+v - IAHS

Actes du colloque de Dubrovnik, octobre 1965
Proceedings of the Dubrovnik Symposium, October 1965
Hydrologie des roches fissurées
Hydrology of fractured rocks
organisé par l’Unesco
dans le cadre de la Décennie hydrologique internationale
avec la collaboration de I’AIHS, de la FAO et de I’AIH
organized by the Unesco
in the framework of the International Hydrological Decade
with the support of IASH, FAO and IAH
vol. I
Association internationale d’hydrologie scientifique
Organisation des Nations Unies pour l’éducation, la science
et la culture

Publié en 1967 par 1’Association
internationale d’hydrologie scientifique
et par l’Unesco, place de Fontenoy, ParisJe
Imprimé par Ceuterick, Louvain (Belgique)
Published in 1967 by
the International association
of scientific hydrology and
by the Unesco, place de Fontenoy, Pari~-7~
Printed by Ceuterick, Louvain (Belgium)
0 Unesco i967
Printed in Belgium
SC 67/D52/AF

Actes du colloque de Dubrovnik,
Hydrologie des roches fissurées, I
Proceedings of the Dubrovnik Symposium,
Hydrology of fractured rocks, I

Les volumes I et II des Actes du colloque de Dubrovnik constituent également,
sous couverture spéciale, les publications no* 73 et 74 de l’Association interna-
tionale d’hydrologie scientifique, L. J. Tison, secrétaire, Braamstraat 61, Gent-
briigge (Belgique).
The volumes I and II of the Proceedings of the Dubrovnik Symposium are also,
under special cover, the publications 73 and 74 of the International Association
of Scientific Hydrology, L. J. Tison, Secretary, Braamstraat 61, Gentbrugge.
(Belgium).

TABLE DES MATIÈRES - CONTENTS
TOME I - VOLUME I
Préface.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . v
I - EAUX SOUTERRAINES - GROUND WATERS
1. i. THEORIE DE L’ÉCOULEMENT DANS LE KARST
1.1. THEORY OF THE FLOW IN THE KARST
H. SCHOELLER - Hydrodynamique dans le Karst ............. 3
1. S. PAPADOPULOS - Nonsteady Flow to a Well in an infinite anisotropic aquifer 21
M. BORELLI and B. PAVLIN - Approach to the problem of the Underground
Water Leakage from the Storages in Karst Regions. Karst Storages BuSko
Blato, Peruka and KruSEica ..................... 32
Y. BACHMAT - Basic Transport Coefficients as Aquifer Characteristics .... 63
K. F. SAAD -Effect of Impervious Barriers of deep-seated Fractures on Ground
WaterFlow . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76
- Analysis of Pumping Test in fractured Rocks. ........ 81
N. ROFAIL
1.2. CARACTERISTIQUES HYDROLOGIQUES ET HYDRAULIQUES DE L’ÉCOULEMENT DANS LE
KARST - BILAN HYDROLOGIQUE - CARACTERISTIQUES GÉOLOGIQUES
1.2. HYDRAULIC AND HYDROLOGIC CHARACTERISTICS OF THE FLOW IN THE KARST -
HYDROLOGICAL BALANCE - GEOLOGICAL CHARACTERISTICS
H. KESSLER - Water Balance Investigations in the karstic Regions of Hungary 91
T. TETTAMANTI - Hydrological and Hydraulic Characteristics of Waters flowing
from fissured carbonated Rocks into Mines . . . . . . . . . . . . . . 106
S. C. CSALLANY - The hydraulic Properties and Yields of Dolomite and Limestone
Aquifers . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120
P. C. SODEMANN and J.E. TYSINGER - Effects of Forest Cover upon hydrologic
Characteristics of a small Watershed in the Limestone Region of East
Tennessee ............................. 139
E. KULLMAN - La circulation des eaux karstiques dans les complexes carbonatés
et son bilan quantitatif . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 152
L. SIQUEIRA - Contribution of Geology to the ,Research of Ground Water
in crystalline Rocks . ........................ 161
G. G. MISTARDIS - Recherches hydrogéologiques dans la région des lacs karsti-
ques béotiens. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162
V

K.F. SAAD - Determination of the vertical and horizontal Permeabilities of
fractured Rocks . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171
F. JENKO - L’hydrographie du Karst . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172
J. MARTIN - Le rôle des failles sur la répartition des dolines d’effondrement
l’exemple d’afennourir, causse moyen atlasique . . . . . . . . . . . . . 183
E. SOBOTHA - Les eaux souterraines à la base des couches dures non stratifiées
et les cavernes de la base. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 184
M. KOMATINA - Sur le problème de la détermination des bassins versants et des
directions de la circulation des eaux souterraines dans le Karst dinarique. . 190
N.L. LLADO - Nappes karstiques et conduits karstiques. . . . . . . . . . 200
D.S. SOKOLOV - Hydrodynamic Zoning of Karst Water . . . . . . . . . . 204
B.I. KOUDELIN and V.P. KARPOVA - The effect of Karst on the Regularities of
Ground Water Flow Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 208
5. FORKASIEWICZ et H. PALOC - Le régime de tarissement de la Foux de la Vis -
fitude préliminaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . 213
M.V. RATS and S.N. CHERNYASHOV - Statistical Aspect of the Problem of the
Permeability of the jointy Rocks . . . . . . , . . , . . . . . . . . . 227
L. MOULLARD, B. MIJATOVIC, R. KAREH et B. MASSAAD - Exploitation d’une
nappe karstique captive à exutoires sous-marins. Problèmes posés et solution
adoptée. Côte libanaise . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237
H.E. LEGRAND and V.T. STRINGFIELD - Development of Permeability and
Storage in the Tertiary Limestones of the Southeastern States, U. S. A. . . . 251
SCHICK - Joints and Stream Channel Patterns . . . . . . . . . . . . . 25 1
1.3. HYDROLOGIES KARSTIQUES REGIONALES
1.3. KARSTIC HYDROLOGY OF REGIONS
F. LEWICKI - The basic hydrologic Characteristics of thekarst River Ljubljanica
F. BIDOVEC - The hydrosystem of karstic Springs in the Timavo Basin . . . .
R. HAZAN et D. LAZAREVITCH - Hydrologie en zone karstique au Maroc.
Sebou-Beth . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
A. MORETTI, L. PANNUZI, G. STAMPANONI et N. ZATTINI - Synthèse des
255
263
connaissances géo-hydrologiques des formations calcaires en Italie . . . . 293
D. J. BURDON - Hydrogeology of some karstic Areas of Greece . . . . . . . 308
J. VECCHIOLI - Directional hydraulic Behaviour of a fractured-shale Aquifer
in New Jersey . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 318
F. MORTIER, T.N. QIJANG et M. SADEK - Hydrogéologie des formations volcaniques
du Nord-Est du Maroc . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 327
F. MORTIER et Ch. SAFADI - Phénomènes karstiques dans les gypses de Jezireh
@.-E. de la Syrie) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 334
C. SAENZ GARCIA - Spanish Underground Rivers. An Exposa1 of some characteristic
cases and proposed studies for the hydrologic Decade. . . . . . 339
S. YAMAMOTO - Studies on the Hydrology of fractured Rocks in Japan . . . 340
K. ERGUVANLI - The Groundwater Investigation in the Devonian Limestones,
East of Istanbul, Turkey . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343
VI
275

I.M. EL RAMLY - Contribution to the Hydrogeological Study of Limestone
Terrains in U.A.R. . ........................ 348
A. NAVARRO et A.A. SAMPER - Problèmes de stockage des eaux dans le Sud-Est
espagnol ............................. 378
C. DROGUE - Un bassin-témoin en terrains calcaires. Le bassin de Saugras . . 381
O. L. MARKOVA - The Influence of Karst on the maximum Flow of the Rivers
of the East European Plains ..................... 387
D. H. WOZAB and J. B. WILLIAMS - Flow Problems in Limestone Plains, Jamaica
W.L.. A Progress Report . ...................... 402
J. AVIAS - Sur la recherche des ressources en eaux karstiques sous recouvrement
mio-plio-quaternaire dans le bassin méditerranéen et son importance d’après
quelques expériences récentes dans la région Languedoc-Roussillon (France) 410
G. ZERVOYANNIS et J. BARBEAU - Circulation des eaux souterraines dans les
calcaires karstiques de Kopais .................... 420

Un des objectifs de la Décennie Hydrologique Internationale, lancée en 1965, en
application des redutions adoptées par la Conférence Générale de l’Unesco, lors de sa
13e session, est de .yomouvoir des études coordonnées sur l’Hydrologie des eaux
de surface et des eaux souterraines.
Ainsi le Conseil de Coxdination de la Décennie a-t-il jugé utile de recommander la
réunion, dès la première année, d’un Colloque sur l’Hydrologie des roches fissurées qui
comprendrait trois grandes sections : eaux de surface, eaux souterraines, géochimie.
Le Colloque a été organisé par le Gouvernement yougoslave et l’Unesco, en coliaboration
avec la FAO, l’AI H S et I’AIH. II s’est tenu à Dubrovnik (Yougoslavie) du
7 au 14 octobre 1965. 11 a réuni les participants venant de 30 pays et de la plupart des
organisations internationales intéressées aux problèmes de l’eau.
Les principales communications présentées ont été réunies dans cet ouvrage. Elles
portent surtout sur les formations karstiques du bassin méditerranéen.
Les discussions les plus intéressantes ont eu lieu pour les rubriques suivantes :
1. Eaux souterraines
Théorie de l’écoulement dans le Karst.
Caractéristiques hydrologiques, hydrauliques et géologiques de l’écoulement dans le
Karst.
Bilan hydrologique
Intrusion d’eaux salines dans le Karst.
Hydrologies karstiques régionales.
Recharge naturelle ou artificielle des terrains karstiques.
Hydrologie karstique dans les roches volcaniques.
Exploitation.
Action sur l’écoulement superficiel.
2. Lacs karstiques.
3. Géochimie. Erosion.
La publication des communications présentées à ce colloque, par l’A I H S représente
un premier pas dans une collaboration plus intime entre l’AI H S et l’Unesco, dans le
cadre de la D HI. Nous espérons que ce premier pas sera suivi d’autres au plus grand
bénéfice de la diffusion rapide des rçsultats de la Décennie.
J.A. DA COSTA
Sécrétaire du Conseil
de Coordination de la D. H. I.
(Unesco)

I
EAUX SOUTERRAINES
GROUND WATERS
1.1
Théorie de l’écoulement dans le Karst
Theory of the Flow in the Karst

SUMMARY
HYDRODYNAMIQUE DANS LE KARST
(Écoulement et emmagasinement)
H. SCHOELLER
Hydrodynamics in Karst “flow and storage”.
The rôle of wide channels and fissures, narrow channels and fissures and fine
fissures in underground water movement and the recession curves of spring discharge.
The hydrodynamic regulator. Rôle of the variations in water of retention in seasonal
and annual balances of interconnected nappes. Relations with infiltration. ’
L’hydrodynamique des terrains calcaires est particulièrement bien éclairée par les
études des vidanges, de l’alimentation et des bilans des nappes.
I1 n’est question ici que des nappes en réseaux et en chenaux, ce que l’on appelle
quelquefois les zones noyées. La circulation dans la zone d’aération ne sera
pas envisagée.
LA VIDANGE EN RBGIME NON INFLUENCE
Rappelons auparavant brièvement les équations relatives à cette vidange (Maillet
1905, Schoeller 1948, 1962).
Elles sont pour une nappe perchée à imperméable horizontal, ou pour une nappe
pouvant lui être assimilée,
En régime laminaire :
40 - qP
4-4P = [l +a(t-t0)]2
ou
avec
En régime turbulent :
ou
avec
--- 1
1
= ß(t - to)
J G P Jqo-qp
(1‘)
3

Elles sont pour une nappe soutenue à imperméable horizontal ou incliné, pour
une nappe captive ou une nappe assimilable aux précédentes :
En régime laminaire :
En régime turbulent :
q-qp = (qo-qp) e-ß(t-to) (3)
4 = qo-a(t-to) (4)
q et qo étant les débits aux temps t et to,
qp le débit permanent, CL le coefficient de tarissement.
C’est précisément ce coefficient de tarissement cc qui apporte tous les renseignements
hydrauliques à confronter avec les renseignements géologiques, méthode de travail
propre à l’hydrogéologie.
Rappelons (Maillet 1905, Schoeller 1948 et 1962) que dans les équations 1 et 1’
en mouvement laminaire :
dans les éwuations 2 et 2’ en mouvement turbulent :
dans l’équation (3) en mouvement laminaire :
et dans l’équation 4 en mouvement turbulent :
b KVo
m2 X3
K étant le coefficient de Darcy de perméabilité, rn la porosité dynamique, X la
longueur de la nappe, VO le volume de la nappe au temps to, E l’épaisseur de la
nappe; a et b des constantes qui dépendent des dimensions transversales (largeur)
de la nappe. Si la source est contractée par rapport à la nappe, ce qui est le cas
ordinaire, plus la dimension transversale S de la nappe est grande par rapport à la
surface de sortie s de la source plus a et b sont faibles, a et b étant en fonction
directe de SIS.
Nous voyons donc que la vidange est d’autant plus rapide que CL est plus grand,
autrement dit que la perméabilité K est plus grande, la porosité rn de la roche plus
faible, la longueur de la nappe X plus petite ou que le volume VO ou le débit qo à
l’origine sont plus grands ou que a et b sont grands, c’est-à-dire que la section S de la
nappe est petite, c’est-à-dire que le volume de la nappe est faible.
Inversement, une faible valeur de a, c’est-à-dire un tarissement lent de la source,
indique une perméabilité relativement faible, une grande porosité de la roche (il ne
s’agit pas des dimensions des pores, mais du rapport du volume des vides dans lesquels
l’eau circule, par rapport au volume de la roche); une grande longueur de la nappe,
un,grand volume de la nappe par suite de sa grande largeur en amont et très en amont
de la source, ou un volume YO ou un débit qo faibles au temps 10 considéré.
4

Si nous comparons deux coefficients de tarissement GC, l’un faible, l’autre élevé,
s’appliquant à deux courbes ayant la même valeur de qo au temps to, il est bien évident
que le système à faible coefficient GC livrera plus d’eau que le système à haut coefficient GC,
entre les mêmes temps to et I, puisque la première courbe de tarissement se trouve
au-dessus de la seconde et que les quantités d’eau débitées entre ces deux temps sont
représentées par les surfaces situées sous ces courbes. Cela ressort d’ailleurs du fait
que dc est fonction inverse de la porosité de la longueur de la nappe et de la largeur de
la nappe pour une même largeur de source.
On comprend ainsi que d’une manière générale, ct de l’équation (3) est de l’ordre
de n X lorsqu’il s’agit de sources sortant de terrain calcaire lité où prédomine la
circulation de l’eau dans les joints et diaclases, tandis que dans le cas de terrains
calcaires massifs dans lesquels les chenaux jouent un très grand rôle, ct est de l’ordre
de n X
à n x 10-2, lorsque t est exprimé en jours.
Dans le présent travail, nous n’étudierons que les cas des formules (3) et (4), car
ce sont eux qui se présentent dans les nappes en réseaux à réserves très grandes, ayant
par conséquent de grosses ressources. Mais le même travail peut être fait pour le cas
des nappes perchées.
Dans la zone de saturation, l’eau circule dans les réseaux de fentes (Ph. Renault
1959) de joints et de diaclases peu élargis par dissolution. Ceux-ci sont drainés par des
chenaux, réseaux de conduits (Ph. Renault 1959) se développant de plus en plus vers
l’amont au cours de l’histoire du réseau.
Vers l’aval, ces artères se rejoignent pour aboutir à la source. Cela résulte du fait
que les sources sont contractées et éloignées les unes des autres.
Dans les formations calcaires bien litées, le réseau de joints et diaclases joue un
rôle primordial dans l’hydraulique, tandis que dans les calcaires massifs, ce sont les
branches d’artères.
La vidange des nappes se fait par toutes les fissures et chenaux de l’aquifère.
Les chenaux de gros diamètre et les fissures très larges, dans lesquels le mouvement
de l’eau peut être occasionnellement turbulent.
Les chenaux de faible diamètre, les fissures relativement étroites dans lesquels la
circulation est toujours plus ou moins difficile et en régime laminaire.
Les joints et diaclases, très resserrés, les chenaux très fins, tous de perméabilité
très faible.
I1 est bien évident que l’on a tous les passages d’une catégorie à l’autre.
Depuis le début jusqu’à la fin de la vidange, les eaux de tous ces conduits arrivent
aux chenaux et fissures de toute largeur de la base aval du système aquifère.
Le5 plus gros conduits de la base drainent à peu près toute l’eau. Tant qu’il y a
de gros conduits, cette base du système aquifère ne doit avoir que peu d’influence sur
le régime de la vidange.
Au début de la vidange, c’est-à-dire lorsque les diverses surfaces piézométriques
sont élevées, c’est-à-dire lorsque la masse calcaire est noyée, il y a une vidange de tous
les chenaux et de toutes les fissures larges et étroites, à la fois.
Les gros conduits drainent les plus petits. Mais cela ne veut pas forcément dire
que dans un volume donné d’aquifère le débit propre aux gros conduits soit plus grand
que le débit total des plus petits. Cela dépend de leur nombre respectif. Lë débit total
provenant de la vidange des fissures étroites peut être plus grand que celui de la
vidange des gros chenaux.
Naturellement, les chenaux de gros diamètre et les fissures très larges se vident
rapidement, beaucoup plus rapidement que les fissures fines et à partir d’un certain
temps leur débit devient négligeable par rapport à celui des chenaux de faible diamètre
et des fissures étroites. Ces derniers eux-mêmes finissent par s’épuiser à la longue.
Mais l’eau circulant dans les joints et diaclases très serrés, les chenaux extrêmement
5

