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湖北自考水文地质学基础复习资料

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地球上的水及其循环

1.1地球上的水

地球是一个富水的行星。地球上的水不仅存在于大气圈、地球表面、岩石圈和生物圈中,也存在于地球深部的地幔及至地核中。

地球各个层圈水的分布状况及其存在状态都有很大差别,可以区分为浅部层圈水与深部层圈水两大部分。

从大气圈到地壳上半部属浅部层圈水,其中分布有大气水、地表水、地下水以及生物体中的水,这些水均以自由态H2O分子形式存在,以液态为主,也呈气态与固态存在。浅层圈中水的总体积约为13.86*10↑8km↑3。若将这些水均匀平铺在地球体表面,水深约为2718m。其中咸水占97.47%,淡水占2.53%。

人体构成中水平均占70%,植物体的水分含量可高达90%以上

1.2自然界的水循环

自然界的水循环按其循环途径长短、循环速度的快慢以及涉及层圈的范围,可分为水文循环和地质循环两类。

1.2.1水文循环

水文循环是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环。水文循环的速度较快,途径较短,转换交替比较迅速。水文循环分为小循环与大循环,海洋与大陆间的水分交换为大循环。海洋或大陆内部的水分交换称为小循环。

1.2.2地质循环

地球浅层圈和深层圈之间水的相互转化过程称为水的地质循环。

水文循环与地质循环是很不相同的自然界水循环。水文循环通常发生产于地球浅层圈中,是H2O分子态水的转换,通常更替较快。水文循环对地球的气候、水资源、生态环境等影响显著,与人类的生存环境有直接的密切联系。水文循环是水文学与水文地质学的研究重点。水的地质循环发生于地球浅层与深层圈之间,常伴有水分子的分解与合成,转换速度缓慢,过去常被人们所忽视。随着对各种成岩、成矿地质作用认识的深化,水参与各种地质作用过程的意义不断被人们所认识。研究水的地质循环,对于深入了解水的起源,水在各种地质作用过程乃至地球演化过程中的作用,都具有重要意义。

1.3与水文有关的气象、水文因素

1.3.1气象因素

自然界中水循环的重要环节—蒸发、降水,都与大气的物理状态密切相关;气象与气候因素对水资源的形成与分布具有重要影响。

1.3.1.1大气圈的结构

大气的主要成分是氮78%,氧21%,此外还有二氧化碳,臭氧,水汽和固态尘埃等。

大气圈厚达2000-3000km。密谋随高度增加呈指数函数衰减,根据大气的热力性质,自地表而上可将大气圈分为5层:对流层、平流层、中层、热层和外层。对流层最接近地表,水汽也主要分布在对流层的下部,因此,对流层的物理状态及运动规律是影响水文循环和水资源分布的最重要的因素。

1.3.1.2大气的热源

太阳的热辐射是地表和大气的最主要热源。地表是大气的二次热源。

1.3.1.3主要气象要素

气温:气温随时间的变化是指一个地区气温的昼夜变化、季节变化和多年变化。气温随空间的变化包括水平方向和垂直方向的变化。

气压:大气的质量施加在地表或地表物体上的压力称为大气压力,常用毫米水银柱高度表示。在标准状态下(气温为0度,纬度45度的海平面上)的气压为760毫米水银柱高度,即约

相当100000Pa。

湿度:大气中水汽含量构成了空气湿度。水汽具有重量,所以也有压力。空气中水汽含量的多少,可以用重量或压力表示。湿度分为绝对湿度和相对湿度两种。

蒸发:在常温下水由液态变为气态进入大气的过程称为蒸发。空气中的水汽主要来自地表水,地下水、土壤和植物的蒸发。有了蒸发作用,水循环才得以不断进行。蒸发包括水面蒸发、土面蒸发、叶面蒸发等。气象部门常用蒸发皿测定某一时期内蒸发水量,以蒸发的水柱高度mm数表示蒸发量。

