1

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图1 试验场地理位置图

Fig.1 Geographical location of the test site

试验边坡长约200 m，高度约40 m，坡度为74°，坡向为NE45°，发育有3~4组裂隙，体裂隙率约2.95%。岩性为灰色中厚层微晶灰岩，夹灰、灰黑色粉砂质黏土页岩，岩层产状为20°∠58°。

3 监测方案

3.1　监测方法

在距地面垂直高度为3.8、6.7和9.5 m处依次向岩壁内部布设深度为4、4和2 m，直径为20 cm的监测孔，自下而上依次编号为1、2、3，监测孔处岩体裂隙较为发育，孔口略向上倾斜（图2）。

图2

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图2 监测点相对位置示意图

Fig.2 Relative position of monitoring points

选用DS1923纽扣式记录仪及PVC长管进行温湿度采集，温度量程为-20~＋85 ℃，精度为±0.5 ℃，设定仪器置入监测孔内2 h后开始监测，读取频率为5 min/次。各监测孔孔口均做密封及遮雨处理。春秋冬3季1、2号孔仪器置于孔口及20、50、80、110、150、200、250、300和400 cm深度处，3号孔仪器置于孔口及20、50、80、110、150和200 cm深度处；夏季考虑外界环境影响，将1号孔仪器置于孔口及30、80、130、180、230、280和380 cm深度处，2号孔仪器置于孔口及20、50、100、150、200、250、300和400 cm深度处，3号孔仪器置于孔口及10、30、60、90、120、150和180 cm深度处。各季节选取7天进行连续监测(表1)，监测期间内以晴或多云天气为主，夏季个别时段有短时阵雨。监测共获取7 726组温度与相对湿度数据。

表1 监测时段统计表

Table 1 Statistics of monitoring periods

监测季节	监测时段
夏季	2017.06.17-2017.06.23
秋季	2017.11.18-2017.11.25
冬季	2018.01.08-2018.01.15
春季	2018.03.22-2018.03.29

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3.2　理论基础

水汽含量多由相对湿度（Relative Humidity，RH）与绝对湿度（Absolute Humidity，AH）表征。在裂隙岩体中，气态水从水汽压力（绝对湿度）大的地方向水汽压力小的地方运移^[9]，热量由温度高的地方向温度低的地方传递^[10]。为直观反映裂隙岩体内水汽含量的分布及变化特征，将监测所得的相对湿度数据换算为绝对湿度^[11]，并根据修正的Tetens公式^[12]求得水汽分压，以判断裂隙岩体内水汽与热量的运移传递方向。

A H = R H \cdot α

,（1）

u_{v} = u_{v, s a t} \cdot R H = 6.112 R H \cdot e^{\frac{17.67 t}{t + 243.5}}

，（2）

式中：AH为绝对湿度(g/m³)，RH为相对湿度(%)，α为相同温度条件下裂隙岩体内单位体积空隙中的饱和水汽含量(g/m³)，u_v为水汽分压(hPa)，u_v_，sat为饱和蒸汽压(hPa)，t为对应的摄氏温度(℃)。

裂隙岩体具有耗散结构特征^[13]，其气—液二相体系可分为平衡态（水汽饱和）与非平衡态（水汽过饱和与欠饱和）两种^[14]：水汽饱和（RH=100%）指在一定的温度和压力条件下，单位体积空气中的水汽含量等于饱和湿度的现象，是水汽蒸发与凝结速率相等的瞬时状态。当温度升高时，饱和水汽压增加，单位体积空气容纳水汽的能力增强^[15]，水汽蒸发速率大于凝结速率，从而产生绝对湿度低于饱和湿度的水汽欠饱和（RH<100%）现象；同理，当温度降低时，饱和水汽压减小，单位体积空气容纳水汽的能力减弱，从而产生绝对湿度超过饱和湿度的水汽过饱和（RH>100%）现象，此时水汽的凝结速率大于蒸发扩散速率并于岩壁表面细小颗粒等凝结核^[16]处发生凝结，宏观上表现为液态水的产生，故将水汽过饱和（RH>100%）作为凝结水形成的标志。

4 数据分析与讨论

4.1　裂隙岩体内水热运移传递特征

裂隙岩体内凝结水的形成受水热运移传递方向的影响，随季节变化表现出不同的特点。统计春夏秋冬四季不同深度的温度、绝对湿度及水汽分压监测数据的均值（由于数据量过大，故以夏季为例，表2）并做出变化曲线图（图3,4,5,6）反映裂隙岩体内的宏观状态，可以看出：

表2 夏季各监测点温度、绝对湿度与水汽分压均值统计表

Table 2 Mean values of temperature, absolute humidity and water vapor partial pressure at each monitoring point in summer