fins, tous de perméabilité très faible arrive toujours. Leur débit est relativement constant,
d’un bout de l’année à l’autre, comme I’est le débit dans un terrain aquifère
sableux épais.
Ces diverses manières d’être au cours d’un m ême régime non influencé, doivent se
traduire sur la courbe de vidange qui peut comprendre au moins 4 parties surtout
visibles sur graphique log q-t (fig. 1) : au début de la vidange, une courbe raide, A,
de la somme des 3 débits : débit des gros conduits, débit des petits conduits, débit
Fig. 1 - Diagramme semi-logarithmique de la supeqosition de débits 4-4. 40, qp de
régimes différents, dans la courbe de tarissement d’une source et calcul de la
courbe de tarissement des débits de chacun de ces régimes.
q = débit, f = temps.
permanent des fissures et conduits très fins; vers la fin, une courbe moins raide, D
comportant toujours la somme des 3 débits, mais dans laquelle le débit propre aux
grosses conduites est négligeable par rapport aux autres; entre A et D, il y a une
courbe intermédiaire B-C, pour laquelle la part du D du débit est encore importante;
à la fin de la vidange : une courbe presque horizontale P correspondant à la
prédominance de l’écoulement permanent des joints et diaclases très serrés.
Cet écoulement permanent doit englober un égouttement lent des fissures et
chenaux libérés, égouttement des parois, égouttement de l’eau pelliculaire, de l’eau
cunéiforme, de capillaires suspendus, quelque chose de comparable à l’égouttement
d‘un sable.
I1 s’agit là de la vidange d’un système aquifère simple. Mais il faut aussi envisager
la possibilité d’un apport en provenance d’autres nappes.
Cet apport peut être variable, c’est-à-dire être décroissant ou croissant, pendant
le régime non influencé de la première nappe. Cela troublera la courbe de vidange.
Ou au contraire, cet apport peut être constant. Cela aura pour effet d’accroître
l’écoulement permanent P.
En des travaux antérieurs (Schoeller 1946, 1949), j’avais déjà précisément montré
que dans un massif karstique, il pouvait y avoir au cours d’une même vidange de la
nappe, en régime non influencé, au moins 2 régimes d’écoulement, .les uns dans de
grosses fissures en régime turbulent ou en régime laminaire, les autres dans de”petites
6

fissures et toujours en régime laminaire. Cela a été depuis repris par mes élèves,
MM. Aigrot 1965, Napias 1963, Laura 1964 et Lafosse 1964, et finalement par
M. Drogue 1963 et 1964.
M. Aigrot reprenant tous les graphiques de débits de la Fontaine de Vaucluse,
avec les relevés pluviométriques correspondants, depuis 1875, que j’avais établis,
a montré que (fig. 2) l’on pouvait tracer 5 types principaux de courbes ayant chacune
4 tronçons A, B, C, D rectilignes dans la fonction log q-/(t). Chaque tronçon de
vidange passe au suivant à un débit déterminé : de A en B entre 35 et 50 m3/s, de B en
C à 20-21 m3/s, de C en D à 13 m3/s. Dans certains cas, il existe des courbes inter-
médiaires, ou des courbes à pente plus raide ou plus faible que celle des types 1 à 5.
I \
’ \
1
I ‘
\Al ‘,A0 , , ,
jours
10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 150 200
Fig. 2 - Courbes de tarissement de la Fontaine de Vaucluse. Ordonnée débit (q-2)
m3/sec, abcisse, temps t en jours.
J’ai repris l’étude de ces courbes.
Notons tout d’abord que le débit q d’une source est dans le cas de 2 régimes
laminaires A et D.
7

et dans le cas où 4A est en régime turbulent
= qOA - üA(t-tO) + (4OD-qP) e
- d ( t - to)
90~ et qOD sont les débits aux temps to; qp le débit permanent.
Lorsque les 2 régimes sont laminaires qf(t) de A et D sont des droites sur papier
semi-logarithmique.
Comme je l’avais fait pour l’étude de la Source du Kef en 1948, lorsque l’on
examine de plus près le problème de ces courbes d’observation de la Fontainede
Vaucluse, on s’aperçoit qu’il s’agit en réalité de la superposition des 2 courbes
principales de vidange A1 et Do (fig. 1). Chaque courbe A, B, C, D, correspond à la
somme de débits Ai, Do et P.
Il est à remarquer que D est moins influencé par le débit des grosses fissures, car
sous D les valeurs de A1 sont très faibles en régime laminaire et peuvent être nulles
en régime turbulent pour lequel 9 = qo-C(A(t-tO). Par contre, A peut être fortement
influencé par Do, car sous A les débits de Do peuvent être très grands.
Pour l’analyse de ces superpositions, nous avions de longue date employé un procédé
plus complet que celui mentionné par Drogue. Le voici (figs. 1 et 2).
On prolonge D et A, en Do et Ao. On soustrait de D en-dessous de d, les valeurs
de Ao, on obtient alors Di. De A, entre a et b, on soustrait les valeurs de Ai, on obtient
une droite très voisine de Do. Aussi, la plupart du temps, peut-on admettre que Ai
et Do correspondent approximativement aux courbes réelles de débit.
Cela s’applique fort bien au cas où les deux régimes de vidange sont laminaires,
ce qui se reconnaît facilement à ce que D et Ai sont des droites sur papier semilogarithmique.
Lorsque le régime de A est turbulent, il en est autrement. On a en effet :
Lorsque q est très grand, qD l’est aussi et d9/dt se rapproche de la courbe de vidange
en régime laminaire si C(A est petit par rapport à UD.
Lorsque q est très petit, qo l’est aussi et dq/dt se rapproche de dq/dt de la courbe
de vidange en régime turbulent si ED est petit par rapport à C(A.
Le débit en mouvement turbulent peut cesser très tôt. Il ne reste plus que le mouve-
ment laminaire qui peut étre encore très grand. La courbe de vidange forme à ce moment
un angle très brusque (fig. 3). La partie située à droite permet alors facilement de calculer
les caractéristiques du débit en mouvement laminaire et, par conséquent, de calculer
par différence les caractéristiques du mouvement turbulent.
Sur graphique semi-logarithmique (figs. 5, 6), la somme du débit en régime
laminaire et du débit en régime turbulent donnera une première partie de courbe
convexe vers l’extérieur, lorsque les conduits en régime turbulent se vident beaucoup
plus rapidement que ceux en régime laminaire, ce qui est le cas le plus ordinaire.
Très rapidement qA devient nul et la courbe passe à une droite de qD.
Lorsque, au contraire, (fig. 7) l’eau en régime turbulent se vide beaucoup plus
lentement, la courbe est concave vers l’extérieur au sommet, et convexe vers l’extérieur
à la base pour finalement se terminer par une droite, lorsque 4~ devient nul. Ce cas
ne doit d’ailleurs exister que lors d’une karstification extrême, car cela suppose une
capacité du régime laminaire très faible par rapport au régime turbulent.
Pour calculer le débit du régime turbulent on procède de la meme manière que
précédemment. II suffit de prolonger D en DO. I1 n’y a pas ici de correction à faire.
On obtient Ai par difference. Si Ai est bien en régime turbulent, la courbe Ai doit
être convexe et devenir verticale vers le bas et sur papier arithmétique tout le tracé
de Ai doit être une droite.
8

Pour la Fontaine de Vaucluse, nous obtenons ainsi pour les valeurs de u ~z et w o ,
en partant d'un débit q = 100 m3/sec à t = to. M. Aigrot donne d'apres ses calculs
qop = 2 m.s.
Unités
m3/s t en jours t en secondes
qOA-4P qOD-qP aAz aDo aA2 aD0
Courbes 1
2
3
4
72
68
65
75
28
32
35
25
0,0767 0,0091
0,0836 0,0094
0,0733 0,0096
0,107 0,0100
838 x 10-7
9,78 x 10-7
8,48 x 10-7
13,55x10-7
1,05 x lo-'
I,W x IO-'
I ,I i x
1,16~10-~
5 77 23 0,1025 0,0095 11,86x 10-7 JJOX
Fig. 3 - Superposition q = QQfqD de débits qQ = 100 e-Onolt et qó = 100-t, q en
ma(sec en t en pours.
9

La vidange 40 varie peu. a reste voisin de 0,095. Elle correspond au système de
régularisation par les petites fissures. La vidange de qA, celle des grosses fissures, est
tout à fait irrégulière, a est variable. Elle évacue les grosses alimentations par les pluies
et les orages. L'alimentation peut se faire par des parties differentes du massif dans
lequel les variations des caractéristiques hydrauliques des grandes fissures sont suscep-
tibles d'être différentes d'un point à un autre, ce qui explique les écarts de a~2.
o 500
Fig. 4 - Superposition q = qa+qb de débits qa = 100 et qb = 100-0,l t, q en
m3/sec et r en jours.
Si maintenant pour la Fontaine de Vaucluse, on construit une courbe représentant
la somme des deux débits q = qDO+qAl en fonction du temps, on constate qu'elle se
superpose à peu de chose pr&s à la courbe des débits observés, les angles b, c et d
doivent être simplement un peu arrondis.
Pour la même Fontaine de Vaucluse, nous avons essayé de trouver la superposition
de 3 régimes : un régime turbulent pour les plus gros débits de crue, 2 régimes
laminaires se succédant. O n a alors :
10

Fig. 5 - Superposition q = qa+qb de débits qo = 100 e-O,OOLt et 46 = 100-0,5 t,
q en ms/sec et i en jours.
Fig. 6 - Superposition q = qa+qb de débits qa = 100 et qb = 100-0,5 t, q en
m3/sec et t en jours.
11

Nous avons alors obtenu les régultats suivants en partant d'un débit q = 100 m3/s
a t = Is (voir tableau page suivante); fa, le nombre de jours à partir duquel le régime
turbulent est devenu nul t-to = qOA/C(A. avec q = 100 m3/s est :
Courbes: 1 2 3 4 5
Jours : 12% 13 15 15 12 '/2
Cette solution est convenable.
En ce qui concerne la Fontaine de Vaucluse, on pourrait appliquer la formule :
-- 1 1
J G G P Jqo-qp
= ß(t - to)
avec 90 = io0 m3/s qp = 2 m3/s, qm3/s et t jours.
Fig. 7 - Superpos$ion q = 9a+4b de débits qa = 100 eo,o1t et qb = 100-0,l t, q en
ma/sec et t en jours.
On aurait pour la courbe 1, @ = 0,0018 et la courbe 5, ,B = 0,0023. Maillet donnait
pour la période 1882-1903, ,B = 0,00223. Mais si aux bas débits la courbe des débits
calculés est très voisine des débits observés, par contre, dans les sections A et E elle
donne des valeurs trop élevees.
12

13
3
I
3 P
mv,r-m
m m m
3
8
8

En appliquant cette formule unique ou une autre d’ailleurs, on ne considérait
qu’un ensemble homogkne ayant partout dans le détail les mêmes propriétés
hydrauliques. Or, les courbes de récession varient d’une année à l’autre. Cela traduit
des inégalités dans la répartition des éléments du système hydraulique. C’est la raison
pour laquelle s’additionnant à l’aspect géologique du problème, nous préférons la
solution que nous avons de longue date adoptée, de superposition de systèmes ayant
des coefficients de tarissement différents.
C’est pourquoi je ne me rallie pas à la règle de Maillet (1905, p. 22) : «La détermination
de la courbe de debits d’une source en fonction du temps dans la période
de non-influence ou de régime propre peut s’obtenir par la superposition des courbes
de débits de plusieurs années)), d’autant plus qu’en raison du manque d’homogénéité
du massif c’est. tantôt telle ou telle partie de la nappe qui se trouve plus alimentée
que les autres et se vide avec son propre coefficient de tarissement.
Les volumes d’eau Vo- V écoulés au bout du temps r, à partir des réseaux A et
des réseaux D, tous les 2 fonctionnant en régime laminaire, sont donnés par l’une
des 2 formules :
vo-J,’ - 40-4 . vo-J,‘ = & [1-e-Q(t-b) 1
a CI
VO étant le volume de la nappe au temps to, lorsque celle-ci débite le débit qo, Vet
q se rapportant au temps t.
On obtient alors les valeurs suivantes par les courbes 1 et 5 dans le cas de la somme
de 2 régimes laminaires.
Courbe I
q = (qOA-qp) e-aA(t-*o) + (qOD-qp) e-QD(t-to) + qP
qo =
-
íûûm3/s
qoA-qp = 72 m3/sec a = 8,88 x
qoD-qp 28 m3/sec a = i,o5 x 10-7
10 6,92 x 107 2,32 x 107 9,24 x 107 0,335
50 7,93 x 107 9,73 x 107 17,66 x lo7 1,23
1 O0 s,o7 x 107 is,9 xi07 23,97 >: IO7 1,97
150 s,ii x 107 19,85 X lo7 27,96 x lo7 2,4S
200 8,ii x 107 22,32 lo7 30,43 x 1 O7 2,lS
s,ii x i07 26,65 Y, lo7 34.76 x lo7 3,28
Courbe 5
14
q,, = 100 m3/sec
qOA - q p = 77 m’/sec CI = 11,86 x lo-’
qOD-qp = 23 m3/sec a = 1,10~10-~

t jours ( VOA- VA) m3 (VOD- VD) m3
Total VOD- VD
(Vo- V) m3 VOA- VA
10 4,i3 x 107 1,92x107 6,05 X 1 O7 0,465
50 6,41 X IO7 7,go Y 107 14~1 x 107 1,23
1 O0 6,45 x 10' 12,8 X10' 19,25X lo7 1,98
150 6,45 x 107 15,86x lo7 22,3 1 X lb7 2,46
200 6,45 x 107 17,76 x 107 24,21 x 107 2,751
Co 6.45 x 107 20,9 x 107 27,~ x 107 3,24
Le tableau suivant se rapporte aux cas 1 et 5 dans lesquels A est en régime
laminaire, B et D sont en régime turbulent.
q = qOA - aA(î-to) + (qOB-qp) e-"B('-'O)+ (qoD-qp) e-aD"-'o'
Pour le régime turbulent, on a :
Courbe I
qo = íûûm3/s
qOA - qp = 25 m '1s qOB-qp = 47 m3/s qon-qp = 2g3m/s
= 2,32 x 10-5 aB = 7~ = i,o5 x 10-~
t jours (VOA- VA) m3 (VOB- VB) m3 (IOD- VD) m3 Total m3
10 i,08 x 107 3,04 x 107 2~2x107 04 x 107
50 1,35 x 107 6,45 X IO7 9,73 Y 107 17,53 x lo7
1 O0 i,35 x 107 6,70 x 107 15,9 Xi07 23,95 x lo7
150 1 3 x 107 6,72 X 107 19,85 x lo7 21,92 x 1 O7
200 i,35x 107 6,72 x 107 22,32 X lo7 30,39 >( IO7
1 3 x 107 6,72 x 107 26,65 X lo7 34,~ Y 107
Courbe 5
qo = 1û0m3/s
qOA-qp = 46 m3/s qoB-qp = 31 m3/s qoD-qp = 23 m3/s
= 4,30 x 10-5 ag = 7.02 x a, = 1,ioX 10-7
15

t jours (VOA- VA) m3 (VOS- F’B) m3 (YOD- VD) m3 Total m3
10 1,887 x lo7 1,387 x lo7 i ,92 x 107 5,19 x107
50 2,484 X lo7 4,20 x 107 7,90 x 107 14,58 X107
100 2,484 X lo7 4,33 xi07 12,~ xi07 19,61 x107
150 2,484 X lo7 4,419 x 107 15,s xi07 22,703 x lo7
200 2,484 x lo7 4,42 x 107 17,~ x 107 24,60 x 107
2,484 X lo7 4,42 xi07 20,9 x 107 213 x 107
INDEPENDANCE RELATIVE DES D~BITS DES DIVERS SYSTEMES D’ÉCOULEMENT ET CIRCULATION
DE L’EAU DANS LE SYSTEME AQUIFERE
I1 ressort de l’examen des courbes de vidange qu’il doit y avoir une certaine
indépendance entre le débit 4.4 des chenaux et larges fissures, d’une part, et le débit 90
des fissures étroites, d’autre part.
S’il y avait une dépendance complète, chenaux et fissures travailleraient sous la
mème charge h.
En régime laminaire, on aurait :
K étant les coefficients de Darcy, S les sections, I, les trajets d’où :
qA=qD
KD SD ZA
KA --_
SA lD - constante
Or 4.4/qD diminue lorsque la vidange s’accentue. II n’y a donc pas dépendance.
De mème, admettant que q.4 soit en régime turbulent, c’est-à-dire que
on aurait
gA = KATA SA Jk -
____--- qA -KA SA ZD 1 _- C
qD KD SD ,/u Jh J‘K
Dans ce cas qA/qD s’accroîtrait lorsque la vidange s’accentue, c’est-à-dire lorsque
h diminue. C’est exactement l’inverse qui se produit.
Il faut donc bien admettre une certaine indépendance générale.
Cela n’empêche pas les considérations suivantes : le rôle des chenaux dans un
système karstique est très différent suivant les hauteurs auxquelles ils sont placés.
Les chenaux du haut, au-dessus du niveau piézométrique d’étiage, conduisent toutes
les eaux de crue. Leur vidange est rapide, entraînant avec elle les eaux des fissures.
Et là, on a bien la somme des deux systèmes de vidange avec des coefficients de
tarissement M différents.
Les chenaux du bas situés sous le niveau piézométrique d’étiage conduisent toutes
les eaux de décrue. Mais le débit de l’eau qui coule dans ces chenaux est essentiellement
16