降水:当空气中水汽含量达饱和状态时,超过饮和限度的水汽便凝结,以液态或固态形式降落到地面,这就是降水。空气冷却是导致水汽凝结的主要条件。降水是水循环的主要环节之一,一个地区降水量的大小,决定了该地区水资源的丰富程度,对地下水资源的形成具有重要影响。

1.3.2径流

径流是水文循环的重要环节和水均衡的基本要素,系指降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。径流可分为地表径流和地下径流。

汇注于某一干流的全部河流的总体构成一个地表径流系统,称为水系。一个水系的全集水区域,称为该水系的流域。相邻两个流域之间地形最高点的连线即为分水线,又称分水岭。流量(Q):系指某一时段T内,通过河流某一面的总水量,单位为m3/s。Q=V.F

径流模数(M):系指单位流域面积F上平均产生的流量,以L/S.km2为单位,M=Q/F.1000 径流深度(Y):系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度,Y=W/F。10-3(负3次方)

1.4我国水文循环概况

我国绝大部分地区均为季风气候,一年中雨季与旱季分明,降水的时空分布很有规律。我国位于世界最大陆地---欧亚大陆东缘,南北地跨亚热带、温带及亚寒带;西部是世界上最高大的青藏高原,东濒世界最大水体太平洋。

第二章岩石中的孔隙与水分

2.1岩石中的空隙

按维尔纳茨基的形象说法,“地壳表层就好象是饱含着水的海绵”。岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。可分为三类:松散岩石中的孔隙,坚硬岩石中的裂隙,可溶岩石中的溶穴。

2.1.1孔隙

松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体间的空隙,称为孔隙。

孔隙度n=岩石中孔隙的体积Vn/孔隙在内的岩石体积V

粘土的孔隙度往往可以超过理论上的最大孔隙度值。这是因为粘土颗粒表面常带有电荷,在沉积过程中粘粒聚合,构成颗粒集合体,可形成直径比颗粒还大的结构孔隙。

孔隙大小对地下水运动影响很大,孔隙通道最细小的部分称作孔喉,最宽大的部分作孔腹,孔喉对水流动的影响更大。

孔隙大小取决于颗粒大小,颗粒排列方式也影响孔隙大小。

2.1.2裂隙

按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

成岩裂隙是岩石在成岩过程中由冷凝收缩或固结干缩而产生的。裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率Kr是裂隙体积Vr与包括裂隙在内的岩石体积V的比值,即K r=Vr/V。

2.1.3溶穴

可溶的沉积岩,如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等,在地下水溶蚀下会产生空洞,这种空隙称为溶穴。溶穴的体积Vk与包括溶穴在内的岩石体积V的比值即为岩溶率Kk,即Kk=Vk/V 2.2岩石中水的存在形式

2.2.1结合水

受固相表面的引力大于水分子自身重力的那部分水,称为结合水。此部分水束缚于固相表面,不能在自身重力影响下运动。最接近固相表面的结合水称为强结合水,外层为弱结合水。2.2.2重力水

距离固体表面更远的那部分水分子,重力对它的影响大于固体表面对它的吸引力,因而能在自身重力影响下运动,这部分水就是重力水。井泉取用的地下水,都属于重力水,是水文地质研究的主要对象。

2.2.3毛细水

将一根玻璃毛细管插入水中,毛细管内的水面即会上升到一定高度,这便是发生在固、液、气三相界面上的毛细现象。

2.2.4气态水、固态水及矿物中的水

在未饱和水的空隙中存在着气态水。气态水可以随空气流动而流动。岩石的温度低于0度时,空隙中的液态水转为固态水。

2.3与水的储容及运移有关的岩石性质

2.3.1容水度

容水度是指岩石完全饱水时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。可用小数或百分数表示。一般来说容水度在数值上与孔隙度相当。

2.3.2含水量Wg

含水量说明松散岩石实际保留水分的状况。重量含水量Wg=所含水的重量Gw/干燥岩石重量Gs

2.3.3给水度u

我们把地下水位下降一个单位深度,从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体,在重力作用下释出的水的体积,称为给水度。给水度以小数或百分数表示。