监测点位/cm	$\bar{T}$ /℃	$\bar{A H}$ /(g/m³)	$\bar{u_{v}}$ /hPa
1#孔口	27.75	19.88	27.84
1#30	25.23	23.18	32.22
1#80	23.53	21.44	29.56
1#130	22.53	20.16	27.39
1#180	21.77	19.43	26.54
1#230	20.80	18.44	25.04
1#280	20.06	17.77	24.01
1#380	18.66	16.48	22.06
2#孔口	27.75	23.27	32.63
2#20	26.98	25.35	35.48
2#50	25.86	23.52	32.78
2#100	23.97	21.70	29.98
2#150	22.86	20.54	28.23
2#200	21.86	19.47	26.60
2#250	20.91	18.46	25.09
2#300	20.03	17.68	23.89
2#400	18.70	16.60	22.22
3#孔口	27.22	22.19	31.05
3#10	28.23	22.92	32.20
3#30	27.16	25.36	35.51
3#60	25.80	23.43	32.64
3#90	24.53	22.22	30.79
3#120	23.59	21.15	29.18
3#150	22.85	20.03	27.52
3#180	21.95	19.37	26.49

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图3

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图3 夏季不同深度的温度、湿度和水汽分压均值变化曲线图

Fig.3 Curve of mean changes of temperature and humidity and water vapor partial pressure at different depths in summer

图4

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图4 秋季不同深度的温度、湿度和水汽分压均值变化曲线图

Fig.4 Curve of mean changes of temperature and humidity and water vapor partial pressure at different depths in autumn

图5

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图5 冬季不同深度的温度、湿度和水汽分压均值变化曲线图

Fig.5 Curve of mean changes of temperature and humidity and water vapor partial pressure at different depths in winter

图6

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图6 春季不同深度的温度、湿度和水汽分压均值变化曲线图

Fig.6 Curve of mean changes of temperature and humidity and water vapor partial pressure at different depths in spring

（1）夏季监测期间孔口处温度最高，裂隙岩体内各监测点温度、绝对湿度及水汽分压均值总体上随着深度的增加而逐渐减小。在水汽分压差与温度差的作用下，水汽与热量由裂隙岩体浅部向深部运移传递并聚集，宏观上表现为水热的积累过程。

（2）秋冬两季监测期间孔口处温度最低，裂隙岩体内各监测点温度、绝对湿度及水汽分压均值总体上随着深度的增加而逐渐增加。在水汽分压差与温度差的作用下，水汽与热量由裂隙岩体深部向浅部运移传递并聚集，宏观上表现为水热的耗散过程。

（3）春季监测期间处于水汽与热量由冬季的自深部向浅部运移传递到夏季的自浅部向深部运移传递的过渡阶段。裂隙岩体内各监测点温度、绝对湿度及水汽分压均值以150 cm左右深度为界呈现先减小后增加的特征。150 cm深度前，水汽与热量在水汽分压差与温度差的作用下向裂隙岩体内部运移传递并聚集；150 cm深度后，水汽与热量在水汽分压差与温度差的作用下向裂隙岩体外部运移传递并聚集，宏观上表现为水热的耗散与积累同时进行。

综合来看，裂隙岩体内深部的温湿度与水汽含量较浅部更为稳定，随季节变动小。绝对湿度与水汽分压的变化具有一致性^[8]，在水汽分压差与温度差的作用下^[13]，水汽的运移方向与热量的传递方向相同并于冷端聚集，二者之间的耦合作用影响凝结水的形成^[7]。

4.2　裂隙岩体内水汽过饱和频率分布特征

考虑到相对湿度的均值易受极值影响，故统计春夏秋冬四季各监测点的水汽过饱和频率（RH>100%的频数与样本容量之比）以表征裂隙岩体内不同深度处的水汽过饱和频率特征（图7）。从图7可以看出各监测点的水汽过饱和频率随季节变化呈现不同的特点且总体沿水汽运移方向逐渐增加。具体来说： $①$ 夏季监测期间因水汽由裂隙岩体浅部向深部运移聚集，沿运移方向温度逐渐降低，故水汽过饱和频率总体上随监测点位深度的增加而增加； $②$ 秋季监测期间因水汽由裂隙岩体深部向浅部运移聚集，沿运移方向温度逐渐降低，故水汽过饱和频率的变化特征与夏季相反，总体上随监测点位深度的增加而减小； $③$ 冬季监测期间裂隙岩体内温度持续降低，水汽运移方向与秋季相同且沿运移方向温度逐渐降低，故各监测点水汽过饱和频率的变化特征与秋季相同，总体上仍随深度的增加而减小且高于秋季； $④$ 春季监测期间因水汽与存在由内向外和由外向内两个运移方向并交汇于150 cm左右深度处，故各监测点的水汽过饱和频率总体处于较高水平。