églé par le débit de l’eau des fissures. En conséquence, il ne reste plus que la courbe
d’écoulement des fissures, la courbe d’écoulement des chenaux cesse. Ce sont les
petites fissures qui font fonction de facteur de contrôle de l’écoulement.
En période de crue, lorsque les sources correspondent à un réseau d’infiltration,
c’est-à-dire à un réseau situé dans la zone d’aération, dans la zone de ruissellement
par exemple, toute vague importante d’eau d’infiltration arrive immédiatement a la
source, apportant directement l’eau de pluie.
Mais lorsqu’il s’agit de vraies sources débitant l’eau d’une nappe occupant un
réseau aquifère, l’eau d’infiltration augmente la charge de la nappe par élévation de
sa surface piézométrique. Cette augmentation de charge détermine immédiatement
une augmentation de débit de la source. Le délai est faible par suite du manque de
compressibilité des calcaires. Seule entre en jeu la compressibilité de l’eau.
Lors des premibres crues de la nappe, l’eau ainsi chassée est de l’eau d’étiage,
circulant lentement et dans les parties basses du réseau. Cette eau a eu le temps de se
mettre thermiquement en équilibre avec le terrain. Elle a donc une température relativement
élevée. Ce n’est que plus tard que la température s’abaissera par l’arrivée des
eaux froides d’infiltration. C’est en particulier ce que l’on observe à la Fontaine de
Vaucluse (Schoelier 1949 b.p. 132 et 146-147). Ce n’est qu’un mois après la crue, que
la température de l’eau s’abaisse de 13 à 15” à 8”. Le délai est grand en raison de
J’importance du réservoir. L’étude comparée des débits et des températures doit pouvoir
permettre des calculs d’alimentation et de réserve.
En période d’alimentation, le niveau de la nappe peut donc monter rapidement
par l’arrivée brusque de l’eau par les chenaux. Partant des chenaux et larges fissures,
l’eau pénètre latéralement dans les fissures étroites. On peut s’attendre à ce qu’au
début la remontée soit locale, mais elle ne le reste que peu de temps, en raison de la
grande conductibilité de ces chenaux.
L’eau infiltrée par les fissures arrivant en retard provoque une remontée plus
générale du niveau de la nappe, en raison de leur plus grande extension. L’eau monte
dans la nappe tant que l’alimentation est plus grande que les sorties. Cette montée
est toujours de durée plus ou moins courte.
Ce tableau peut évidemment varier suivant le degré de karstification.
En période de décrue, le volant hydrodynamique des gros conduits, chenaux ou
fissures, est réduit, surtout lorsque la karstification est peu avancée. Leur volume total
est bien moindre que celui des fissures étroites et leur grande largeur permet une
évacuation rapide.
Même dans une karstification relativement avancée, le volume des gros chenaux
n’atteint pas celui des fissures étroites. Ainsi, j’avais établi (Schoelier 1948) que dans
les calcaires éocènes alimentant la Source du Kef en Tunisie, pour un volume total
des fissures de 844 à 895.000 m3, le volume des grosses fissures n’est que de 174.200
à 225.000 m3 contre un volume de 670.000 m3 des petites fissures. Le volume des
grosses fissures n’est que le 1/5 à 114, et celui des petites fissures est des 415 à 314 de
celui de la nappe. C’est-à-dire encore que le volume des grosses fissures n’est que le
1/4 ou le 113 du volume des petites fissures.
Dans le présent cas de la Fontaine de Vaucluse, le rapport du volume des grosses
fissures aux petites est de :
‘”l m3 = 0,308, soit 1/3,3
26,65 x 10’ m3
Pour la Source du Lez, alimentan,t Montpellier, le rapport calculé par une crue de
novembre est de
2,lS x lo6 m3 -- = 0,243
8.95 x lo6 m3
17

soit 1/4 environ (Drogue 1964), ce qui est semblable B ce que j’avais calculé pour
la Source du Kef.
Le volant des fissures étroites est donc beaucoup plus grand que celui des conduits
larges, d’autant plus grand que leur perméabilité est faible. C’est ce qui explique le
fait constaté que très rapidement ce sont les fissures étroites qui joueront le rôle
principal dans la vidange.
Cependant, au début, la charge étant élevée, le débit des gros conduits est grand,
quoique le plus souvent moindre que celui des conduits étroits. C’est ce débit des grosses
fissures et chenaux qui aura surtout tendance à faire baisser la surface de la nappe et
à provoquer vers elle un drainage des petits chenaux et fissures.
A un stade avancé de décrue, le niveau de la nappe est bas, la charge sur les
grosses fissures peu importante, la quantité d’eau qui passe par les gros chenaux
provient en totalité du drainage des fissures étroites et qui de ce fait règle le débit
de la source.
LE BILAN DANS UN MASSIF CALCAIRE
Dans un massif calcaire, tout comme dans un massif sableux, lorsque l’on examine
l’aspect saisonnier ou simplement l’aspect d’une averse, il n’est pas correct, comme
on le fait trop souvent, d’utiliser l’équation simple du bilan :
mais on doit prendre la relation :
P = E+Ks+I
P=E+l+Rs~d,+dl/, .
dans le cas d’un Systeme aquifère hydrogéologiquernent isolé, équations dans lesquelles
P est la hauteur de pluie, E ,l’évapotranspiration, R, le ruissellement superficiel,
I l’infiltration alimentant la nappe, &A, le déficit ou l’excès d’eau de rétention dans
le sol et &id V, l’excès ou le déficit d’eau retenue à la surface du sol, ce dernier pouvant
être en gros compris dans Ar; tous ces éléments sont exprimés en hauteurs d’eau,
m ou mm. E englobe l’évaporation à la surface du sol, l’évaporation dii sol, la transpiration
par les plantes, soit au total l’évapotranspiration’, E peut également comprendre
I’kvaporation à l’intérieur du réseau souterrain, vritisemblablement très peu important
en comparaison du reste.
En effet, l’humidité de l’air des fissures et chenaux est de 100% en général. Elle
n’est que légèrement abaissée lorsqu’il y a ventilation. Et celle-ci n’a quelque valeur
que dans le cas de différence importante de niveau entre les entrées et sorties de l’air.
+LIr comprend le déficit ou l’excès de rétention dans le sol. C’est un terme à part
qui correspond à l’acquisition d’un état antérieur à celui présent considéré.
II comprend tous les déficits qui doivent être comblés pout que l’eau d’infiltration
puisse gagner la nappe.
Il comprend donc l’interception proprement dite par la végétation, par la surface
du sol, c’est-’à-dire toute I’eáu que les surfaces retiennent par adiorption.
I1 comprend le déficit d’eau de re‘teniion du sol et des fissurek dans le domaine de
la zone d’évaporation situé à la partie supérieure de la zone d’aération et qui peut être
plus profonde que dans un terrain à perméabilith d’interstice. I1 correspond ainsi au
remplissage des fissures fines qui s’étaient egouttées au cours de la descente du niveau
de la nappe, ç’pt.$dire des fissures .qui s’étaient auparavant remplies d’eau par les
pluies précedentes Ou par la montée du niveau de la nappe.
-Ar correspond aux phénomènes inverses., Mais tous n’ont pas la même valeur.
L’excès d’interception par la végétation n’est que fugitif. L’excès d’interception par la
’ ’
surface du sol peut déjà durer quelques heures.
18

Certainement, l’excès le plus important en volume et en durée est celui de l’eau de
rétention du sol et des fissures, excès provenant de l’infiltration de la pluie, excès d’eau
montée lors d’une ascension du niveau de la nappe. II donne naissance à un égouttement.
Ainsi A, prend une valeur positive de plus en plus grande au cours de la saison
sèche, de telle sorte que pour des valeurs de P et I considérées à un même moment,
compte tenu du retard de vidange, le rapport ZIP diminue. Ce rapport est minimum
à la fin d’une longue sécheresse. Je l’avais déjà indiqué pour la Source du Kef en
Tunisie (Schoeller 1948). I/P n’est que 20,0% en moyenne (de 16,s à 25,i) contre une
moyenne annuelle de 70,5%.
Au contraire dl prend une valeur négative de plus en plus grande en valeur absolue
au cours d’une période d‘alimentation sans pouvoir dépasser un certain taux, a
l’exception de fonte des neiges. I/P s’accroît. Pour la Source du Kef, il est en moyenne
de 86,5% (77,4-91,6).
Dans les montagnes calcaires de Hongrie (Kessler 1957), l/P est de 156 en
septembre; 12,3% en octobre contre 51,3 en décembre; 50,2 en janvier; 73,3 en février
et 123,6 en mars (fonte des neiges). Drogue (1964) donne I/PxS = 18,5 pour la
première crue du 15 octobre de la Source du Liron près de Montpellier, contre des
moyennes annuelles de 39,2 et pour la Source Lez I/P x S de 8 (moyenne de 2 crues
d’automne), contre 63 (moyenne de 7 crues d’hiver) et de 69 de 1 an (S = la surface
d’alimentation).
Lafosse, 1964, pour la grand Font de l’anticlinal de Saintonge calcule I/P = 9,8%
en étiage, 49,4 en crue et 21,5% annuel.
Dans le massif des Arbailles (B. Pyrénées) Napias, 1963, nous donne :
Source de Behorleguy
Source d’&pii
Source d’Aussurucq
Source de Patia
Source de Miramont
Source de Latarge
Source de Camou
Ériage Crue Année
% % %
0,05
60
42 80
59
7 90 ’
55
12 80
60
19 88
49
34 72
43
28 .‘84
70
L’égouttement proprement dit, qui a lieu pendant la décrue, participe au débit
de vidange des petites fissures au moment où celles-ci prennent une part prédominante
sur celle des grandes fissures, c’est-à-dire au moment où les petites fissures jouent le
rôle de facteur de contrôle sur le phénomène de la vidange. La fraction égouttement
se &pare de la fraction vidange en admettant que cet Bgouttement est presque constant,
par l’examen de la portion finale de la courbe qui est quasi horizontale.
RELATIONS AVEC L’INFILTRATION
Tout d’abord, l’alimentation par la pluie est différente suivant la présence OU
l’absence d’une couverture végétale, c’est-à-dire aussi d’un sol recouvrant le calcaire.
C’est en effet de beaucoup plus I’évapotranspiration que le manque de précipitations
qui est la cause du régime non inñuencé en période estivale.
Si évidemment le massif calcaire est recouvert d’une bonne couche de sol et d’une
épaisse couverture végétale, le fort déficit d’eau de rétention du sol et le grand pouvoir
d’interception de la végétation diminuent fortement et même annulent le plus souvent
l’infiltration, la courbe de récession sera régulière. ne présentera pas ou très peu de
remontée. O n s’approchera de la courbe parfaite.

Par contre, lorsque le calcaire est à nu, ou lorsque étant plus ou moins couvert,
il présente de larges zones d’absorption, l’effet de I’évapotranspiration sera réduit.
L’évapotranspiration n’annulera l’infiltration que pour les pluies de faible intensité
et de courte durée. Mais toute pluie tant soit peu importante descendra dans les fissures,
sera vite à l’abri de l’évapotranspiration et gagnera la nappe. La courbe de récession
présentera alors de nombreuses remontées, suivies de nouvelles rkessions. Pendant
cette période estivale, le quotient apport par la pluie/pluie se trouve plus faible qu’en
période d’alimentation générale. Cet apport par la pluie est facile à calculer puisqu’il
est compris entre la courbe de récession avant la pluie et la nouvelle courbe de récession
après la pluie.
II est facile de saisir sur les courbes de vidange le moment OU l’évapotranspiration
commence à être effective et le moment OU elle a cessé de jouer son rôle et ces deux
dates peuvent etre comparées à celles de la courbe d’intensité de I’évapotranspiration.
Ainsi le coefficient d’alimentation, c’est-à-dire aussi l’eau retenue pour combler
les déficits d’eau de rétention provoqués par évapotranspiration varie au cours d’une
meme année, de même qu’il varie d’une année à l’autre. II est minimum pendant la
période sèche, à l’étiage.
Malgré cela, l’alimentation en période sèche existe contrairement à ce qui a lieu
pour les nappes d’interstices qui, à ce moment, ont une alimentation nulle.
D’ailleurs, d’une manibre générale, l’alimentation des nappes des massifs calcaires,
surtout des massifs calcaires dénudés, est bien supérieure à celle des nappes des
terrains à perméabilité d’interstices.
Lorsque le massif calcaire est étendu, les pluies orageuses peuvent tomber une fois
sur un point, une autre fois sur un autre. Ainsi, pour une même intensité de pluie,
ayant une même durée, le délai d’action et l’importance de cette action sur la source
peuvent être différents. Pour un même gros débit de crue de la source, la courbe de
récession peut être différente suivant que la pluie est tombée en un endroit ou un autre
du massif, c’est-à-dire a suivi des chenaux et fissures de caractéristiques hydrodynami-
ques le long de trajets différents. C’est en particulier net pour la Fontaine de Vaucluse,
OU l’on voit a4 varier d’une décrue de chenaux à une autre.
NAPPE CALCAIRE DRAINANTE
Des réseaux aquifères de calcaire peuvent être recouverts de formations sableuses,
par exemple :
C’est le cas des calcaires du Crétacé supérieur de Dordogne et du Lot-et-Garonne,
recouvert de sables du sidérolithique ou de sables du Périgord. Les affleurements
calcaires ne se trouvent généralement que dans les vallées. De ce fait, l’alimentation
par les affleurements calcaires est rare. Les réseaux calcaires reçoivent essentiellement
l’eau qui traverse les sables du Sidérolithique ou ceux du Périgord.
Les calcaires agissent donc comme un drain.
Le débit de la nappe du calcaire est celui des sables, constant d’un bout de l’année
à l’autre, en raison du grand volant de la nappe des sables. Les vagues hivernales
d’infiltration séparées par les périodes d’évapotranspiration, s’amortissent rapidement
et d’autant mieux que la zone d’infiltration du sable est épaisse. Elles ne sont plus gukre
sensibles aux sources, même si le réseau calcaire comprend de très larges chenaux.
20

ABSTRACT
NONSTEADY FLOW TO A WELL
IN AN INFINITE ANISOTROPIC AQUIFER
Istavros S. PAPADOPULOS (1)
U.S. Geological Survey, Washington, D.C.
Well flow equations presently used in the analysis of pumping tests and the
prediction of water levels have been derived under the assumption that aquifers are
isotropic. These existing equations are not applicable to anisotropic aquifers such as
fractured rocks.
in this paper, an equation is derived for the drawdown distribution around a
well discharging at a constant rate from an infinite anisotropic aquifer. Drawdowns
computed by this equation are compared and found to be in good agreement with
those observed in an electric-analog model constructed for this purpose. It is shown
that pumping test data from a minimum of three observation wells can be analyzed
to obtain the components of the transmissibility tensor along an arbitrarily chosen, set
of axes, and that these components, in turn, can,be used to determine the principal
transmissibilities and the orientation of the principal axes. The method is illustrated
with an example.
RESUME
Ecoulement irrégulier en direction d’un puits dans une nappe anisotrope iilimirée
Les équations d’écoulement des puits actuellement utilisées pour l’analyse des
tests de pompage et les prévisions des niveaux d’eau ont été établies sur le postulat
que les aquifAres sont isotropes. Ces équations ne peuvent être appliquées aux
aquifères anisotropes que sont les roches fissurées.
L’auteur de cet article établit une équation donnant la répartition du rabattement
de la nappe autour d’un puits au débit constant, foré dans une nappe anisotrope
illimitée. Si l’on compare les rabattements calculés d’après cette équation à ceux que
l’on observe sur un modèle électrique analogique construit à cette intention, on
constate que les uns et les autres concordent. L’auteur montre aussi qu’en analysant
les données des tests de pompage effectués sur un minimum de trois puits d’obser-
vation, on peut obtenir les composants du tenseur de transmissivité pour un ensemble
d’axes arbitrairement choisis. Ces composants peuvent eux-mêmes être utilisés pour
déterminer les transmissivités principales et l’orientation des axes principaux.
La méthode est illustrée par un exemple.
INTRODUCTION
Equations presently used in analyses of pumping tests and predictions of water
levels have been derived under the assumption that the aquifers are isotropic. These
existing equations are not applicable to anisotropic aquifers such as some fractured
rocks in which joint patterns cause variations of the permeability in different directions.
This paper derives an equation for the nonsteady drawdown distribution around
a well discharging at a constant rate from an homogeneous anisotropic aquifer of
infinite areal extent.
The flow of ground water in aquifers follows Darcy’s law which states that the
velocity is proportional to the negative gradient of the hydraulic head. In vectorial
form this can be written as
Y = -K grad h
where V is the velocity vector, the constant of proportionality K the permeability
(hydraulic conductivity) of the aquifer, and h the hydraulic head.
(l) Present address: Deut. of Geol. and Geophys., Univ. of Minnesota, Minnea-
polis, Minn.
21

In anisotropic aquifers the velocity vector and the hydraulic gradient vector are
generally not parallel. The constant of proportionality K is then a symmetric tensor
of the second rank (Ferrandon, 1948; Scheidegger, 1954; Liakopoulos, 1962), usually
referred to as the “permeability tensor”, which transforms the components of the
hydraulic gradient into those of the velocity. The velocity and the hydraulic gradient
have the same direction only along one of three orthogonal axes called the “principal
axes” of the permeability tensor. The anisotropy of an aquifer can be defined by the
orientation of the principal axes and the magnitudes of the components of permeability
along them.
For the two-dimensional flow problem treated in this paper use of the “trans-
missibility tensor” T, which is the product of the two-dimensional permeability tensor
and the thickness of the aquifer, is convenient. In matrix notation the two-dimensional
symmetric transmissibility tensor can be written as
where x and y are an arbitrary set of orthogonal axes. For the principal axes E and q
the above equation reduces to
Ttc and Tnn being the maximum and minimum transmissibilities, respectively.
ANALYSIS
The distribution of drawdown around a well of constant discharge which fully
penetrates an infinite anisotropic artesian aquifer is described by the following boundary
value problem
s(x, +a, t) = o
where s is the drawdown, T,,, T,, and T,, the components of the transmissibility
tensor, S the storage coefficient, Q the discharge of the well, 6 the Dirac delta function,
x and y the coordinates of an arbitrary set of orthogonal axes with origin at the well,
and t the time since the flow started.
The theory of integral transforms is used in solving the problem. By using the
Laplace transformation with respect to r and initial condition 2 the problem can be
exuressed as
a2s a2J: a2J: Q
Trx - 4- 2Txy - + TYy2 + - 6(~) 6(y) = SpS (5)
22
dX2 axôy ay P

where s is the Laplace transform of s, and p the parameter of the transformation
Application of the complex Fourier transform with respect to x to the above equations
results in
aw a2w Q
- T,,CI~W - 2 UT,, - + T,, - + 6(y) = SPW
ay ay2 d2np
w(a, Im, Pl = 0 (9)
where w is the transform of i, c( the parameter of the transformation and i = %’-i.
Transforming once more through use of the complex Fourier transform with respect to
y yields an explicit expression for the transform of the solution
z=- Q 1
2np Txxu2 + 2 Txymp
+ Ty,Pz + Sp
(8)
(10)
where z is the transform of w and the parameter of the transformation.
Equation 10 is obtained irrespective of the order that the three transformations
are made. Consequently, the order of inversion is irrelevant and can be chosen for
convenience. Taking first the inverse Fourier transform with respect to y, one obtains
Then, taking the inverse Laplace transform through use of the convolution integral
results in
where L-l denotes the inverse Laplace transform of w. Finally, taking the inverse
Fourier transform with respect to x, and after some mathematical manipulation we
obtain the formal solution
where W(u) is the negative exponential integral, known in the field of hydrology as
the “well function”, defined as
and in which
S T,,y2 + TYyx2
u, = -( -
4t LT,, - T;
- 2 T,,xY
If the coordinate axes x and y coincide with the principal axes g and rj of the
transmissibility tensor, equation 13 reduces to
23

where T,+y and Tvv are the "principal transmissibilities" and
Equation i5 is similar to one given by Collins [1961].
For small values of its argument, that is for u < 0.02, the well function appearing
in equations 13 and 15 can be closely approximated [Cooper and Jacob, 19461 by
W(U) = -.5772 - 2.25
log, U = 2.303 loglo -
4u
Substituting this approximation in equations 13 and 15 one obtains solutions for
relatively large values of time as
s = --
2.303 Q 2.23 t Tx, Ty - Tx:, )] (17)
4 .nJ T,, Tyy - Tx", lofho [s T,,y2 + Tyy~' - 2 T,,xY
for an arbitrary set of axes, and
(
for the principal axes.
As an examination of the drawdown equations indicates, for a given time, lines
of equal drawdown around a weil pumping from an anisotropic aquifer have the form
of concentric ellipses (fig. 1) with transverse axes along the maximum transmissibility
axis 6 and conjugate axes along the minimum transmissibility axis 7.
L
24
DATA: T[t=12crn2/sec T,,o=3crn2/se~
"t S=O.OOOl Q=5.46Iiters/sei
Fig. 1