对于均质的松散岩石,给水度的大小与岩性、初始地下水位埋藏深度以及地下水位下降速率

等因素有关。

岩性对给水度的影响主要表现为空隙的大小与多少。

2.3.4持水度Sr

地下水位下降一个单位深度,单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量,称作持水度Sr.

u+Sr=n

2.3.5透水性

岩石的透水性是指岩石允许水透过的能力。

2.4有效应力原理与松散岩土压密

2.4.1有效应力原理

太沙基所提出的有效应力原理可以帮助我们分析地下水位变动情况下岩石有效应力的变化以及由此引起的松散岩石压密问题。

有效应力等于总应力减去孔隙水压力,这就是著名的太沙基有效应力原理。

取任一水平单元面积AB工,则作用在所研究的单元面积AB上的总应力P为该单元之上松散岩石骨架与水的重量之和。此总应力P由砂层骨架与水共同承受。水所承受的应力相当于孔隙水压力u: u=y w h,y w是水的容重;h是AB平面上水的测压管高度。

孔隙水压力u可理解为AB平面处水对上覆地层的浮托力。由于这种浮拖力的存在,使实际作用于砂层骨架上的应力小于总应力。实际作用于砂层骨架上的应力,称作有效应力Pz。总应力等于孔隙水压力及有效应力之和,得:P=u+Pz

有效应力等于总应力减去孔隙水压力,这就是著名的太沙基有效应力原理。

2.4.2 地下水位变动引起的岩土压密

第三章地下水的赋存

3.1包气带和饱水带

地下水面以上称为包气带,地下水面以下称为饱水带。

包气带:自上而下分为,土壤水带、中间带、毛细水带。

包气带水来源于大气降水的放渗,地表水体的渗漏,由地下水面通过毛细上升输送的水分,以及地下水蒸发形成的气态水。

包气带的含水量及其水盐运动受气象因素影响极为显著。

包气带又是饱水带与大气圈、地表水圈联系必经的通道。包水带通过包气带获得大气降水和地表水的补给,又通过包气带蒸发与蒸腾排泄到大气圈。因此研究包气带水盐的形成及其无能运动规律对阐明饱水带水的形成具有重要意义。

3.2 含水层、隔水层、弱透水层

岩层按其渗透性可分为透水层与不透水层。饱含水的透水层便是含水层。不透水层通常称为隔水层。

含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩层。隔水层则是不能透过与给出水,或者透过与给出的水量微不足道的岩层。

雅可布提出越流概念后,人们开始认识到,在原先划入隔水层中的有一类是弱透水层。所谓弱透水层是指那些渗透性相当差的岩层,在一般的供排水中它们所能提供的水量微不足道,似乎可以看作隔水层;但在发生越流时,由于驱动水流的水力梯度大且发生渗透的过水断面很大,因此,相邻含水层通过弱透水层交换的水量相当大,这时把它称作隔水层就不合适了。严格说,自然界中并不存在绝对不发生渗透的岩层。

3.3地下水分类

按含水介质类型,可将地下水区分为孔隙水、裂隙水及岩溶水。

3.4潜水

饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水称作潜水。潜水没有隔水顶板,或只有局部的隔水顶板,潜水的表面为自由水面,称作潜水面;从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深度。

潜水与大气圈及地表水圈联系密切,气象、水文因素的变动,对它影响显著。丰水季节或年份,潜水接受的补给量大于排泄量,潜水面上升,含水量厚度增大,埋藏深度变小。干旱季节排泄量大于补给量,潜水面下降,含水量厚度变小,埋藏深度变大。潜水的动态明显的季节变化特点。

潜水的水质取决于气候、地形、岩性条件。湿润气候及地形切割强烈的地区,有利于潜水的径流排泄,往往形成含盐量不高的淡水。干旱气候下由细颗粒组成的盆地平原,潜水的蒸发排泄为主,常形成含盐高的咸水。潜水容易受到污染,对潜水水源应注意卫生防护。

潜水面是向排泄区倾斜的曲面,起伏大体与地形一致而较缓和。潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位。将潜水位相等的各点连线,即得潜水等水位线图。

