风化裂隙通常为密集均匀、无明显方向性、连通良好的裂隙网络。风化裂隙呈壳状包裹于地面，一般厚度数米到数十米，未风化的母岩往往构成相对隔水底板。风化裂隙水一般为潜水，被后期沉积物覆盖的古风化壳可赋存承压水或半承压水（见图）。

风化裂隙水示意图

风化裂隙的发育受岩性、气候及地形的控制。单一稳定的矿物组成的岩层（如石英岩）风化裂隙很难发育。泥质岩石虽易风化，但裂隙易被土状风化物充填而不导水。由多种矿物组成的粗粒结晶岩（花岗岩、片麻岩等），因不同矿物热胀冷缩不一，常发育于风化裂隙并赋存风化裂隙水。气候干燥而温差大的地区，岩石热胀冷缩及水的冻胀等物理风化作用强烈，有利于形成导水的风化裂隙。湿热气候区以化学风化为主，泥质次生矿物及化学沉淀常充填裂隙而降低其导水性。这类地区上部强风化带的导水性反而不如下部的半风化带。如中国福建漳州花岗岩中一个钻孔资料显示，地面以下25米深度内强风化带的涌水量仅为0.0125升/秒，而25～45米半风化带涌水量增到0.45升/秒。地形比较平缓，剥蚀及堆积作用微弱的地区，有利于风化壳的发育与保存。如果地形条件利于汇集降水，则可能形成规模稍大，能常年提供一定水量的风化裂隙含水层。通常，风化壳规模有限，风化裂隙含水层水量不大，就地补给、就地排泄，旱季泉流量变小或干涸。

在水流切割或人工开挖的影响下，岩体侧向压力减小，原有闭合及隐蔽的成岩裂隙与构造裂隙，因减压而扩张，形成卸荷（减压）裂隙。在沟谷两侧常可见到与边岸平行的减压裂隙，有时可宽达数厘米至数十厘米。剥蚀作用使原来处于深部的岩层卸去上覆地层的荷载，因而浅部的裂隙扩张，张开性及裂隙率均较深部大，透水性也比深部好。