ANALOG MODEL RESULTS
The analytical solution obtained in the previous pages was verified by an electric
analog model consisting of a rectangular resistance-capacitance network. The model
was designed for an aquifer havingprincipal transmissibilities Tee and T,, of 37 cmZ/sec.
and 1 1 cm2/sec and a storage coefficient of 0.048. The weil discharged at a rate of
6.67 liters/sec. A node spacing corresponding to a 50 meter orthogonal grid was chosen.
One quadrant of the infinite space bounded by the 5 and 7 axes was modeled. To
similate an infinite aquifer the model was extended in both directions beyond the
limits that would be reached by the effect of pumping within the period of measurement.
t 250 0.0
zoo - 0;l
0. I
- 150 . - 0;9
: o. 7
- E
4.9
100 - .
5.0
i
50
-
24.0
26.0
Well
o - .
0;o
0.0
0.1
o=/
0;o
0.0
0;l
0.0
.
0.0
;o
0.0
0:o
.
I
(cm)
0.8 Measured drawdown
o;o Node point
0.9 Computed drawdown
0.0
0;s
0.6
0:5
0.5
0.3
of3
0.2
ofI
0.1
li
0;O
0.0
.
4.2 2.8 1;4 0;7 0.3 Oil 0.0 .
4.4 3.0 1.7 0.8 0.3 0.1 0.0
50.0 23.0 9.5 02 1.5 0.4 0.1 OQ
53.0 2:0 ;3 3.6 I82 (4 0:l 0.0
I l I I I I I I I I
O 50 100 150 ZOO 250 300 350 400
( (metarst
Fig. 2
Measured and computed drawdowns at each node point, for IO5 seconds of
pumping, are shown on figure 2. Variation of the computed and observed drawdown
with time at i? = 100 meters and 7 = 100 meters is shown on figure 3. The curve
representing the observed drawdown was traced from a photograph of the oscilloscope
screen. The measured and computed values in the two figures agree closely, the slight
differences being due to instrumental error.
APPLICATION TO PUMPING TESTS
The use of analytical solutions in quantitative hydrologic studies requires that
the transmissibility and storage coefficient of the aquifers be determined or estimated
by some means. These formation constants are usually determined from analyses of
pumping tests, which consist of relating observed drawdowns to theoretical drawdown
equations for the flow system under consideration. For anisotropic aquifers the
25

appropriate theoretical equations are equations 13 or 17 if the principal axes are not
known, and equations 15 or 18 if the principal axes arc known. Thc method of analysis
is essentially the “ type-curve” or, if applicable, the “straight-line” method, both of
which are weil known to hydrologists from their use in the anaiyses of tests of
isotropic aquifers. The observed drawdown s is plotted against time t or reciprocal
of time l/t for each observation well. Because of the absence of radial symmetry, the
composite drawdown graph (s against r2/t, where r is the radial distance) and the
distance-drawdown (s against r) plots which are used in tests of isotropic aquifers,
O 2d04 4x104 6x104 8x104 zX1o5
TIME t (sec)
Fig. 3
cannot be used in tests of anisotropic aquifers. Also, since there are four constants to
be determined (the three transmissibility components Tzz, Tyy and Tzy and the storage
coefficient S) a minimum of three observation wells at different distances and different
directions from the pumping well are necessary.
Both the type-curve and the straight-line methods of analysis for anisotropic
aquifers are outlined below for the case where only three observation wells exist and
the directions of the principal axes are not known. When data from more than three
observation wells are available the same approach can be used by grouping them into
sets of three.
Type-cwve method
1. Choose a convenient rectangular coordinate system with the origin at the
pumping well and record the x and y coordinates of each observation well.
26

2. From tables of the well function W(u) [Wenzel, 19421 prepare a type curve of
W(uz,) against uxu on logarithmic paper. The curve so obtained is known as the
type curve.
3. Plot observed values of the drawdown s against reciprocal time ljt for eachof
the three observation wells on logarithmic paper to the same scale as the type curve.
4. Superpose the observed data plot on the type curve and, keeping the coordinate
axes of the two plots parallel, find, for each well, the best fit of the data on the type
curve. Choose a match point for each well and record the dual coordinates W(uz,),
s, uzy and l/t of each match point.
5. Substitute the values of W(uzu) and s from each match point into equation 13
and solve for (T,,Tvy-T,2v). All three match points should yield the same, or
approximately the same, value for (TxxTuu- TXzu). If they do not, judgement must
be used to obtain an “average” value.
6. Substitute the values of uzu and 1/t from each match point and the value of
[TzXTuV- Tz2,) obtained in step 5 into equation 14 and, using the coordinates of the
observation well corresponding to each match point, solve the resulting three equations
for the products ST,,, ST,, and STxv.
7. Solve these products for Tzz, Tuu and Txu in terms of S and, substituting these
into the expression (T,,TuV-T&,) whose value is known from step 5, obtain S.
8. Having found S, calculate Txx, Tu, and Txu from the products obtained in step 6.
Sraight-line method
The straight-line method of analysis can be used only if all or the latter part of
the observed drawdown data for all three observation wells falls within the range of
time for which equation 17 is applicable.
1. Same as step 1 of type-curve method.
2. Plot observed values of drawdown s in each observation well against time t
on semilogarithmic paper with t on the logarithmic scale. If the latter data plot as a
straight line equation 17 probably applies.
3. For each well draw a straight line through those points that plot as a straight
line. An examination of equation 17 shows that this straight line has a slope (As per
log cycle) given by
and a t-intercept to given by
Txxy2 + TYyx2
to = -
2.25
- 2 Txy
Txx Ty y - q y
4. Find the intercept to and the slope ds/cycle of each line. All three lines should
have the same, or approximately the same, slope. If differences exist obtain an
average value.
5. Substitute the slope in equation 19 and calculate (TxxTuu-TXzu).
6. Substitute the intercept to of each line and the value of (TXxTu2,- Tzu) obtained
in step 5 into equation 20 and, using the coordinates of the observation well corresponding
to each intercept, solve the resulting three equations for the products ST,,,
STuu and STx,.
7. Follow the same procedure as in steps 7 and 8 of the type curve method to
calculate S, Tzz, Tu, and Tzu.
27

After the components Tzz, Tyy and Tzy of the transmissibility tensor are obtained
from the type-curve or the straight-line method, the principal transmissibilities Te6
and Tvn and the orientation of the principal axes can be determined by making use
of tensor properties. The following relations, obtained from the invariants and the rules
of transformation of tensors, apply for all symmetric tensors of the second rank:
û = arctan TEE;yTxx)
(
where O is the angle between the x and the 5 axis, positive in a counterclockwise
direction from the x-axis, and restricted for convenience to the interval O< 13 < n.
ILLUSTRATIVE EXAMPLE
A 12-hour pumping test was conducted to determine the hydraulic properties of
an anisotropic aquifer. The well PW was pumped at a rate of 12.57 liters/sec. and the
drawdown was observed at three observation wells O W-1, O W-2 and O W-3 located
as shown on figure 4. The drawdown data are given on table 1. The problem is to
find the storage coefficient and principal transmissibilities of the aquifer and the
direction of the principal axes.
-i
9.ûm4 í IV-2
0-
3
28
Fig. 4
5m

Solution
The coordinate axes are chosen with the x-axis passing through OW-1 and the
coordinates of the observation wells are determined as
O
1
I
Y
*
E2
E
O o
f
z3
4
5
OW/i- x = 28.3 in; y = O
OW/2- x = 9.0 m; y = 33.5 m
OW/3- x = - 19.3 m; y = - 5.2 m
.2 .5 1 2 5 IO 20 50 100 200 500 1000
TIME t [minutes)
Fig. 5
A semilogarithmic plot of the data (fig. 5) shows that the straightline method of
analysis is applicable. The slope of the lines drawn through the latter part of the data
is the same for all three lines and has the value of 1.15 meters per log cycle. The
t-intercepts are:
(lo)1 = 0.37 niin.
= 0.72 min.
(t& = 0.24 min.
From equation 19 we obtain
2.303 x 12.57 liters/sec. '
(KxTy- I =
= 4 x m4/sec '.
4n x 1.15 m x 1000 liter/m3
(26)
1
29

Substituting from (24), (25) and (26) into equation 20 we find
(28.3)' STY, = 2.00 x m4/sec.
(33.5)' ST,, + (9.0)' ST,, - 2(33.5) (9.0) ST,, = 3.89 x
(5.2)' ST,, + (19.3)' ST, - 2(5.2) (19.3) ST,, = 1.39 x
Solving these three equations simultaneously we obtain
2.5 x 1 0-~
T,, = __-
S
TY =
Substituting from (27) into (26) gives
or
2.5 x m2/sec.
S
6.25 x 10-14-2.25 x
S2
s = 10-4
Finally, by substituting from (28) into (27) we have
T,, = 2.5 x
Tyy = 2.5 x
Txy = - 1.5 x
= 4x
m'/sec. = 25 cm2/sec.
m'/sec. = 25 cm'lsec.
m2/sec. = - 15 cm2/sec.
m4/sec.
m4/sec.
With the components of the transmissibility tensor now known, the principal
transmissibilities are obtained from equation 21 and 22 as
Ttr = 3 ((25 +25) + [4 x (- 15)2]*} = 40 cm'lsec.
T,, = + {(25 +25) - [4 x (- i5)2]*} = 10 cm'lsec.
The angle 8 between x and 5 axis is found from equation 23 to be
y-3
û = arctan -
= arctaii (- 1)
= 135O
30

TABLE 1
Drawdown data from observations well O W-1, O W-2, and O W-3
Time t since pumping Drawdown s (meters)
started minutes) ow-1 ow-2 0hr-3
0.5 0.335 O. I 53 0.492
1 0.591 0.343 0.762
2 0.911 0.61 1 1 .O89
3 1 .O82 0.762 1.284
4 1.21 5 0.91 1 1.419
6 1.405 1 .O89 1.609
8 1.549 1.225 1.757
10 1.653 1.329 1.853
15 1.853 1.531 2.071
20 2.019 i ,677 2.210
30 2.203 1.853 2.416
40 2.344 2.019 2.555
50 2.450 2.123 2.670
60 2.541 2.210 2.750
90 2.750 2.416 2.963
1 20 2.901 2.555 3.118
150 2.998 2.670 3.218
180 3.075 2.750 3.310
240 3.235 2.901 3.455
300 3.351 2.998 3.565
360 3.438 3.118 3.649
480 3.587 3.247 3.802
720 3.784 3.455 3.996
REFERENCES
COLLINS, R.E. 1961. Flow of Jluids through porous materiais. New York, Reinhold
Publishing Corp. p. 115.
COOPER, H.H. Jr. and JACOB, C.E. 1946. A generalized graphical method for evaluating
formation constants and summarizing wellfield history. Trans. Am. Geophys. Union,
vol. 27, no. IV, pp. 526-534.
FERRANDON, J. 1948. Les lois de l’écoulement de filtration. Génie civil, vol. 125, no. 2,
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LIAKOPOULOS, A. 1962. On the tensor concept of the hydraulic conductivity. Reoiew of
Engineering, Am. Univ. of Beirut, no. 4, pp. 35-42.
SCHEIDEGGER, A.E. 1954. Directional permeability of porous media to homogeneous
fluids. GeoJisica Pura e Applicata, vol. 28, pp. 75-90.
WENZEL, L. K. 1942. Methods of determining permeability of waterbearing materials,
192 p. (U.S. Geol. Survey Water-Supply Paper 887.)
-
31

SUMMARY
APPROACH TO THE PROBLEM
OF THE UNDERGROUND WATER LEAKAGE
FROM THE STORAGES IN KARST REGIONS.
KARST STORAGES BUSK0 BLATO, PERUCA
AND KRUSCICA
Mladen BORELLI
et
Boris PAVLIN
Three reservoirs in Karstic regions of Yugoslavia, one of them (PeruCa) already
constructed, the second (KrusCica) in construction and the third (BuSko Biato) in
design stage, with very complete field data, have been utilised by the authors to conduct
a quantitative study on water losses in karstic reservo~rs, which is of paramount
importance for the economic design of watertight curtain and other similar measures
concerning preventing of water losses.
Hydrogeologic and technical conditions were investigated, at first, by which the
bedrock of the reservoir may be defined as a porous medium of a definite type; field
investigations were analysed subsequently, especially the data on permeability and on
water table in order to obtain the necessary .. parameters to define the bedrock as a
porous medium.
The first stage of field investigations, which is at the same time the starting point
of the schematisation of the bedrock, is the determination of the zones where the
permeability is so high that it can be considered (in point of view of storage reservoir)
as zones of practically infinite permeability.
If these zones can be located, they can later on be isolated by means of dams or
by watertight curtains, permitting the quantitative definition of the permeability of
the remaining zones of bedrock. The zones of undetermined permeability will define
the boundary conditions only.
The statistical analysis of permeability is based essentially on the hypothesis of
correlation between the general conditions of fissured rock and the existence of individual
large caverns end channels (a relation which normally exists, by there may be
exeptions, too). This analysis is very useful for the determination of the zones of
undetermined high permeability and of the relative variance of permeability with
depth, or for derivation of a relation between the permeability of particular regions.
For fissured rock, however, and especially in carstic regions, the statistical analysis
can lead to very rough information, only, on the average value of bedrock permeability
as a whole, or of different parts of bedrock. This data are, however, necessary for the
calculation of water losses from storage.
Water table observations will give far more reliable informations on this matter.
Great attention was attached consequently to the analysis of piezometric data, and
their use.
At the end the effect of impermeable soils was considered as it usually covers the
limostone bedrock in the carstic valleys of Yugoslavia.
RESUME
Contribuiion à ì‘étudedes eaux souterraines en uue de la conitruction de réseruoirs dans les
régions karstiques (d’après les cas des réseruoirs de BuSko Biato de Perufa et Peruda)
Trois réservoirs situés dans des régions karstiques, de Yougoslavie, dont le premier
(PeruCa) est construit, le second (KruZfcica) est en construction et le troisième (BuHko
Blato) est à l’état de projet, et des observations trks complètes effectuées sur le terrain
ont été utilisées par les auteurs pour procéder à une étude quantitative des pertes d’eau
dans les réservoirs construits en région karstique. Cette étude est d’une extrême
importance pour l’établissement de murs d’étanchéité et l’adoption d’autres mesures
du même genre, visant à arrêter ces pertes.
32

Les auteurs ont commencé par étudier les conditions hydrogéologiques et techniques
qui permettent de définir la roche en place du réservoir comme un milieu poreux
d’un type déterminé; ils ont ensuite analysé les observations faites sur le terrain, en
particulier les données relatives ii la perméabilité et au niveau de la nappe, afin
d’obtenir les paramètres nécessaires pour définir la roche en piace comme un milieu
poreux.
La première étape des études sur le terrain, qui constitue en même temps le point
de départ de la schématisation de la roche en place, consiste à déterminer les zones
OU la perméabilité est si forte qu’elles peuvent être considérées (du point de vue de
la réserve d’eau) comme des zones de perméabilité pratiquement illimitées.
Si ces zones peuvent être localisées, elles pourront ultérieurement être isolées au
moyen de barrages ou de murs d’étanchéité, ce qui permettra de déterminer quanti-
tativement la perméabilité de la zone restante de la roche en place. Les zones de
perméabilité non déterminée ne définiront que les conditions marginales.
L’analyse statistique de la perméabilité repose essentiellement sur l’hypothèse de
la corrélation entre les caractères généraux des roches fissurées et l’existence de vastes
cavernes et chenaux (relation qui existe normalement, mais qui n’est pas sans
exceptions). Cette analyse est très utile pour la détermination des zones de forte
perméabilité non déterminée, pour la détermination des variations de la perméabilité
avec la profondeur et pour la détermination d’un rapport entre les différentes perméa-
bilités de régions particulières. Mais dans le cas de roches fissurées, notamment en
région karstique, il se peut que l’analyse statistique ne fournisse que des données très
approximatives sur la valeur moyenne de la perméabilité de l’ensemble ou de diverses
parties de la roche en place. Ces données sont cependant nécessaires pour le calcul
des pertes en eau d’un réservoir.
Les observations du niveau de la nappe donneront à ce sujet des informations
beaucoup plus sûres. Par conséquent, on a apporté une grande attention à l’analyse
des données piezométriques et à leur utilisation.
Les auteurs étudient enfin le rôle des sols imperméables, qui recouvrent d’ordinaire
le fond rocheux calcaire des vallées karstiques de Yougoslavie.
1. INTRODUCTION
Abundant research works accompanying the designing of karst storage basins
render useful data about the characteristics of karst rocks underlying these reservoirs.
Particular attention should be paid to the observation of the karst storage basins
already completed, especially to these which were designed in accordance to the
numerous research works. This article deals with the results yielded by the research
works and observations of three Yugoslav karst reservoirs, the one of which-PeruCa-
has been exploited for five years. The data presented here wil probably contribute to
the general knowledge of the karst terrains, though the aim of the article is restricted
to the problem of leakage from karst reservoirs. This should be mentioned since the
data and information necessary of the estimation and calculation of the water leakage
from reservoirs are specific, differing from the other technical problems in karst,
particularly from the probiem of water capture of the influence of backing to the
inflow of underground water into karst storage basins. The differences among these
problems will be pointed out in the further text.
The main characteristic of the fissure porosity in general and particularly of karst
rocks in the existence of preferential channel ways. In natural circumstances these
ways offen in general almost illimited transport possibilities, as to the formation of
reservoirs at least. The realisation of a karst reservoir implicates the necessity to cut
off main water drains in order to impede the water leakage. Consequently, the estimation
ofwater leakage is reduced to the determination of the water loss through the remaining
fissured rock mass.
There are two ways of calculating the leakage of water as well as the analytic
treatment of flows in general:
a) To observe only the preferential ways applying the equations valid for tubes and
canals. This way of calculating can be used if the size of preferential ways, faults,
tubes and canals are known:
33