3.5承压水

充满于两个隔水层之间的含水层中的水,叫作承压水。承压含水层上部的隔水层称作隔水顶板,下部的隔水层称作隔水底板。隔水顶底板之间的距离为承压含水层厚度。

承压水在很大程度上和潜水一样,主要来源于现代大气降水与地表水的入渗。

承压水的水质取决于埋藏条件及其与外界联系的程度,可以是淡水,也可以是含盐量很高的卤水。

将某一承压含水层测压水位相等的各点连线,即得等水压线图。

3.6潜水与承压水的相互转化

除了构造封闭条件下与外界没有联系的承压含水层外,所有承压水最终都是由潜水转化而

来;或由补给区的潜水侧向流入,或通过弱透水层接受潜水的补给。

对于孔隙含水系统,承压水与潜水的转化更为频繁。

3.7上层滞水

当包气带存在局部隔水层时,局部隔水层上会积聚具有自由水面的重力水,叫上层滞水。上层滞水分布最接近地表,接受大气降水的补给,通过蒸发或向隔水底板的边缘下渗排泄。雨季获得补充,积存一定水量。旱季水量逐渐耗失。包气带中的上层滞水,对其下部的潜水的补给与蒸发排泄,起到一定的滞后调节作用,上层滞水极易受污染,利用其作为饮用水源时要格外注意卫生防护。

第四章地下水运动的基本规律

1、地下水在岩石空隙中的运动称为渗流。发生渗流的区域称为渗流场。

2、在岩层空隙中渗流时,水的质点作有秩序的、互不混杂的流动,称作层流运动。水的质点无秩序地、互相混杂的流动,称为紊流运动。作紊流运动时,水流所受阻力比层流状态大,消耗的能量较多。在宽大的空隙中,水的流速较大时,容易呈紊流运动。

3、水在渗流场内运动,各个运动要素(水位、流速、流向等)不随时间改变时,称作稳定流。运动要素随时间变化的水流运动,称作非稳定流。

4.1重力水运动的基本规律

4.1.1达西定律

1856年,法国水力学家达西通过大量的实验,得到线性渗透定律。得到达西公式:Q=Kw.h/L=KwI

Q=渗透流量,w=过水断面,h=水头损失,L=渗透途径,I=水力梯度,K=渗透系数。

V(流速)=Q/w=KI

达西定律师又称为线性渗透定律,只有雷诺数(Re)小于1—10之间某一数值的层流运动才服从达西定律,超过此范围,V与I不是线性关系。

4.1.2渗透流速V

W不是实际的过水断面,可知V也并非真实的流速,而是假设水流通过包括骨架与空隙在内的断面(w)时所具有的一种虚拟流速。

4.1.3水力梯度(I)

水力梯度I为沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值。水力梯度可以理解为水流通过单位长途渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。

4.1.4渗透系数(K)

从达西定律V=KI可以看出,水力梯度I是无因次的,故渗透系数K的因次与渗透流速V 相同,一般采用m/d或cm/s为单位。令I=1,则V=K。即渗透系数为水力梯度等于1时的渗透流速。

4.2流网

在渗流场内可以作出一系列等水头面和流面。在渗流场的某一典型剖面或切面上,由一系列等水头线与流线组成的网格称为流网。

流线是渗流场中某一瞬时的一条线,线上各水质点在此瞬时的流向均与此线相切。迹线是渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。流线可看作水质点运动的摄影,迹线则是对水质点运动所拍的电影。在稳定流条件下,流线与迹线重合。