图7

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图7 四季不同深度水汽过饱和频率条形图

Fig.7 Bar chart of water vapor supersaturation frequency at different depths in four seasons

4.3　裂隙岩体内凝结水形成区域的分布特征

根据水汽过饱和频率对裂隙岩体内凝结水的形成区域进行划分：将过饱和频率大于等于90%的区域划为过饱和带；将过饱和频率小于90%且近饱和频率（RH>99%的频数与样本容量之比）大于等于90%的区域划为近饱和带，其余区域为欠饱和带（各监测点分带结果见表3,4,5,6），并依据分带结果作出四季凝结水形成区域的空间分带图（图8）。其中过饱和带水汽含量最高，为凝结水的主要形成区域；近饱和带的水汽含量较高，可在一定的温度和压力条件下转变为过饱和带，为凝结水的潜在形成区域；而欠饱和带水汽含量较低，难以形成凝结水。

表3 夏季各监测点分带结果统计表

Table 3 Results of different monitoring points in summer

1号孔		2号孔		3号孔
深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果
30	近	20	欠	10	欠
80	过	50	欠	30	欠
130	过	100	近	60	欠
180	过	150	过	90	近
230	过	200	过	120	近
280	过	250	过	150	欠
380	过	300	过	180	欠
/	/	400	过	/	/

注：“欠”指水汽欠饱和带，“近”指水汽近饱和带，“过”指水汽过饱和带，“/”表示未监测或无分带结果

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表4 秋季各监测点分带结果统计表

Table 4 Results of different monitoring points in autumn

1号孔		2号孔		3号孔
深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果
20	过	20	过	20	过
50	过	50	过	50	过
80	过	80	欠	80	近
110	近	110	欠	110	近
150	近	150	欠	150	欠
200	过	200	欠	/	/
250	过	250	欠	/	/
300	近	300	欠	/	/
400	近	400	欠	/	/

注：“欠”指水汽欠饱和带，“近”指水汽近饱和带，“过”指水汽过饱和带，“/”表示未监测或无分带结果

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表5 冬季各监测点分带结果统计表

Table 5 Results of different monitoring points in winter

1号孔		2号孔		3号孔
深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果
20	过	20	过	20	过
50	过	50	过	50	过
80	过	80	过	80	过
110	过	110	过	110	过
150	过	150	过	150	过
200	过	200	欠	200	过
250	过	250	欠	/	/
300	过	300	欠	/	/
400	近	400	欠	/	/

注：“欠”指水汽欠饱和带，“近”指水汽近饱和带，“过”指水汽过饱和带，“/”表示未监测或无分带结果

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表6 春季各监测点分带结果统计表

Table 6 Results of different monitoring points in spring

1号孔		2号孔		3号孔
深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果	深度/cm	分带结果
20	过	20	欠	20	近
50	过	50	近	50	过
80	过	80	过	80	过
110	过	110	过	110	过
150	过	150	过	150	过
200	过	200	近	200	过
250	过	250	过	/	/
300	过	300	过	/	/
400	过	400	过	/	/

注：“欠”指水汽欠饱和带，“近”指水汽近饱和带，“过”指水汽过饱和带，“/”表示未监测或无分带结果

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图8

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图8 四季凝结水形成区域空间分带图

Fig.8 Spatial zoning diagram of seasonal condensation formation region

春夏秋冬四季监测期间裂隙岩体内不同高度均存在水汽过饱和带、近饱和带和欠饱和带，三者之间可随水汽含量的变化发生转化，其分布特征受水汽运移方向的控制并于不同季节呈现出不同的特点。具体来说：

（1）夏季监测期间裂隙岩体内水汽过饱和频率由浅部到深部逐渐增加，故裂隙岩体由浅到深依次为欠饱和带、近饱和带和过饱和带（图8）。其中欠饱和带的范围最小，主要分布于裂隙岩体浅部，与近饱和带的分界在1号孔孔口、2号孔50 cm及3号孔60 cm深度的连线处，该区域难以形成凝结水；近饱和带的分布范围次之，与过饱和带的分界在1号孔80 cm、2号孔150 cm及3号孔180 cm深度的连线处；过饱和带的分布范围最大且低位置处的分布范围较高位置处大，主要分布于裂隙岩体深部，该区域为夏季裂隙岩体内凝结水的主要形成区。