) To observe the entire rock mass performing the calculation in accordance with
the scheme of continuum and schematizing the bedrock of reservoir as a porous
medium through which the water flows at a discharge velocity V. In this case the
rock mass is defined, from the standpoint of water flow, by some of the parameters
determining the permeability. Such is, for example, Darcy’s coefficient of filtration.
According to our opinion the research works may render more precise information
only on the biggest canals which should be cut off in any case in order to perform a
karst reservoir, so that the characteristics of these canals are not particularly interesting
in that sense. Under these conditions the only possible method of the leakage estimate
is: the calculation after the continuum scheme. Since there are many difficulties
appearing in karst when applying the continuum scheme of the rock mass, it is
necessary to explain such a scheme. It is a particular question whether and under
which conditions the permeability of the rock mass, necessary for the estimate
of leakage according to the continuum scheme, can be obtained by means of
research works.
2. POSSIBILITIES OF SCHEMATIZING THE RESERVOIR BEDROCK AS CONTINUUM
More water can pass through a karst channel of larger dimensions than through
thousands, or even million cubic meters of the surrounding fissured rock mass.
Naturally, under such conditions it is not logical to use the continuum scheme including
the inactive rock masses undetermined in size which practically do not take part in
flow. Taking into account the new rock mass when determining the discharge velocity
provokes the apparent reduction of this velocity. In such a way these velocities become
entirely arbitrarily. This is the reason why the problem of observing the reservoir
bedrock as a continuum scheme does not seem convenient or, at least, it requires a
special treatment. We would like to remind of this fact that in a basically homogenous
porous granular mass there are determined unhomogeneities requiring the medium
coeîñcient of permeability to be determined on the basis of more tests and to cover,
by investigating the permeability, a certain not too small size of terrain (Labye, 1960).
By rock mass, even if regularly and uniformly fissured, the investigated size of terrain
may be larger. The number of specimens must also be greater according to the statistic
rules because the standard deviation here is far more greater than by granular mass.
Karst terrains are substantially an extreme example of the mentioned phenomenon.
Generally, they can be treated in the same way as the granular material, but in
a considerably larger scale, ofen in the regional framework. In consequence, the
difference between granular masses and karst is just a question of scale.
The possibility of schematizing limestone as a permeable medium is facilitated by
such an interpretation. This point of view also explains why rock mass with karst
phenomenon near a water capture should not be considered as a continuum. In the
first place we are interested in the preferential channel ways, i.e. the localities of the
rock mass, essential for this phenomenon, and which are different from the mass as
a whole. Furthermore, the regime of ground water flow is distinct from the flow in
natural condition only in the close vicinity of water capture in a very limited volume
of rock mass. Both aforesaid moments prove that the application of discharge
velocities is not justified in the case of capturing the underground water in karst.
The method of schematizing the bedrock of reservoir, at least of the big one, as
a continuum for the determination of leakage offers the following advantages:
- for the reservoirs in karst it is necessary to cut off the principal preferential
passages i.e. those parts of rocks which represent basic singularities, different from
the remaining rock mass;
34

- in the case of big karst reservoir the water flows through millions of cubic meters
of rock, after the main preferential passages were cut off. Than we may consider
that the flow becomes in a certain way uniform.
The closing of main waterways can be achieved by filling the caves by a grout
curtain or by the cutoff embankment separating those parts of reservoir area where
the karst phenomena are especially developed. The degree of cutting off the preferential
passages depends on hydrogeological conditions, sufficiency of research works and
economic moments. If the zones of the exceptionally high permeability are distributed
in height and space in such a way as to justify their separation and cutoff, the remaining
rock mass may be considered as a continuum and the water losses may be estimated
accordingly. Whether a mass may be considered as a continuum or not depends not
only on the hydrogeological conditions but also on technical-economic moments.
The exact calculation after the scheme is conditioned by the same moments.
It is to be emphasized that the reservoir bedrock as a continuum does not
necessarily mean a hypothesis of homogeneity or isotropy of rock, so far as the
permeability is concerned. If the research works are sufficient the differences in permea-
bility of separate sections, even anisotropy of the rock mass, can be taken into account.
The law of flow has not been dealt with in this article since it is not essential in this
stage of the discussion on the possibility of schematization of the reservoir bedrock.
Once the schematization has been done (or the researche works utilized for the deter-
mination of the corresponding permeability coefficients) a certain regime of flow
(laminar, turbulent, transitional) should be accepted in order to enable the estimate of
leakage.
This complex problem has been left aside in the present article. According to our
opinion the problem of leakage through bedrock, after cutting off the preferential
waterways, the laminar regime (*)-in accordance with Darcy’s filtration coefficient
-can be accepted. It exaggerates the leakage (although not in an exceptionally large
scale).
The karst valleys are often covered by relatively less permeable material but which
is never entirely continuous or impermeable. The role of the cover as a water tightening
bed is treated in laboratory (Babac 1965) and in situ. It has been proved that this
cover should not be considered as a basic element for water tightening. This fact
increases the interest in the possibilities to calculate the leakage through the
reservoir bedrock.
3. SOME REMARKS ABOUT WATER PERMEABILITY TESTS AND PIEZOMETRIC DATA
In this article two kinds of investigation works: water permeability tests and the
analysis of the ground water levels will only be considered. They are partly described
hereinafter and partly in the following chapters (BuSko Blato, Perda, KruSEica).
Before we start a detailed analysis it should be mentioned that the importance of
research works is greater in cases when the geological results offer wide possibilities
of interpretation, leaving the flow conditions insufficiently defined. The authors of
the article wil be glad if this study contributes to the knowledge of the water
permeability survey and the analysis of the ground water table. The Statistics and other
data introduced in the article are only the auxiliary means for solving these problems.
In the final interpretation of the results it is necessary to bear in mind all the moments
determining the permeabiìity of the fissured rock mass.
The permeability of rocks is determined by water permeability tests (WPT) and is
expressed by means of Lugeons. One of the problems to be faced is the relation
between the WPT expressed in Lugeon units and the permeability coefficient.
(*) Physical models for any type of flow can be utilized, as shown by Ollös, 1961.
35

For the laminar flow of the underground water we can accept(*)
1 Lugeon = 0,07-0,15 m/day
This relation can be easily established by taking common diameters of drillholes
of two extreme cases:
a) Entirely homogenous environment;
b) Premise of pervious strata situated between two impervious strata.
Obviously 1 Lugeon is a rather small permeability unit; even 100 Lugeon is not
disastrous for water leakage if the permeability would really correspond to this value
and if it would not increase due to scouring of fissures. The WPT technique cannot
often achieve 100 Lugeon. It is obvious that the technical instruments offer rather
limited possibilities in determination of WPT. There are numerous cases when the
water escaped without pressure, i.e. the WPT value was undefined(**), which is the
result of the insufficient capacity of the WPT equipment. This is the first important
problem to be faced when analysing the results of water permeability tests; under
certain conditions it is simply impossible to give any interpretation of the WF'T data.
Naturally, whenever a horizon with the undefined high permeability occurs there
cannot be determined the average values of WPT of the observed drillhole.
Since the horizons of the undefined high permeability also occur the data of WPT
have to be classified into two parts: into determined and undetermined high perme-
ability. The latter is marked P = 03. If an exceptionally high permeability with P = 03
is really assumed to occur in certain zones they should be obligatorily be cut by a
grout curtain. As we shall see later in the case of PeruCa, such a point of view should
be corrected, but we accept it for the present. When schematizing the storage bedrock
as a continuum for the laminar flow, the zones of unlimited permeability can be consid-
ered as equipiezometric lines. In another words, the losses of piezometric levels by
flowing of water through these zones can be neglected. This standpoint obviously
speaks in favour of security, since at any rate, even in the zones of undefined high
permeability, the corresponding resistance appears.
Let us suppose that the zones of undefined high permeability were limited in space
and height and that they could be cut off by dikes or grout curtains. Now a question
emerges whether the permeability coefficients of the remaining rock mass could be
determined from the WPT data. The essential difficulty for this transition does not
seem to be either the flow regime or the scheme utilized for the calculation of
permeability (from the WPT data), but the very physical aspect of the phenomenon.
Larger faults and karst channels are comparatively scarce, i.e. there is little probability
of their registration.
According to the aforesaid we may finally conclude that the WPT data cannot
convey directly the permeability value of the reservoir bedrock, which wil be
illustrated by the example of BuBko Blato, where the difference between the
permeability value obtained by the analyses of WPT and the logical average value
will be clearly manifested.
Although the water permeability tests fail in this case, they are still very precious.
The WPT data could be very useful to determine the relations in permeability among
different parts of a storage basin, as well as for the relative decrease of permeability
corresponding to depth.
For this purpose it is convenient to use the method of cumulative frequency
(*) See: I1 Giornale del Genio Civile II. 1962.
(**) Certain cases of the undefined high permeability occurred due to the water
escape around packer.
36

epresented in galtons scale: logarithmus values of the WPT versus frequency, which
is used in all the further examples (BuSko Blato, PeruCa, KruSEica).
The fact that the permeability decrease, almost as a rule with the depth enables the
introduction of the conception of “effective depth” by which the analytical treatment
of losses is considerably alleviated. Let us consider a certain level having the
permeability K = KO. Let us assume arbitrarily for this level that 2 = 20 = O. If the
permeability decreases with a depth more rapidly, than l/Z, what is almost a rule,
then the “effective depth” .Zopf may be defined as the depth of a layer through which
at the same gradient the same discharge would be filtered in the horizontal direction
through the layer of homogenous permeability KO, as through a given porous medium.
If we assume that the exponential law of permeability decrease according to depth
then the effective depth .Zerr
K = KO e(-Z) (2)
1
Zeff = -
B is a characteristic exponent of permeability decrease. The value of this exponent
is calculated in the analysed examples.
The piezometric levels integrate in certain sense the conditions of a larger part of
the rock mass, at least in comparison with the WPT, and that is why they are precious.
The piezometric observations are not free of the local properties of the rock mass,
so that these data should be studied simultaneously with the WPT data. The level of
the underground water registered in the piezometer corresponds to the level of the
ground water around the piezometer provided that the area containing ground water
is sufficiently pervious.
If the active part of piezometer is not separated, the piezometer gives a kind of
the average piezometric level of all strata within the influence of ‘he piezometric
drillhole. If the dissimilar piezometric levels prevail in different strata the water flows
from one stratum to another. The piezometers could be filled through inclined faults.
As the upper parts of rocks, where the piezometer is located, has the considerably
higher permeability than lower parts, the piezometer is taster filled than discharged.
Therefore the piezometer generally shows higher levels than the real ones. This is
particularly characteristic of the minimum water levels.
The way of use of piezometric data, as applied in the storage basins described in
the article, will be explained by the example of BuSko Blato. Here we would like to
stress the following two moments:
- It is often considered that minimum underground water levels correspond to the
elevation of impervious stratum. This can be true only under exceptional conditions,
i.e. if a stratum of very high permeability (collector) overlies the inclined impervious
stratum. In such a case the water level diagram shows in its declination position a
clear change into the horizontal direction. In the minimum level of the ground water
is the level to which the water table drops before the new precipitation water comes
(the end of the dry season).
- Under the adequate conditions (if the approximate boundary of the rock mass
through which the water filtrates can be determined) and other favourable possi-
bilities, the average values of the rock permeability couid be obtained from
piezometric data. It is a very important fact which we tried in vain to get by
means of WPT.
In the following text we shall dwell on the description of the three Yugoslav karst
storage basins (BuGko Blato, PeruCa, KruSCica), starting with BuSko Blato for which
the project design is being made. The abundant investigation works have been performed
in ail these reservoirs.
ß
(3)
37

4. THE BUSK, ßLATO STORAGE BASIN
The BuSko Blato Storage Basin (figs. 1, 2) is situated at the south east part of
Livanjsko Polje over the surface of 50 km2. The storage basin is separated from
Livanjsko Polje by a natural dike called Kraljicin Nasip. The other flanks of BuSko
Blato are rocky. To the west, Busk0 Blato, the bottom of which is between
700-710 meter elevation ad., borders upon the slopers of the Dinara mountain (fig. i)
which separates if from Sinjsko Polje (300 meters elevation). Southward there is ArZano
valley which at the distance of 3-5 km descends to the elevation 600 m, forming
Ariansko Polje and ViniEko Polje. To the east two mountains, Grahovica and TuSnica,
separate BuSko Blato from the higher situated Duvanjsko Polje (850 m elevation).
In its natural condition BuSko Blato is a periodical lake which draws water springs
in its eastern part. The most important water discharge comes from the RiEina River
spring. The RiEina is the only surface flow in the polje having Qmed = 12 cu.m/sec.
During summer there is practically no inflow into the polje.
The drainage channels of BuSko Blato are the karst sinkholes on the west and
south-west part of the polje. The largest one is Stara Mlinica, into which the RiEina
River sinks, then Sinjski Ponor and the sinkhole Proidrikoza. A programme of closing
the sinkholes and other cutoff measures has been made, including the strengthening
of the dike KraljiEin Nasip (or alternatively the erection of a new one) in order lo level
the water utilizing then the waterfall of 400 meters to Sinjsko Polje and downstream
to the Split hydroelectric power station. In such a way a reservoir could be formed
with the useful capacity of water retain equal to 8OO,ûûO,OOO cu.m approximately at
the water elevation of 716.4 meters.
The geological explorations of BuSko Blato have shown that in its bottom there
is a cover of diluvial age, mostly 10 to 20 m thick, which wedges out toward the border.
In most part the cover is impermeable, being composed of clay, but it has many weak
points since the lenses of sand and even gravel appear on a considerable surface,
especially on its northern and eastern edge. The western border of the cover is damaged
by a series of mostly small sinkholes, distanced even up to 500 m (the example of the
hole near the limestone elevation MatkovaEa). The northern edge of the polje, as well
as the part of the bedrock on which the cover is situated in this part of the polje, is
composed of the impermeable tertiary marl deposits. A certain portion of the bedrock
is composed of the Promina conglomerates and breccias. However, the biggest part
of the bedrock is formed of the limestone layers from the Upper and Middle
Cretaceous, in which the dolomite appear in the form of lenses and thin layers.
The dolomites are more intensely represented in the background of the eastern
group of periodical springs (MukiHnica, Agino Vrelo, Kuielj, and others) where they
appear intermittantly with limestone in two anticlines with a syncline between them
passing by the village Korito (“The Korito Syncline”). The eastern part of the
syncline is covered by Tertiary deposits, mostly by Promina breccias, so that it cannot
be clarified if the syncline closes toward the catchment area of Imotsko Polje.
To the south of BuSko Blato, on the line from Ariano to Sinjsko Polje, we can
find outcrops of Mesozoic, Cretaceous-Jurassic limestones and dolomites and besides
this line, the outcrops of Werfen slate appear very near to Sinjsko Polje. This complex
of deposits represent a barrier impermeable to water.
The terrain of BuSko Blato is strongly folded with a series of microfaults. One of
the micro faults is good expressed. Situated at the south-eastern part of the polje,
this fault passes through the area of the drillholes No. P-19 B and P-3 B. Especially
in this area a deep karstification is possible.
The underground flows which connect BuSko Blato with the other karst poljes
were stated by means of colour tests. Thus, it was shown that the RiEina water comes
by underground ways from Duvanjsko Polje but on the way a certain quantity of water
40

is deflected, which is in so much greater, expressed in percentage, as the RiEina discharge
decreases. The water which does not appear in BuSko Blato flows, as it seems as we
shall see further, only in the surface part of the bedrock, immediately below the
alluvial cover.
The colour tests in the sinkholes Proidri Koza, Sinjski Ponor and Stara Mlinica
have shown that the water from these sinkholes flows subterraneously to a group of
karst springs Grab and Ruda in Sinjsko Polje, about 20 km far from BuSko Blato.
The water from BuSko Blato travels in this direction, which is iiot the shortest, just
because of the mentioned barrier composed of the dolomite from Lower Cretaceous
and Jurassic limestones and partly of Werfen slates.
Fig. 2 - Situation Map of BuSko Blato Showing Performed. Observation Boreholes-
Piezometers.
41