4.2.1均质各向同性介质中的流网

流线与等水头线构成正交网格。

作流网时,首先根据边界条件绘制容易确定的等水头线或流线。边界包括定水头边界、隔水

边界及地下水面边界。地表水体的断面一般可看作等水头面,因此河渠的湿周必定是一条等水头线。隔水边界无水流通过,流线本身就是零通量边界。平行隔水边界可绘出流线。

流线总是由源指向汇的,根据补给区(源)和排泄区(汇)可以判断流线的趋向。

流线的疏密可以反映地下径流强度,流线密代表径流强,流线疏代表径流弱,等水头线的密疏则说明水力梯度的大小。

4.2.1中的图,河间地块流网图说明P40

4.2.2层状非均质介质中的流网

层状非均质介质中两种条件下的流网图P41

流线在不同渗透性岩层界上的折射P41

流线在不同参透性岩层中的折射P42

流线经过渗透性不同的透镜体时的汇流与绕流P42

4.3饱水粘性土中水的运动规律P42

第五章毛细现象与包气带水的运动P44

5.1毛细现象的实质P44

毛细现象的产生与表面张力有关。

拉普拉斯公式:Pc=a(1/R1+1/R2)P45

a---表面张力系数;

R1,R2----液体表面的两个主要曲率半径。

当液面为凸形时,附加表面压强是正的。此时,实际表面压强P=P0+Pc,液面为凹形时,附加表面压强是负的,故实际表面压强P=P0-Pc。平的液面不产生附加表面压强,故实际表面压强P=P0

5.2毛细负压

凹形弯液面产生的附加压强Pc,是个负压强,称为毛细压强。凹形弯液面的水,由于表面张力的作用,要比平的液面小一个相当于Pc的压强;

P46 分离的圆球(虚线)因滴水形成孔角毛细水而贴紧(实线)

饱水带和包气带的压力水头测定(图)

5.3 毛细上升高度与悬挂毛细水

饱水带中任一点的水头值H可表示为H=Z+hp

而包气带中任一点的水头值H则为:H=Z-hc

两式中:Z---由指定基准面算起的位置高度(位置水头)

hp---测压高度(压力水头)f

hc---毛细负压(由毛细力引起的负的压力水头)

若取潜水面为基准,则潜水面处任一点饱水带水头值为:H=Z+hp=0(Z=0,hp=0)

若包气带支持毛细水的弯液面位于潜水面处,则该点上支持毛细水的水头值为:H=Z-hc=0-hc=-hc

即比周围潜水面水头低hc,则在此水头差驱动下,支持毛细水将上升。当支持毛细水弯液面上升到hc处而不再上升。最大毛细上升高度即为hc.

图5-6悬挂毛细水受力平衡状况P47

5.4 包气带水水分分布及运动P49 图5-7 均质土包气带水分分布

第六章地下水的化学成分及其形成作用

6.1 概述

地下水不是化学纯的H2O,而是一种复杂的溶液。赋存于岩石圈中的地下水,不断与岩石发生化学反应,并在与大气圈、水圈和生物圈进行水量交换的同时,交换化学成分。人类活动对地下水化学成分的影响,在时间上虽然只占悠长地质历史的一瞬,然而,在许多情况下

这种影响已深刻改变了地下水的化学面貌。

6.2 地下水的化学特征

地下水含有各种气体、离子、胶体物质、有机质以及微生物等。

地下水中常见的气体成分有O2,N2,CH4,及H2S等,尤以前三种为主。通常情况下,地下水中气体含量不高,每公升水中只有几毫克到几十毫克。但地下水中的气体成分很有意义,一方面,气体成分能够说明地下水所处的地球化学环境;另一方面,地下水中的有些气体会增加水溶解盐类的能力,促进某些化学反应。

地下水中的氧气和氮气主要来源于大气,它们随同大气降水及地表水补给地下水,因此,以入渗补给为主、与大气圈关系密切的地下水中含O2及N2较多。O2的化学性质较N2活泼,在较封闭的环境中,O2将耗尽而只留下N2,因此N2的单独存在,通常可说明地下水起源于大气并处于还原环境。大气中的惰性气体(A,Kr,Xe)与N2的比例恒定,即:(A,Kr,Xe)/N2=0.0118,比值等于此数,说明N2是大气起源的;小于此数,则表明水中含有生物起源或变质起源的N2。

地下水中出现硫化氢H2S与甲烷CH4,其意义恰好与出现O2相反,说明处于还原的地球化学环境。这两种气体的生成,均在与大气比较隔绝的环境中,有有机物存在,微生物参与的生物化学过程有关。其中,H2S是SO42-的还原物。

