地層透水性

阻水層通常可分兩種：一種是緻密岩石，其中沒有空隙，既不含水，也不透水；另一種是孔隙度大，但孔隙很小，孔隙中存在的水絕大部分在常壓下不能靠重力自由流出，因此透水性 ...     認識地層結構與透水性 課程簡介 月相觀察 日晷製作 傅科擺 觀察與辨識雲 過冷水 地層透水性 認識沈積岩 農試所參訪 認識火成岩 認識變質岩 地震教育園區參訪 海水物化特性 認識海洋分區及魚類多樣性 天水、海水與河水物化特性 期末心得分享 認識地層結構與透水性單元 時間：2010/04/13 進行方式：地科教室影片及TakeHome  Due2010/04/20 一、前言： 地層是由其內部的土壤和岩石加上土壤和岩石間都有大小不等、數量不一的孔隙所組成，此組成狀態與質地的緊密程度稱地層結構。

而地層之孔隙是指鬆散土壤或岩石顆粒與顆粒集合體之間的空隙；因此土壤與岩石都有一定的含水能力。

這些土壤和岩石的孔隙(包括孔隙、裂隙和溶隙)既是地下水(空氣)的儲存場所，又是地下水(空氣)的運動通路。

孔隙的多少、大小及其分佈規律，決定著地下水(空氣)分佈與運動的(通氣的)特點。

水在這些地層中流動的難易有別，因而可將地層按其透水(滲透)性可分為透水層與阻水層(Confininglayer)。

含水層與阻水層之間並沒有一條截然的界線，它們的劃分是相對的，僅取決於地層透水性的大小。

所謂含水層是指儲存有地下水並在自然條件或人為條件下，能流出水來的土層或岩層，如砂層、砂礫層等，是地下水貯存和流動的地方。

有些岩層和黏土層雖然含水但幾乎不透水或透水性很低，一般來說導水度(Hydraulicconductivity,又稱滲透係數)小於0.001m/day的地層稱為阻水層或侷限層，也可稱為不透水層，如黏土、頁岩等。

阻水層通常可分兩種：一種是緻密岩石，其中沒有空隙，既不含水，也不透水；另一種是孔隙度大，但孔隙很小，孔隙中存在的水絕大部分在常壓下不能靠重力自由流出，因此透水性極低。

地面以下的第一個含水層，通常稱為非拘限含水層(Unconfinedaquifer)、自由含水層、或者是地下水位面含水層(PhreaticaquiferorGroundwatertableaquifer)；這個含水層中有一個『地下水位面(watertable)』，地下水位面是指地下水的上表面邊界，此水位面上的壓力為大氣壓力。

若將水井打到此含水層中，則井中的水位面與地下水位面同高。

通常地下水的含水層底部是低透水性的黏土或岩層，含水層本身則為透水性良好的土壤，如礫石或砂土。

在非拘限含水層以下，被兩層拘限層所包夾的含水層，稱為拘限含水層(Confinedaquifer)。

要探討地表下地層水的流動，就必需先要認識一法國水利工程師達西(Darcy)，他出生於1803年法國第戎市，1823年畢業於工業專科學校，並擔任第戎市工程局技術員，他於1856年發表一篇論文，說明水流經過透水物質時，流速與水頭損失成正比，與流路之長度成反比，方程式如下所示，此項理論即為研究地下水問題之基礎，亦為分析與解決地下水流動與地下水水力學之開始。

 =KI 上式即為達西定律(Darcy'sLaw)。

V為流速，h為流路上兩點之水位差，為流路上兩點之距離，K為滲透係數。

其中定義為水力坡降(hydraulicgradient，I(大i))，即： 在地面下，水受到重力作用而往下滲透，填滿在土壤及岩石中的孔隙。

土壤及岩石中的孔隙都是地下水儲存的場所。

從地表往下滲透的水在遇到緻密而不透水的岩層時，地下水停止向下滲透，便開始往上累積，形成「地下水體」，其頂部稱為「地下水面」，地下水面通常在地下數公尺至數百公尺深。

地下水的含量及流動與土壤岩石的孔隙率與滲透度有關。

孔隙率(porosity)係指土壤岩石內空隙體積與總體積的比值，如式(2)，孔隙率愈高，含水量愈高。

滲透度是指岩石容許地下水通過的難易程度，滲透度愈大，地下水愈容易流動。

一個孔隙率與滲透度均良好的地層，可以供應豐富的地下水資源，即可稱之為含水層(aquifer)。

一般而言，砂層及礫石層多屬較佳之含水層，而黏土層則多屬較差之含水層。

n為孔隙率，Vv為地層土樣孔隙體積，Vs為地層土樣顆粒體積，V為地層土樣總體積。

不同土壤組成則有不同之孔隙率，一般水成岩孔隙率範圍如表分布。

土壤之滲透度與滲透係數直接相關，高滲透係數代表地下水流經土壤流速較快，也代表有較佳之出水量。

由達西定率可知流量為： 式中，K為水力傳導係數，I(大i)為水力坡降，A為有效斷面積及Q為流量。

K值大小因不同土壤質地而異，一般參考值可由表查得。

如果查得值為-1；代表K值為10cm/s，若值為5；代表K值為0.00001cm/s，即表式此區地下水流速是非常緩慢。

由於地下各點的水壓不同，地下水因而不斷地自壓力高處流向低處，所以地下水不一定是自地勢高處往地勢低處流，而是自高水頭流往低水頭。

地下水在孔隙中的流動是相當緩慢的，一般而言平均每天只有約1~2m，與地面水流速比較約有8萬到10萬倍之差！近年來有一些對地下水定年的研究，有助於瞭解地下水的流速，比如由濁水溪沖積扇的地下水放射性同位素定年研究，發現自西元1953年起大約40年間，地下水一共流動了6至8km，換句話說這些地區每天地下水大約是流動50cm上下，真的是非常緩慢。

許多深井汲取的地下水在數千年、甚至數萬年前就由補注區滲入至地下，它們是經很長的時間才流到現在的位置。

試想，今日如果你抽取地下水是來自超過100~200m深層之地下水，它可能是十幾年至數十年前降雨從地下水補注後而流到現在的位置。

二、實驗目標 利用筷子來約略測出地層土壤之鬆軟結構程度以及利用定量容器乘定量水測定地層之入滲情形推論其透水性。

三、實驗器材 尺、竹筷、大石頭、貯水罐、錶 四、實驗地點與步驟 (一)任選校園三處土壤地層，於雨後24hr及連續三日以上未降雨之兩種條件下進行透水實驗。

(二)步驟： 1.利用竹筷與大石頭，垂直敲15次(每次實驗固定敲擊次數)將竹筷敲下地層。

2.重複三次在同塊地層不同處，量測其敲入之深度，並加以平均。

3.將定量貯水罐(金屬罐或硬保特瓶需挖空或去頭尾)旋入地層中約數公分，將定量水(>500cc)倒入，及時計時，直到貯水罐中水消失止。

測出時間並記錄之。

五、相關資訊網站： 地下水流動（TheFlowofGroundwater）http://pc183.hy.ntu.edu.tw/groundwater2.php 或ftp上「台灣地下水資源使用與水質現況」pdf檔 六、討論重點 1.認識地層中土壤質地(黏土、粉沙、砂及礫組成狀態)的緊密程度(結構)？ 2.不同區域地點之地層透水性？ 3.不同地層含水條件下之地層透水性？ 七、報告內容及型態：依觀察、及其歷程(可照相說明)，做好成果之歸納、表述、評估與結論，並推敲問題？另可詳述此實驗過程之點滴。

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