From the standpoint of the design, the principal condition for the formation of the
Buiko Blato Storage Basin was to find the answer to the question whether it was
possible or not to reduce the runoff by economically safe measures. Bisides, it was
important to establish the eventual necessity of separating by dike the south-east
part of the polje from the rest of the reservoir.
Jn answer to these questions it was necessary to perform numerous investigation
works: structural core drilling, water permeability tests as well as the year-long
observations of ground water levels. The obtained analyses wil be presented hereinafter.
The analysis of the water permeability(*) was done according to the principles
emphasized in the chapter 2. First, the zones of the undefined high permeability,
with P = m, were found out. The frequency of the piezometric stage, with P := m,
in subordination to elevations, is represented in figure 3.
700
650
600
550
a BOREHOLES IN FIELD
BOREHOLES IN
THE SOUTHWEST SIDE
BOREHOLES IN
THE WEST SIOE
Fig. 3 - BuBko Blato. The Frequency of Stages with Undefined High Permeability
in Relation to the Elevation Point.
It can be seen that the zone of the undefined high permeability is limited to the
relatively narrow belt of the reservoir bedrock above the elevation 640 meters.
In the statistic elaboration of the cumulative frequency of maximum WPT, the
frequency “P” is expressed after Hazen p = (m-O,5)/N where ‘‘in’’ is the ordinal
number of phenomena classified according to the size, and “ N’’-the total number
of phenomena. The results are represented in Galton’scale: logarithms-frequency.
Since the real aim of the data analysis was to determine the degree of water permea-
bility decrease in relation to the depth, the data concerning the stages 650-600 meters
and 600-550 meters were separately observed. The diagram in figure 4, clearly shows a
(*) The data of the permeability and the ground water levels have been given by
Prof. Dr. Nouveiller and Mr. NikoliC, C. E. from the Geoistraliivanja enterprise who
were studying the BuSko Blato Reservoir. Results of investigation works directed by
Electroprojekt, Zagreb, also have been used.
42

decrease of WPT in relation to depth. The factor of the permeability decrease p,
detìned by the equations 3, is:
The effective depth would be:
5
4
3
VI
c z
O s
oi
a
4
1 O0
9 .? 8
.2 7
Q
o 6
* 5
F c
9
t 3
2
10
9
a
7
6
5
I
3
2
1
p = - 111 1.3 = 0,0052
50
1
2 =- = 192m
ß
1
0,l 0.2 0.5 I 2 5 10 20 30 60 50 60 70 80 90 95 98 99 99599A 99.9
Cumulative frequency x
Fig. 4 - BuHko Blato. Cumulative Frequency of the Maximum WPT:
- for the Stage 650-600 meters ad.;
- for the Stage 600-550 meters a.s.1.
43

The average value of the maximum WPT for the stage 600-550 meters, would
amount to 9,2 Lugeons units which corresponds to Darcy’s coefficient of permeability of:
0.1 -0.2 m day
This permeability is very low and in case it really exist, the artificial reduce of losses
from the reservoir would be meaningless. In fact, as further piezometric data analyses
wil show, the real permeability is much higher even in the zone below the elevation
600 meters a.s.1.
Another goal of the WPT data analysis was the establishment of the relation
between the water permeability Pi of the southwest edge of the polje and the
permeability of the remaining part of the western edge. The results obtained are
represented in figure 5, from which we could derive
The south-west sector, although more permeable, is not characterized by extremely
high permeability which could justify its separation by a dike from the rest of the
reservoir. This conclusion will be checked up by the analysis of the ground water levels.
The analysis of underground water lecels. The year-long observations on a series
of piezometers enabled to establish some laws concerning the underground levels.
The main characteristics of the piezometric data are represented in table 1, shortly
to be commented. It should be mentioned that the piezometric data in case of BuSko
Blato have been used for a qualitatively higher stage of elaboration, i.e. for the
determining the approx. value of the mean permeability coefficient of the western and
southwestern edge.
The analysis of the piezometric data proved the existence of a kind of stabilized
level of the ground water close to the maximum water level, characteristic of overflowing.
All observed piezometers do not have this stabilized level (the cases when the
stabilized levels are not clearly defined are marked in the table by an asterisk). The
stabilized underground level indicates the existence of a very karsty and permeable
zone permitting the outfiow of water with low charge. The piezometers with registered
stabilized maximum water levels are situated along the west and south-west edge of
the polje. In principle, there is no wonder that the stabilized levels appear because
sinkholes act as overflows. More interesting is the fact that the stabilized levels occur
even below the elevation of the polje which points at the existence of a very permeable
surface zone of the reservoir bedrock.
The stabiliied maximum levels never drop below the elevation 660 meters. This,
or somewhat lower elevation, could be considered as the presupposition for any more
complex cutoff of the BuSko Blato Reservoir bedrock.
It is necessary to emphasize that this conclusion is completely conformed to the
results obtained by WPT test according to which the zones of undefined high
permeability were stated above the elevation 640-650 meters.
In table 1 we have given the absolute maximum levels (column 2.2.) which for certain
piezometers only slightly differ from the stabilized maximum ground water levels.
In the column 6 of table 1 there is a fact of the maximum velocity of the level diagram
rise, VmaY Provided that only the vertical flow existed V , would be Zma/rz, where
I, maximum intensity of infiltration is equal to “vi”, and where “r]” is the infiltration
coefficient, “i” the intensity of precipitation, and “n” the coefficent of effective porosity.
According to the rainfall measurement data for the given conditions, we could take
i = 0.1 m/day and since the rise of level occurs in the rainy season the approximate
value of r] could be 7 = 0.8. Regarding the data from the table we could consider
‘‘n” of approx. value of 0.01 i.e. 1 /,. Such a little permeability coefficient is completely
44

conformed to the some data which can be found in literature. Thus for instance Plotnikov
(1957) considers that for the karst terrains “n” is 0.05-0.01 and for less karstified
terrains it is 0.01-0.005. Since the permeability decreases with the depth for the upper
stages “n” should he: n > 0.01 and in lower stages it is the same or even less. The
next important item of the piezometric observations is the data of the minimum
P:
3 Cumulative frequency 7.
Fig. 5 - BuSko Blato. Cumulative Frequency of the MaximumJWPT:
A. South-Western Border Zone;
B. Western Border Zone.
water levels. This piezometric level shows the general drop in the west and south-west
directions (same as the maximum and medium levels). However, the decrease in these
directions is not monotonous. Obviously the terrain where the piezometers are situated
is not homogenous and the collecting zone can be below the mesured ground water
minimum levels in most piezometers. The absolute maximum levels in each section
45

TABLE 1
Characteristic piezometric datu of Buiko Blato
1 2 3 4 5 6
1.1. I 1.2.
2.1. I 2.2.
Observation well Maximum Miniwater
level mum
water
Eleva-
Maximum level
;ion of Stabi- in
No. :round lized observed
urface
period
E- 1
E- 4
E- 5
E- 6
E- 7
E- 8
E -13
E - II
E - 14
E - 29
E - 19
E -26
E -28
E - 10
E-I2
E -27
E -17
E -22
E -24
E - 20
E -21
E -23
P -13
P -14
P -15
P- 3
P- 4
P- 5
P -16
P - 17
P -18
P -19
B -la
B -2a
B - 3a
E -25
K- 3
K- 4
P- 8
P - 10
P - 11
P -22
P -12
P -20
P -21
P- 7
m
706,7
707,7
703,4
71 I ,9
740,O
767,9
762,3
782,8
743>4
854,O
757,9
755,O
848,O
768,6
714,2
858,O
738,2
763,8
751,3
753,6
778,3
769,8
-
722,9
730,3
723,2
71 7,2
717,7
735,O
715,5
736,7
722,8
700,O
700,O
699,9
729,3
70?,5
700,9
717,9
704,4
716,4
695,6
707,2
697,4
803,5
707,9
m
705,O
704,O
702,O
700,O
700,O
708,O
704,O
704,O
710,O
760,O
734,O
705,O
-
726,O
700,O
-
704,O
750,O
740,O
710,O
746,O
690,O
700,O
698,O
696,O
665,O
660,O
668,O
696,O
680,O
674,O
678,O
700,O
700,O
700,O
680,O
702,O
700.0
682,O
660,O
680,O
682,O
680,O
696,O
690,O
670,O
m
706,O
708,O
704,O
704,O
712,O
730,O
724,O
736,O
740,O
808,O
740,O
728,O
748,O
730,O
704,O
740,O
714,O
760,O
746,O
740,O
754,O
700,O
702,O
700,O
702,O
674,O
665,O
770,O
700,O
696,O
688,O
690,O
-
702,O
683,O
-
702,O
704,O
692,O
684,O
700,O
728,O
702,O
708,O
m
680,O
656,O
624,O
636,O
645,O
648,O
685,O
650,O
638,O
750,O
684,O
620.0
686,O
71 5,O
654,O
695,O
630,O
660,O
660,O
604,O
626,O
630,O
622,O
618,O
652,O
623,O
628,O
628,O
624,O
624,O
632,O
628,O
631,O
614,O
610,O
610,O
700,O
700,O
618,O
664,O
624,O
636,O
660,O
4.1. I 4.2. Lowering
,mpiitude of wate
level fluctuations
2.1.-3.) :2.2.-3.]
m
25,O
48,O
78,O
64,O
55,O
60,O
19,O
54,O
72,O
10,o
50,O
85,O
2
1 l,o
46,O
-
74,O
90,O
80,O
106,O
120,o
60,O
78,O
80,O
44,O
42,O
32,O
40,O
72,O
56,O
42,O
50,O
69,O
86,O
90,O
70,O
2,o
070
64,O
-
m
26,O
50.0
80,O
68,O
67,O
82,O
39,O
86,O
102,o
58,O
56,O
108,O
62,O
15,O
50,O
45,O
84,O
100,o
86,O
136,O
128,O
70,O
80,O
82,O
50,O
57,O
37,O
42,O
76,O
72,O
56,O
72,O
-
92,O
73,O
-
-
84,O
40,O
666,O 24,O 36,O
630,O 40.0 78,O
- -
Cases where the stabiliseted maximum level is not well defined.
-
56,C
46,O
20,o
-
68,O
48,O
40,O
-
-
of water
:vel durini
the last
month of
recession
period
m/month
daximum
rate of
water
level rise
337
10,o
I
-
11,o
-
12,5
18,O
15,O
10,5
19,O
20,o
10,o
935
15,O
11,o
5,7
3,3
17,O
7,3

are of special interest because the other higher levels could be considered as a sort of
the suspended water table. The existence of some irregularities in the piezometric level
do not compromise the afore stated regularity of the level drop related to the depth,
but it shows that this regularity should be comprised as a general tendency admitting
some local exceptions. As far as the leakage from the BuSko Blato Reservoir is
concerned, it, is interesting to consider the fact of relatively low water levels in the
piezometers of the Korito Syncline which indicates the possibility of the eventual
leakage in this direction.
As emphasized in item 3, the minimum levels do not correspond to the situation
of impervious strata. The minimum level position is a function of a series of
parameters. Since the phenomena of the level drop from the maximum to the minimum
are very complicated due to the fact that the water level passes through zones of
different permeability and undergoes the influence of precipitation, we shall analyze
only the phenomena near the minimum water levels where it is much simpler. For this
purpose we have taken from the level diagram the value of the ground water level
drop in course of one month, marked by AH (table 1, column 6). As it can be seen
AH varies between 2-14 m. Hence we can obtain the mean permeability of the rock
mass by means of the equations of the unsteady filtration and presuming the
corresponding scheme of flow. We have accepted the scheme of the runoff of the
mass without infiltration or inflow figure 6.
Fig. 6 - Scheme for a Water Level Drop Estimate:
- the Area of Undefined High Permeability;
- the Area of Defined Permeability;
- the Free Surface Line.
It is supposed that in the initial moment the level of outflow is horizontal and that
the rock mass empties in consequence of a sudden drop in level of the surface water.
In this case the drop of the ground water level is the function of parameter
HO the initial depth,
t time,
K coefficient of filtration,
n porosity.
After Polubarinova-Kocina (1 952) the interdependence HIHO can be represented
by the integral
Where
H -=JFo
HO
47

The value of the above integral of the random processes can be found in mathematical
and technical handbooks.
For further calculation we have taken the coefficient of prosity n = 0.01.
Regarding the distance x (the boundary of the porous massive) it is certain that x
is smaller than the distance between the sinkhole edge of BuSko Blato and the eastern
edge of Sinjsko Polje (20 km approx.) because the existence of big springs on the
flank of Sinjsko Polje which shows that the fissure porosity of the rock mass must at
a certain moment turn into higher porosity. On the other hand, this boundary cannot
be in the vicinity of the polje. This can be concluded from the regularity of decrease
of most piezometric levels, from the fact that the permeability in the zone of reservoir
decreases very rapidly with the depth, from that the sinkholls through which the lake
empties from time to time, have outstanding hozirontal outlets etc. It has been consid-
ered that the reasonable border x should he between 5 and 10 km. Having the supposed
values x and n the further calculation do not pose any difficulty. From the equation 6
we have
where AH is the ground water level drop in an accepted time interval, in our case one
month, given in the column 6 table 1, and vi, and q~ are the values of parameter q,
given in the equation 5, in the moments ti and f2, its interval being one month.
For the calculation we accepted tl = 60 and tz = 90 days. The calculation was
done in such a way that the distance x was established for a series of values AH, for
several depths Ho, as well as for three values of the permeability coefficient, K =0.01,
K = 0.1, K = 1 m/day. The results are represented in a diagram (fig. 7). As indicated
in the diagram, only the permeability of about KT 1 m/day conveys reasonable
values of the distance x. Accordingly, the values of permeability coefficient of a porous
mass in the area i.e. below the minimum levels, should be approximately the same.
It can be seen, as well, that the depth of a water bearing layer should be at least some
200 meters. Just to remind that when determining the average maximum WPT in the
zone of minimum water levels we obtained K = 0.1 m/day. The real values, as seen
in the diagram, are considerably higher. Although the above calculations are not
precise, because of many introduced presumptions, we consider that the result
(obtained by the analysis of the piezometric data) is much closer to reality than the
WPT data. Hence the conclusion which does not speak in favour of WPT data because
it is often impossible to find from these data the approximate values of the average
permeability of the rock mass.
In order to establish the difference between the permeability Pi of the south-west
sector and the permeability PZ of the remaining part of the western edge of the polje,
we have first calculated the mean values AH. For the south-west edge AH = 6 m and
for the rest of the western flank it amounts LI to N = 3.3 m/month.
By using this fact îor the supposed Ho = 300 m, the permeability relation
KlIK2 = 1.30 was obtained. This value, which corresponds to the one obtained by
the WPT analysis, shows that on the south-west part a greater leakage could be
expected, but still of the same approximate values as on the south-west edge. It is
up to a detailed calculation and economic estimate to decide whether this sector
should be separated or not.
The presented calculation was done by one of the authors but the results of the
calculation as well as some problems in connection with the grout curtain have not
been given regarding the character of the article.
The limestone bedrock of the BuSko Blato Storage Basin is reaching to a practically
limitless depth. This bedrock mass suffered from orogenetic movements owing to
which a certain extent of fissuration occurred. The rate of fissuration however is
48

decreasing with the depth. The ground water percolation is also decreasing with the
depth, owing to the fact that in greater depths hydraulic gradients are smaller and the
conditions are therefore less convenient for the development of a natural karst drainage
under the corrosive influence of the percolation waters there, than in the zone with
higher hydraulic gradients. Here in the zone of more moderate hydraulic gradients
with very slow percolation effects much better conditions are existing for sedimentation
of terra rossa, i.e. for the filling of fissures through which the ground water made its way.
Data obtained by investigations in BuSko Blato are in accordance with this
explanation.
Fig. 7 - Correlation between H (Water Level Drop During the‘last Month of the
Recession Period), between the Permeability Coefficient K”, between the
Calculative Distance to the Edge Zone of the Porous Rock Mass X, and the
Staring Depth HO of the Water table calculated by Means of equation 8.
. . . . . HO = 700 meters.
.-.-.-. HO = 500 meters.
----_ HO = 300 meters.
HO = 200 meters.
The relative inclination between Bubko Blato and the karst springs in Sinjsko
Polje (the latter are in fact just discharge outlets of the natural under-ground drainage
flows by which waters are flowing off the BuSko Blato karst Field), is comparatively
small and amounts to 4 per cent only. The high permeability zone in BuSko Blato is
reachinginto the bedrock-according to data available now-some 50 to 60 meters only.
Water percolation in vertical direction-with a high gradient consequently-is
occurring during low waters in the zone of this high permeability, starting from the
surface and downwards to the ground water table.
49