（2）秋季监测期间裂隙岩体内过饱和频率由浅部到深部逐渐降低，裂隙岩体由浅到深依次变为欠饱和带、过饱和带、近饱和带和欠饱和带（图8）。其中0~20 cm深度范围内因受外界空气流动影响显著，相对湿度低，分布有极小范围的欠饱和带，难以形成凝结水；过饱和带的范围较小且低位置处的分布范围较高位置处大，主要分布于裂隙岩体浅部，与近饱和带的分界在1号孔80 cm、2号孔50 cm及3号孔50 cm深度的连线处，该区域为秋季裂隙岩体内凝结水的主要形成区；近饱和带空间分布的规律性较差，与欠饱和的分界在1号孔400 cm、2号孔80 cm及3号孔110 cm深度的连线处；其余监测区域为欠饱和带，难以形成凝结水。

（3）冬季监测期间裂隙岩体内水汽过饱和频率由浅部到深部仍逐渐降低，使得裂隙岩体由浅到深仍依次为过饱和带、近饱和带和欠饱和带（图8）；水汽持续向浅部运移并积累使得过饱和带的分布范围较秋季增加，欠饱和带的分布范围较秋季减小，近饱和带的分布深度较秋季增加。其中0~20 cm深度范围内受外界空气流动影响显著，相对湿度低，分布有极小范围的欠饱和带，难以形成凝结水；过饱和带的范围较大且低位置处的分布范围较高位置处大，主要分布于裂隙岩体浅部，与近饱和带的分界在1号孔300 cm、2号孔150 cm及3号孔200 cm深度的连线处，该区域为冬季裂隙岩体内凝结水的主要形成区；近饱和带的分布范围较小，与欠饱和带的分界深度在1号孔400 cm、2号孔200 cm及3号孔约230 cm深度的连线处；其余监测区域为欠饱和带，难以形成凝结水。

（4）春季监测期间裂隙岩体由浅到深依次为欠饱和带、近饱和带和过饱和带（图8），可见水汽的主要运移方向为由裂隙岩体浅部到深部。因各监测点水汽过饱和频率总体较高，故春季过饱和带的分布范围大于夏秋冬三季。欠饱和带的范围最小，主要分布于裂隙岩体浅部，与近饱和带的分界在1号孔孔口、2号孔20 cm深度处及3号孔孔口的连线处，该区域难以形成凝结水；近饱和带的分布范围次之，与过饱和带的分界在1号孔20 cm、2号孔80 cm及3号孔50 cm深度的连线处；过饱和带的分布范围最大且低位置处的分布范围较高位置处大，主要集中于裂隙岩体深部，该区域为冬季裂隙岩体内凝结水的主要形成区。

（5）裂隙岩体低位置处由于靠近地表的缘故，可接受潜水或土壤孔隙中水分的蒸散发补给^[17,18]，使得低位置处水汽含量较高位置处高进而使水汽过饱和频率较高位置处高，故裂隙岩体低位置处过饱和带的分布范围较高位置处大。

5 结论

在裂隙岩体中，夏季水热向裂隙岩体深部运移传递，表现为水热的积累过程；秋冬两季水热由裂隙岩体深部向外运移传递，表现为水热的耗散过程；春季处于冬夏之间的阶段，水热存在由裂隙岩体深部向外运移和由裂隙岩体浅部向内运移两个方向，并交汇于150 cm左右深度处，表现为水热的耗散与积累同时进行。

裂隙岩体内各监测点的水汽过饱和频率沿水汽运移方向呈现逐渐增加的特点，夏季水汽过饱和频率总体上随监测点深度的增加而增加；秋冬两季水汽过饱和频率总体上随监测点深度的增加而减小且冬季总体较秋季高；春季水汽过饱和频率总体处于较高水平。

裂隙岩体内过饱和频率大于等于90%的区域为过饱和带，为凝结水的主要形成区域；过饱和频率小于90%且近饱和频率大于等于90%的区域为近饱和带，为凝结水的潜在形成区域；其余区域为欠饱和带，难以形成凝结水。

夏季裂隙岩体内由浅到深依次为欠饱和带、近饱和带和过饱和带；秋冬两季裂隙岩体内由浅到深可依次为欠饱和带、过饱和带、近饱和带和欠饱和带，其中冬季过饱和带的分布范围较秋季大，欠饱和带的分布范围较秋季小；春季裂隙岩体内由浅到深依次为欠饱和带、近饱和带和过饱和带，其中过饱和带分布范围较夏秋冬三季大。

参考文献

原文顺序

文献年度倒序

文中引用次数倒序

被引期刊影响因子

[1]

Shen

Youxin

, Zhao

Zhimeng

, Bi

Shengchun

, et al.

Rock outcrop and its ecological function in terrestrial ecosystem

[J]. Advances in Earth Science, 2008,33(4):343-349.