地下水中的二氧化碳(CO2)含量较低,主要来源于土壤。

6.2.2地下水中主要离子成分P51

氯离子(cl-)、硫酸根离子(SO42-)重碳酸根离子(HCO3-)、钠离子(Na+)、钾离子(K+)、钙离子(Ca+)、镁离子(Mg2+)

总的来说,氯盐的溶解度最大,硫酸盐次之,碳酸盐较小。

6.2.3地下水中的其它成分

6.2.4地下水的总矿化度及化学成分表示式样P54

6.3地下水的温度P54

地壳表层有两个热能来源:一个是太阳的辐射,另一是来自地球内部的热源,根据受热源影响的情况,地壳表层可分为变温带、常温带、增温带。P54

6.4 地下水化学成分的形成作用P55

地下水主要来源于大气降水,其次是地表水(河、湖、海),靠近海岸处的大气降水,一般以Ca2+与HCO3-为主。

6.4.1溶滤作用

在水与岩土相互作用下,岩土中一部分物质转入地下水中,这就是溶滤作用。

6.4.2浓缩作用P56

6.4.3脱碳酸作用P57

6.4.6 混合作用P58

6.5 地下水化学成分的基本成因类型

地下水分为三个主要成因类型:溶滤水、沉积水和内生水。P58

6.6地下水化学成分的分析内容与分类图示

6.6.1地下水化学分析内容P61

6.6.2地下水化学分类与图示方法P61

6.6.2.2 派珀三线图解P62

第七章地下水的补给与排泄

7.1.1大气降水对地下水的补给P63

7.1.2地表水对地下水的补给P66

7.1.3大气降水及河水补给地下水水量的确定P69

7.1.4凝结水的补给P71

7.1.5含水层之间的补给P71

7.1.6地下水的其它补给来源:建造水库、进行灌溉以及工业与生活废水的排放都使地下水获得新的补给。

人工补给地下水通常采用地面、河渠、坑池蓄水渗补及井孔灌注等方式。

7.2 地下水的排泄

含水层或含水系统失去水量的过程称作排泄。

地下水通过泉、向河流泄流及蒸发、蒸腾等方式向外界排泄。

7.2.1泉P75

7.2.2泄流P77

7.2.3蒸发P78

7.2.4蒸腾P79

7.3地下水补给与排泄对地下水水质的影响P80

第八章地下水系统

8.1系统概念

系统是由相互作用和相互依赖的若干组成部分结合而成的具有特定功能的整体。系统内部各要素相互联系和作用的方式是系统的结构。我们也可以将系统理解为有结构的集合。

图8-1 系统的输入与输出P81

图8-2 系统的激励和响应P81

8.2地下水系统的概念

地下水含水系统是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的,具有统一水力联系的含水岩系。显然,一个含水系统往往由若干含水层和相对隔水层(弱透水层)组成。

地下水流动系统是指由源到汇的流面群构成的,具有统一时空演变过程的地下水体。

8.2.3地下水含水系统与地下水流动系统的比较

含水系统与流动系统是内涵不同的两类地下水系统,但也有其共同之点。两者都摆脱了长期统治水文地质界的“含水层思维”,不再以含水层作为基本的功能单元。前者超越单个含水层而将包含若干含水层与相对隔水层的整体作为所研究的系统。后者摆脱了传统的地质边界的制约,而以地下水流作为研究实体。两者的共同之处还在于:力求用系统的观点去考察、分析与处理地下水问题。含水系统的整体性体现于它具有统一的水力联系,存在于同一含水系统中的水是个统一的整体,在含水系统的任一部分加入或排出水量,其影响均将波及整个含水系统。地下水流动系统的整体性体现于它具有统一的水流,沿着水流方向,盐量、热量与水量发生有规律的演变,呈现统一的时空有序结构。含水系统与流动系统都具有级次性,任一含水系统或流动系统都可能包含不同级次的子系统。

8.3地下水含水系统

8.4地下水流动系统

图8-7均质各向同性潜水盆地中的理论流动系统P87

图8-8层状非均质介质中的地下水流动系统P87

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