The more the ground water table rises, the more the height of the zone of such a
percolation decreases and gives place to a drainage with relatively low gradients, which
the area formed according to conditions of the flow with the continuous groundwater
table through fissure systems and karst natural drains of this permeable superficial
STABILISED MAXIMUM WATER LEVEL
Fig. 8 - BuSko Blato. Correlation between the Maximum Stabilized Love1 and the
Terrian Elevation.
karst zone of bedrock and of its further karst channels towards Sinjsko Polje. This
direction of the ground water drainage is predominant in this area and therefore the
main karst drainage channels are developed here in this direction, both the sinkhole
channels and the spring channels.
Although the zone under observation has been strongly karstified and the sinkholes
are of a great capacity indeed, it is out of question that the underground flow-ways have
not developed to Such an extent, as to make possible an unhindered water Row.
The following facts point to this:
u) During high waters BuSko Blato is inundated;
b) A certain correlation exists between the terrain surface level and the maximum
stabilized water levels (the latter are shown on fig. 8);
50

c) In the subsoil of the Dinara Mountains, in the area of the karst sinkhole drains
from BuSko Blato, during the raining season comparatively high ground waters
are formed, and they put a limit to the draining capacity of the BuSko Blato
sinkholes. During low waters there is no such draining limitation, and then there
are more convenient conditions for the ground water flow-off from BuSko Blato
towards Sinjsko Polje.
5. THE PERUCA WATER STORAGE BASIN
The Peruta Water Storage Basin (fig. 9) is extending 20 kilometers in ienght and
is situated in the karst area of the Upper Cetina Valley. With a waterhead of 60 meters
this reservoir accumulates 540 million cubic meters, this being some 30 per cent of
the average annual Cetina River water discharge at this particular profile. This water
storage has been formed to accumulate water for the Split Hydro-Electric Power
Station in the lower course of the Cetina River (fig. i).
The geological and technical problems confronting the formation of this water
storage and the technical solution chosen for the task (which was subsequently
accomplished) have been described by one of the authors at two International
Congresses on Large Dams in 1955 and in 1961, (see the attached List of References)
and therefore in this report just a summarized description wil be given. Supplementing
data concerning leakage, which have been recorded over a period of five years since
the utilization of this reservoir, and the interpretation of WPT statistical data by the
method explained above, both are now providing new information, and this should
help to throw further light on the problem of water storages in karst areas generally.
The bed of the PeruCa water storage is situated in an area of cretaceous limestones
along syncline (shown on fig. 9). This limestone section is in its flanks and in its bottom
impounded by concordantly lying lower cretaceous dolomites. At the upstream and
at the downstream and it is impounded by tectonic outcrops of werfen slates. This
means that water cannot be lost either to another catchment area or to the sea. The
only other possibility would be that the water would bypass the dam (this dam is
constructed on the same limestone bedrock), but it must appear again in any case
before the aforementioned geological barrier. This makes it possible that all the
waters of the Cetina River, including therefore the leakage from the Peruca water
storage also. are completely utilized in the Split Hydro-Electric Power Station further
downstream, and just for the requirements of this Station the Perda reservoir has
been principally formed.
During investigation works two possibilities of water leakage from the water
storage have been considered. The first possibility of water leakage could occur by
flowing-off through the net of karst underground channels, of which the upstream
ones feed the strong springs which are coming under hydrostatic pressure of the 35 meter
high water of the storage, and the rest of them are feeding the other strong springs
located downstream of the dam site. The second possibility is water percolation through
the fissured limestone area at the dam site profile.
By means of watercoloration tests the spot was determined at which the ground
water flows of these karst springs are branching. Placed piezometric boreholes have
shown that ground water levels do not fall there below the foreseen maximum waterhead
of this water storage. Consequently through this net of karst channels water cannot
be lost from the Peruta artificial lake.
The position and size of the grout curtain for the cout-o8 of the dam area has been
determined by investigations. Some eighty drillholes in a total length of more than
14,000 meters have been made, core samples were taken and water permeability tests
performed. Later these drillholes were used to take records about the height and about
variations of the ground water table.
51

500 7
400
300 -
200-
1 O0
52

53
1

Cumulative frequency of the maximum WPT of PeruCa is shown in the attached
diagrams (fig. 10, fig. 11 and fig. 12), separately for the central part of the reservoir
bedrock at the dam profile, and separately for the left and for the right flank. Data
are grouped into stages of 50 meter each. As we can see, the percentage of the boreholes
with an undetermined intense permeability: P = rm is relatively considerable. P = cci
5
4
3
u)
g 2
&
4
.- 4 I00
.b .Y
: 8
2 7
e 6
$ 5
$ 4
t 3
2
10
8
7
6
5
c
3
2
1 , 1 , , , , , , , , , , I 1 , , . , , , , , , , , , , . , I , , , I , , , , , , , , , I , , , , , I , I
0.1 0.2 OS 1 2 5 10 20 30 40 50 60 70 80 90 95 98 99 99599.899.9
Cumdative frequency y.
Fig. 10 - PeruCa. Cumulative Frequency of the Maximum WPT. Observation
Boreholes in the Central Area.
appears for the boreholes at the left flank and in the central part including the stage
250-200 meters of depth, and on the right one even deeper (stage 200-150 meters).
At the left flank there exists a distinctive collector zone at the elevation 250-200,
which is the most permeable of all the stages of 50 meters at the dam site. The perme-
ability at the deeper stages decreases with the depth. The decrease exponent (equation
54

no. 3) is 0.0158 which gives an actual depth of the permeable stratum of 62 meters.
At the central part the decrease of permeability is in relation to the depth very distinctively
below the stage 250-200, and therefore the effective depth in relation to the mean
height of the stage 250-200, i.e. for the elevation 225: Zef = 45 meters. At the right
flank the decrease of permeability with the depth could also be observed (here also
Fig. 11 - Peruta. Cumulative Frequency of the
Boreholes in the Left Side Flank.
i) Cumulative frequency *i.
Maximum WPT. Observation
below the stage 250-200), but here it is less distinctive due to the different course of
the cumulative frequency curve of the individual stages of 50 meters. Concerning this
analysis of the WPT data we would like to point out an important feature in connection
with the left flank at the stage 300-250, for which there are practically only excep-
tionally high and very low permeabilities, i.e. for which there is no proper correlation
55

etween the high and the low permeability. From which one may conclude that in
karst even in a comparatively flat mass without fissures, considerable canals may be
found. This is directly allowed in a number of cases by boring the tunnels in karst.
According to the principle mentioned earlier, the grout curtain should cut through
all the sectors of the undefined high permeability, and this would mean that the grout
+ Cumulative frequency Y.
Fig. 12 - Peruta. Cumulative Frequency of the Maximum WPT. Observation
Boreholes in the Right Side Flank.
curtain should be laid across the whole bedrock beyond the elevation 200 (and at the
right flank even below this elevation). Such a criterion however would hardly be
acceptable here for economic reasons. Hydrologic conditions make it possible to
disregard this serious criterion owing to the following reasons: In the given conditions
water flows which formed the channel network in the karst could appear-owing to
56

the direction of the flow-in general only perpendicularly to the valley, because in
this direction only a stronger piezometric runoff gradient was occurring. However,
from the aspect of the water leakage around the dam the ground water channels parallel
with the valley are much more important.
I
1
-
l
I -
2 3
DISCHARGE mysec.
Fig. 13 - Spring Discharge along the Cetina River downstream of the PeruCa D am
for the Following Profiles:
Profile B. is immediately downstream of the dam;
Profile Z. is 100 meters downstream of the dam;
Profile ZZ. is 200 meters downstream .of the dam;
Profile ZII. is 750 meters downstream of the dam;
Profile IV. is 1500 meters downstream of the dam.
5

4000-
900-
800 -
700-
600-
500 -
58
Velebit Mountain
4

Fig. 14 - KrubCica Water storage:
1. Drillhole;
2. Ground Water Level:
u) Maximum,
b) Minimum;
3. Sinkhole;
4. Underground karst Water W ay tested by Colouring.
59

This possibility to avoid to cut off all these drains in the zone of undefined high
permeability on the left flank has been confirmed by colour tests and by piezometric
data as well, which have-as mentioned earlier-pointed to the fact that the ground
water drains branch at an elevation which is higher than the maximum waterhead in
the reservoir, and also to the fact that along this flank there is in existence even a natural
barrier of ground water, and therefore the grout curtain was executed to lean against
this water barrier.
The curtain was formed 1800 meters in length and from 150 to 250 meters deep,
as shown on plate 9.
Since the PeruCa reservoir was put into operation it was found that all the waters
lost from the water storage are returning into the Cetina River bed downstream of
the dam by means of permanent springs which are to be found predominantly on the
left bank of the river. Systematic ground water level measurements have been started
during the period of researce works, but have been continued ever since, and new
measurements were undertaken after the reservoir formation in order to collect data
concerning the quantity of water leakage. The main difficulty for determination of the
actual water leakage quantity was encountered in connection with the proper assess-
ment of the original water discharge of these springs to the exclusion of water
quantities due to water leakage in the reservoir. Owing to the fact that these water
springs are dispersed along the Cetina river bed, their discharge could not be measured
but after the dam was constructed and the reservoir formed. But then the influence of
water leakage during the high waterhead in the reservoir appeared in the water springs.
The original discharge values of these springs along the Cetina River bed are being
assessed by hydrologic interpretation of the correspondent of the discharge data of the
Mali Rumin Spring. This was made possible owing to the fact that this spring received
its water from the same karst hydrologic system as all the other considered springs, and
on the other hand it was possible to bring forth ample proof that the leakage waters
from the PeruLa reservoir do not mix with the original water of the Mali Rumin Spring.
In figure 13 results of water discharge measurements of the aforementioned springs
along the Cetina River downstream of the PeruCa Dam have been shown and placed
into correlation to the elevation of the water level in the reservoir in the moment of
measurement. The first curve with the indication mark “B” indicates the springs
discharge immediately along the dam, and each of the curves marked I, II, III and IV
indicate the total spring discharge up to 100, 200, 750 and 1500 meters downstream of
the dam. Measurement points ZZZ and ZV indicate that all the water leakage from the
reservoir returns into the Cetina River bed not further than at the profile III, i.e.
within the sector of up to 750 meters downstream of the dam. Further downstream of
the profile ZII no water leakage return could be evidenced.
As aforesaid for determining suitable unbacked discharge the spring Mali Rumin
was used. Its discharge is indicated as R in figure 13. If its discharge is really represen-
tative the reservoir losses should be given by a bunch of lines each of which would
correspond to its constant discharge. According to a small number of date it was not
possible to draw the bunch of curves. In figure 13 only two curves are drawn from
which the full one corresponds to the most logical correlation at less discharges of
the Mali Rumin spring, and the dobted one corresponds to the discharge Q = O of
the Mali Rumin spring only at low discharges. The latter may be considered as the
correlative dependence which gives the upper limits of losses. They amount to
Qmax = 1,7 m3/sec and an average annuel discharge of 1,20 cubic meter per second,
what represented about 2,O per cent of the annual water discharge of the Cetine River
at the PeruCa Dams.
Water discharge data which in figure 13 fall to the right of the curve for the
profiles ZII and IV have a much higher natural original discharge than the data
according to which this curve has been formed what can be seen from the indicated
60

water discharges for the Mali Rumin Spring. It is therefore quite natural that these
are data deviating so much from the curve mentioned.
An analysis of the produced data confirm the correctness of the conception which
has been chosen within the design, that under certain conditions it is both possible
and necessary to recede from the mentioned principle that all the zones with undefined
high results of water leakage tests should be cut through. Such decisions must be made
very carefully and they must rely on very through hydrogeological studies.
6. THE KRU~CICA WATER STORAGE
The KruStica Reservoir (fig. 14) is being built on the Lika River whose waters are
utilized together with the waters of the Gacka River (having a waterhead of 432 meters)
in the Senj Hydro-Electric Power Station.
Cumulative frequency %
Fig. 15 - KruSEica Water Storage. Cumulative Frequency of the Maximum WPT.
61

The reservoir wil take in 240 million cubic meters of water at a waterhead of
80 meters, and this amount to some 22 per cent of the average annual water discharge
of the Lika River.
The river bed of the KruSfica Storage Basin is Located in a rocky ground consisting
of eocene-Oligocene breccia and limestone. These strata are lying atratigraphically
discordant over a substratum consisting of cretaceous and jurassic limestones with
dolomites. The triassic series, following the next ones and consisting of thick strata of
dolomites and slates, form along the Velebit Mountain ridge a high impervious
barrier, which is impounding the Lika River Valley towards the sea (fig. 14:, and
therefore in the area of the KruSfica water storage area there are no sinkholes. This
barrier in the Velehit Mountain declines lower than the Lika River level as far as
some10 kilometers downstream of the KruEica Dam, and there we encounter sinkholes,
whose karst ground channels convey the water to the sea. The KruSEica dam site on
the Lika River is far enough upstream from this sinkhole area.
In order to obtain necessary information on bedrock of this water storage and on
prevajling hydrogeological conditions, some fifty drillholes have been made with
coring and water permeability tests, in total length of 9000 meters. Later on all the
drillholes have been used for piezometers. The largest part of these drillholes has been
made in the area ofthe downstream zone of this reservoir and in its flanks far into the
background (fig. 14). Data obtained by these drillholes and by colour tests of the underground
flows in the water storage flanks have shown that the Lika River Valley in the
area of the KruSGca Reservoir and of the immediate downstream zone is in fact the
lowest draining recepient of this area. We come to the conclusion therefore that water
leakage losses from the water storage KruSEica will return into the Lika River and wil
be utilized in the Senj Hydro-Electric Power Station.
Due to aforementioned statements no demand has been imposed to the effect that the
water storage should he completely watertight, but only that the water leakage losses
should be reduced to a reasonable rate, similarly to the case of the PeruCa Reservoir.
The interpretation of the maximum WPT statistica1 data, as it can he seen for three
stages of 50 meters each in figure 15, is showing that here the zones of undefined high
permeability appear in the upper 100 meter region. Here the permeability decreas
with the depth more obviously than in the other two water storages. The exponent of
permeability decrease with the depth is here 0.032, and this gives an actual depth
of 31 meters.
In the case of the KruSEica Water Storage the size of the grout curtain has been
determined by applying the same principle as in the case of the Peruta Water Storage,
owing to the mutually corresponding facts, but most of all owing to the fact that any
waters by-passing the dam will return into the water flow upstream of the Senj
Hydro-Electric Power Station, for the sake of which the water storage is being
formed. The grout curtain, as adopted in the design, wil he 700 meters long and
100 meters deep.
LIST OF REFERENCES
D. BABAC, Sur l’influence de la couche superficielle peu perméable sur pertes d’eau
des retenues (Etude en cours).
Y. LABYE, Étude statistique du coefficient Kz de filtration verticale dans une zone
pédologiquement homogène; Vfe Journées de l’Hydraulique, Nancy, 1960.
G. OLLÖS, Possibilities of model investigations into water movement occurring in
fissured rocks, Ninth Coni>enfion of IAHR, Dubrovnik, 1961.
B. PAVLIN, L. MLADINEO, V. STUBIEAN and E. NONVEILLER, Bassin d’accumulation
de PeruCa dans le Karst Dinarique, (Q 18, R22), Ve Congrès des grunds barrages,
Paris 1955.
B. PAVLIN, Réalisation du bassin d’accumulation de PeruCa, (Q25, R85), Vffe Congrès
des grands barrages, Rome 1961.
N. J. PLOTNIKOV, M.V. SIROVATKO, and D. J. SHEGOLEV, Podzemnie vodi rudnih
mestoroidenia, Moskva 1957.
P. XA, Polubariiiova Kochina. Teorija dviienia gruntovih vod, Moskva 1952.
62

SYNOPSIS
BASIC TRANSPORT COEFFICIENTS
AS AQUIFER CHARACTERISTICS
Y. BACHMAT (*)
A general approach to laminar steady flow of an incompressible homogeneous
liquid through an inert and stable porous medium is presented. The analysis is carried
out using some probability concepts. It is shown that the mass flow is governed by
an algebric equation of second order with respect to the average specific discharge.
The averaged medium parameters, which appear in this equation, are functions of the
statistical distributions of the medium’s geometric properties in the neighbourhood
of a point in space. The physical meaning of these parameters is discussed, ways to
measure them and to use them as means for classification of aquifers are indicated.
RESUME
Le coeficieiit de circulation de base comme caractéristique des aquifères
Le mouvement d’un liquide à travers un milieu poreux inerte et stable dépend
principalement de la géométrie interne des espaces vides de ce milieu. Bien qu’il soit
très difficile de définir cette géométrie dans un aquifère naturel, on peut cependant
définir les valeurs moyennes mesurahles de la circulation de l’eau et les utiliser comme
bases pour.la description des aquifères et la solution des problèmes d’écoulement.
Cet arQcie tend à définir ces valeurs et à mettre en lumière leur signification
physique. A cette fin, le milieu poreux est considéré comme un ensemble de canaux
reliés les uns aux autres (canaux élémentaires), dont le diamètre, la forme et la direction
varient au hasard, bien qu’ils soient plus ou moins uniformément répartis dans l’espace.
On détermine tout d’abord les équations locales qui régissent la circulation d’un
système liquide incompressible ou d’une partie de celui-ci dans un seul canai. Puis,
par la théorie des probabilités, on fait une moyenne de ces équations sur un volume
élémentaire statistiquement représentatif du milieu poreux (VER) réparti tout autour
d’un point de l’espace choisi comme centre. Les équations moyennes de circulation
auxquelles on aboutit s’expriment par des valeurs moyennes de variables qui, avec
les équations, sont définies pour n’importe quel point de l’espace-temps.
Les équations moyennes font apparaître trois caractéristiques communes de la
circulation de l’eau pour un milieu poreux en un point donné : ce sont la perméabilité,
le pouvoir de dispersion et le pouvoir de diffusion. La perméabilité montre comment
le milieu poreux transforme les forces de poussée externes qui s’exercent sur un volume
de liquide à l’intérieur d’un VER en un débit moyen spécifique. Le pouvoir de dispersion
montre comment le milieu poreux disperse une masse d’eau donnée pendant son passage
à travers un VER. Le pouvoir de diffusion montre les effets du système poreux sur les
phénomènes de diffusion qui se déroulent dans son sein. Tous les coefficients mentionnés
ci-dessus sont tensoriels et correspondent aux moyennes statistiques des propriétés
géométriques de base du milieu. L’auteur étudie enfin les corrélations existant entre
les coefficients mentionnés ci-dessus et indique les moyens de les mesurer dans
la pratique.
1. INTRODUCTION
The transport of a liquid through a porous medium is intrinsically related to the
microscopic geometry of the void space and to the flow regime within it. The porous
media considered in the present paper are natural aquifers in which the flow regime is
usually laminar. The objective of this work is to show that although it is practically
impossible to define the microscopic geometry of a natural aquifer, some measurable
(*) Hydfologist, Water Planning for Israel (TAHAL Ltd.) Tel-Aviv. Prepared for
the Symposium on Hydrology of Fractured Rocks.
63

averaged transport coefficients can still be derived and used as a basis for classification
of aquifers and solution of flow problems.
2. DEFINITIONS AND ASSUMPTIONS
For the purpose of the present work, a porous medium wil be defined by the
following properties (Bear, Zaslavsky and Irmay, 1963):
(i) It is a portion of space occupied by a heterogeneous matter. At least, one of the
phases comprising this matter is solid;
(ii) The solid phase, called porous matrix (solid matrix, porous material) should be
more or less evenly distributed throughout the space;
(iii) Referring to the portion of space not occupied by the solid matrix as voids (pores,
void space), the voids, except some isolated portions of it, must be interconnected;
any two points in the void space may be connected by a path completely lying
within the void space. It is also required that the same two points be connected
by more than two possible pathes with an arbitrary minimum distance between
any two such pathes.
This definition is by no means a complete one, however, it satisfactorily indicates
the type of materials under consideration.
For the purpose of the present work the following assumptions wil be made:
(a) The solid matrix is geometrically stable;
(b) The interconnected voids are completely filled with a single phase incompressible,
viscous, homogeneous and Newtonian liquid: no chemical reactions occur in the
liquid; the temperature of the liquid is constant in time and space;
(c) Surface phenomena or chemical interactions at the interface between liquid and
solid are excluded;
(d) The flow is caused only by gravity and pressure differences;
(e) The flow of the liquid is laminar;
(f) The resistance to flow is due to viscous friction. This resistance is proportional to
the magnitude of the velocity at each point and in opposite direction.
In order to develop a theory of flow through a porous medium, one must start
by constructing either a simpliñed model of the medium, or a specific type of the
analytical approach, or both. In the present work, a porous medium wil be visualized
as an assemblage of interconnected passages (elementary channels), of gradually
varying length, cross-section and orientation. Each passage, bounded by a stable
solid surface, serves as a conduit and defines a fixed streamtube in space. It wil be
assumed that the curved continuous surfaces which are normal to the streamlines in
each conduit may be approximated by plane surfaces and that an axis in the form of
a smooth curve may be defined along each conduit by connecting the centroids of
these normal cross-sections. The orientation of a conduits axis at each point is defined
by the slope of its elementary length AZ at that point. It wil also be assumed that the
portion of space where conduits meet each other (junctions) is much smaller than the
volume of space occupied by the conduits themselves. However, the dimensions and
shape of a junction are such, that the laminar regime of flow in a junction is still
preserved and the passage of liquid through it is accompanied by losses of energy
which are negligible compared with the losses in the surrounding passages. The
microscopic flow pattern within each passage is constant, although the direction of
flow along the streamlines may be reversed.
The motion of a liquid particle through the porous medium model described
above takes place through a particular system of conduits (passages). Although, the
64

law of motion is known, the local geometric properties of the medium and the local
pressure drop which are incorporated in this law are unknown. As these variables are
practically nondeterminable, they must be treated as if they were random variables
(Scheidegger 1960). On the other hand, the local values of variables at each point are
of no practical value, because all measurements yield average values over small volumes
of space containing in general ensembles of passages or of their sections rather than
single ones. Therefore, the flow of a liquid through a porous medium is to be treated
by a statistical approach, i.e. at first the stochastic equations governing theinstantaneous
motion of a single liquid particle through a porous medium wil be derived; then,
making some general assumptions about the correlations of the variables involved,
the above equations wil be averaged for an ensemble of particles which occupy at
a given time a statistically representative elementary volume (REV) of the medium
around any point in space-its centroid. The resulting macroscopic transport equations
contain averaged variables and medium parameters, which are assumed to be
nonrandom and arc assigned to the centroid of the REV.
As this procedure is applicable to any point in space, the actual medium is replaced
by a fictitious medium which is continuous with respect to the average variables and
parameters.
3. POROSITY AND REPRESENTATIVE ELEMENTARY VOLUME (REV)
A basic concept in the approach outlined in the proceding section is the concept
of the representative elementary volume of space (REV) over which the transport
equations of single particles have to be averaged. Since the averaged variables are
assigned to the centroid of the REV, it is required that the dimensions of the largest
REV have to be much smaller than the dimensions of the flow region. On the other
hand, the REV must be suiñciently large to contain a representative group of samples
of the void space in the neighbourhood of the point.
In fluid mechanics a physical point is determined through the definition of density
(Prandtl and Tietjens 1957). In the present work the REV is determined in a similar
way through the definition of porosity, as follows (Bear and Bachmat 1965).
Let a geometrical point P within a porous medium be surrounded by a surface
enclosing a small portion of the medium of volume A U with Pas centroid. The quotient
dUv/dU, where AU,, is the volume of voids within AU, defines the mean volumetric
porosity II of A U,
n(AU) = AUJAU
By gradually reducing the volume BU with P remaining its centroid, a series of
values ni (A Ui) wil be obtained
When AU is large, it may include zones each having a specific distribution of pore
sizes. As AUi is reduced, enclosing each time a different proportion of the various
zones, the values ni (A Ui) may fluctuate considerably. Below some d U, depending
on the position of P with respect to the zone boundaries, the fluctuations in ni wil
tend to cease. Within this region, the variability of pore size and arrangement is only
randomal. However, by further reducing A Us to values below some LI Wo, fluctuations
in ni wil increase again; this wil occur when the size of BU is of the order of
magnitude of a single passage. Finally, as AU-tO, n will attain the value of 1 or O
according to whether P is in the solid matrix or inside a void.
65

The porosity n(P) of the medium at P is defined as the mean porosity corresponding
to the value AUo mentioned above. This may formally be written as
(3.3)
The volume U,( P) may be considered as a representative elementury volume (REV)
of the medium at P. In the following paragraphs, this volume wil be referred to as
the physical point representing the geometrical point P. By the above definition, the
size of a physical point is such that adding to it or subtracting from it one or several
passages has a negligible effect on the value of n. Assuming that in the vicinity of a
point, AU, and AU,, both vary gradually, we obtain also
n(P') = lim n(P)
P-p'
(3.4)
where P and P' are two close points. This means that n is a continuous function at P.
In a similar manner to the definition of (volumelric) porosity considered above,
we may define areal porosity. However, in this case the areal porosity is associated
with the orientation of the area. Let us consider a plane normal to the direction j
passing through a point P within the medium. Let P be the centroid of a series of
areas (AAjjt (i = 1, 2, ..., ) of various sizes within this plane. Let (AAj,,)i denote the
void area within the íAAj)i. Then
is the (oriented areal porosity of A(Aj)i at P. lf we gradually reduce the area (AAj)i,
IZA^,^ wil vary with ever decreasing fluctuations. At a certain limiting value of (AAj)i,
these fluctuations wil tend to cease. We shall refer to the smallest area LIA^)^, which
still satisfies this condition as a representative elementary aren (REA) at P in the
direction .i. The ailerage areal porosity at P corresponding to the direction j will be
defined as
nA,j = lim nAj,i = lini (ALI~,~)J(AA~)~ (3.6)
(LIAj)r+(LIAj)o (dAj);'(dAj)o
As for the volumetric porosity, we assume also here that
iim ~I~,~(P') = lim nA,j(P) (3.7)
In order to establish the relationship between n(P) and nA,j(P), let us construct around
P as centroid an REV of cylindrical form with (dAj)o as cross-sectional area normal
to the direction j. For this REV, the mean value EA,^ of nA,j is
Since n(P) is independent of direction, the value &,j must also be independent of
direction. Thus, the mean areal porosity EA in any direction is equal to the volumetric
porosity.
4. LOCAL TRANSPORT EQUATIONS
The local transport equations are based on the principle of consercution and on
the momentum theorem. If G(L, t) is some property of a liquid, then (prager 1961,
66
P'+P

Sec. III 4),
Vis the velocity vector and dg = dS. !ti where & is a unit vector in the direction of
&e outward normal to the element of area dS; dldt is the substantial
s
rate of change
(or the hydrodynamic deriuatiue). The left hand side of (4.1) describes the instantaneous
rate of change of G for the liquid within U. If G is such that GdU = const, then
( U)
we have
-du= - GV.dS
- -
(4.2)
i.e., the total rate of change of G over a finite volume of space U equals the net flux
of G through the surface S bounding U.
Case 1. Conservation of volume (incompressibility): If G = 1, (4.2) becomes
n
JI,- -
V.dS =O
(4.3)
i.e., the total volumetric flux through S vanishes (outflow = inflow). This is equivalent
to stating that the liquid is incompressible. By Gauss Theorem, (4.3) becomes
Since (4.4) is valid for any U,
avj.jaxj = o (4.5)
Here, and in what follows, the double index summation convention is used, i.e., any
index which appears twice in the same expression represents a sum of terms in which
the repeated index obtains successively values 1,2, 3.
Case 2. Continuity equation (conservation of mass). If G = e, where e is the
liquid's density, (4.2) yields the mass-conservation equatiolz (continuity equation)
(4.6)
As in this case, the net mass flux for noncompressible liquid is zero, (4.6) reduces to
Case 3. Equation of motion. Let G = (momentum) in (4.1), By the momentum
theorem
where zE is the resultant of the external forces acting upon the liquid within U.
67

Since (4.8) is valid for any U and due to continuity (see 4.71, (4.8) can be rewritten as
(4.9) is the equation of motion of a liquid particle. fd and fr are the driving and
resistive forces per unit volume of liquid, respectively. The driving force is given by:
- -
fd - = - grad p - pg . - 1, = -pg . grad cp (4.10)
cp=-+z P (4.11)
PS
where p is pressure, g is gravitational acceleration and I is height above any datum
level. is directed upward, is the so-called piezometric head.
The resistive force results from viscous friction. According to the assumptions of
Sec. 2, for a particle moving through a porous mediumLT can be presented in the form
f,=--v P
- B-
(4.12)
where ,u is dynamic viscosity and B is the conductance of the passage at the considered
point. B has dimensions of L2, it is a some function of the cross-section's area and
shape and of position on the cross-section. (For a straight circular tube of uniform
radius a, B = (a2-r2)/4 where r is distance from the axis of the tube). Insertion of
(4.10) and (4.12) into (4.9) yields:
-pg . grad cp - p/BV - = pdV/dt - (4.13)
In OUI porous medium model the particle moves through elementary passages with
fixed pathiines. Denoting the orientation of the pathline at any point by the unit
vector 11 = IV, the tangential component of (4.13) becomes
Ii = IV1 (4.14)
-
Since Il is variable in space, (4.14) wil be related to a fixed cartesian coordinate
system xi(i = 1,2,3). The projections of (4.14) on the axes of such a system yield
(4.15)
where LY~ = dxt/dl is the cosine of the angle between the positive direction of the xt
axis and the unit vector '2(=1 v), and u = ,u/@ is kinematic viscosity. Now:
Also, by the definition of the substantial derivative d/dt (see 4.1)
68
dv av ai; - +vdt
at dl
(4.16)
(4.17)

On the other hand, by incompressibility (see 4.5)
Hence:
(4.18)
where div (11) is the divergence of the oriented pathlines.
Introducing (4.18) into (4.17) and substituting (4.16) and (4.17) into (4.15), the later
becomes:
B(-div i!)
B
vi+
V1/. = -- 9 -&.a. av - - - av, (4.19)
J L
V v axj
v at
(i = 1,2, 3)
(due to the stability of the medium delût = O).
Equation (4.19) represents three scalar local equations of saturated motion of a
homogeneous incompressible liquid through a stable porous medium due to the action
of mechanical forces only at isotermic conditions. Here B, osi and dacj/&q are rando m
functions of position. ¿%p/8xj is a random function of space and time, and hence,
also Vi is so. Therefore, (4.19) has to be regarded as a set of three stochastic equations
of motion. It is noteworthy that B, criai and dajlaxj are medium properties
characterizing its geometry. Denoting
Equation (4.19) obtains the form
5. AVERAGES
a.&. J = T.. CJ (4.20)
(4.21)
The local transport equations derived in Sec. 4, have to be averaged over an
ensemble of particles occupying instantaneously an REV around any point in the flow
domain. The variables involved will be considered as random ones. The probability
averages of these variables are assumed to be constant over the REV and representing
their actual values over the REV. The following concepts from probability theory
will be useful (Feller, 1961):
Any random variable a can be presented in the form:
where is the probability average of a (regarded also as the spatial average over an
REV) and a is a deviation from the average. By definition
-
å=o
69

The average of a product of two random variables n and b can be written as
-
- UT = ab + aS = áb + cov (a, b) (5.3)
O 0
where ab is the covariance or moment of correlation between a and b. The condition
-
O 0
ab = O (5.4)
means that the two considered random variables are noncorrelated. For statistically
independent variables condition (5.4) is always fulfilled.
In the special case of n = b, (5.4) becomes
-
(a)’
For three random variables a, 6, c:
= Var u (5.5)
-
- - - - _
ou oc O00
ab: = abc + hac + abc N ÜaC + 6;: (5.6)
In (5.6) the average of the product of three deviations was assumed to be negligible,
relative to the remaining terms.
For a as a random function, the following assumptions wil be made:
6. HOMOGENEITY AND ISOTROPY
(ûapx,) = oü/ax,
(5.7)
(5.8)
A porous medium is called homogeneous at a point P with respect to any average
property cof the medium, (e.g., n, zj) if G remains constant in the vicinity of the
point, i.e.,
G = const. or aG/dx, = O (6.1)
If (6.1) holds for all points of a region, this region is said to be homogeneous
with respect to G.
If at a point within a porous medium, G varies with direction, the medium at
that point is said to be anisotropic with respect to G. If does not vary with direction,
the medium is isotropic with respect to G.
The local equations of motion (see 4.22) contain a medium property BTtj which
expresses a transformation imposed by the medium on the external driving force in
-
order to yield the components of the particle’s velocity along a channel. The variable
BTi5 is the average of this transformation. It shows how the average driving force
acting upon the liquid volume within an REV is transformed into the average velocity
of flow. By (5.3):
-
BTj = BTij
-
r ,
-
BTij represents a set of nine numbers - --
__ (Ba: &a, Bal@,)
70
f B1ij (6.2)
-- -
BTj = BCC,U~ Bu; Ba2a3
---
BU,~, Ba,a, Ba:
(6.3)

-
In general, a porous medium is anisotropic with respect to the transformation STij i.e. ,
the direction of the average velocity of flow (at average steady flow) at any point of the
medium differs from the direction of the average driving force due to the existence of
preferred channel orientations. Eventhough, since the matrix (6.3) is symmetric, it
can be shown that there always exists a unique set of three mutually orthogonal directions,
so-called principal - directions oJ the anisotropic medium, respective to which the
transformation BTij can be presented in the form
Any driving force which acts in the principal direction causes average flow in the
same direction.
There is only one ideal case of a medium for which each direction is a principal
one, i.e., the average velocity of flow at a point is always coincident with the direction
of the driving force whatever it should be. This case appears in media where the
channel conductance B is independent of channel orientation and the distribution of
the later in space is uniform, i.e.,
where
and
1 for i =j
O for i #.i.
In the following discussion, a medium which satisfies (6.4) at any point wil be called
isotropic.
7. AVERAGED EQUATION OF MOTION
The average of (4.21) yields
In order to express averages of products through products of averages, the following
assumptions wil be made

i.e., there is no correlation between the driving force and the local geometry of
a passage.
(b) IB(- dk - i,)¡ Y = o (7.3)
(4 IJ(a$at) = o (7.4)
With these assumptions and neglecting averages of three deviations, (7.1) becomes
- 9
~+B(-divl,)V/v~= -- -Bq,-- a?--- B - avi
-
v axj
v ôt
- 9 a?---
For steady average flow (7.5) reduces to
Denoting
(7.6) can be rewritten as
Vi + B(- div II) 5/v = - - - BTj,
v axj
-
Bqj = kij/n
B(- div - íl) = d
-
For an isotropic medium BTij is represented by (6.4) and (7.9) reduces to
where
- dV-
8. AVERAGE SPECIFIC DISCHARGE
(7.5)
v. +-v.= --k- 9 aG (7.10)
V vn ax,
k = k,, = k,, = k33.
The concept of specific discharge is related to the concept of REA (representative
elementary area) defined in Sec. 3. Let (dAj)o denote an REA normal to the direction
1 at a point P within the medium. If Qj is the total discharge through the
specific discharge qj in the direction j is defined by
qj(P) = Qj(P)/(dAj), (no summation on j) (8.1)
Taking an REV with P as its centroid and as its cross-section, the average
value of qj over the REV will be (Bear and Bachmat 1965):
Insertion of (8.2) into (7.9) yields
where are components of the specific discharge vector and 4 is its absolute value.
72

9. AVERAGED TRANSPORT COEFFICIENTS AS AQUIFER CHARACTERISTICS
In (8.3) the average specific discharge is shown to be governed by three medium
characteristics kij, d and n. kij is the medium’s permeability which measures the
ability of the medium to convey a fluid. ki:, are elements of a symmetric second order
matrix, i.e.,
k.. LI = k.. 11 (9.1)
It follows that for a porous medium which is anisotropic and nonhomogeneous with
respect to permeability, ki5 is represented by a set of six different numbers which
may vary from point to point. This seems to be the usual case in aquifers consisting
of fractured rocks. However, if one chooses a coordinate system which coincides
with the principal directions of kif, the later can be characterized through three numbers
only (kii, kzz, kd.
In the ideal case of a medium which is isotropic
1
with respect to k6j (see Sec. 7)
1 for i =j
k.. 11 = ka,, ; bij =
(9.2)
O for i # j
where
k = k,, = k22 = k,,
Such a presentation of permeability as a scalar, is often used in the hydrology of
aquifers consisting of clastic porous material.
The ratio kijln = mj represents the average directional conductance of the
porous medium at a point.
On the other hand, the averaged parameter d = B(- div 11) characterizes the
average variation of the conductance due to the variations of the channel geometry.
Other medium properties governing dispersion and diffusion phenomena in a porous
medium are discussed in a recent work of Bear and Bachmat (1965) and are beyond
the scope of this paper.
Returning to equation (8.3) two extreme types of aquifers may be considered:
(i) Aquifers, where the average flow satisfies the condition
In this case (8.3) can be approximated by:
which is Darcy’s law. As was evidenced by experience, this law is valid for most
aquifers consisting of porous clastic material where the passages are the hollow
spaces between graines.
For an isotropic medium (9.4) becomes
gk
¿j = - (grad cpI
Y
73

Insertion of (9.6) into (9.3) yields
In this case (8.3) can be approximated as follows
(9.7)
(9.9)
which is the quadratic law of average specific discharge. This law is valid for flows
through fractured rocks where the average interia forces can not be neglected.
Repeating the same procedure as in the foregoing case yields the inequality
10. CONCLUSIONS
(9.10)
(i) The vector of average specific discharge (components ;i) of a homogeneous
incompressible liquid during average steady laminar flow through a stable porous
medium is governed by the “mixed” type equation
or in vector notation
-( n:> v
q 1+- =-?kgradq
=
(10.1)
(10.2)
(ii) The nondimensional quantity q(d(/iiv is a Reynolds number for mass flow
through a porous medium. qld(/nv < 1 implies validity of Darcy’s law which is specific
for most aquifers consisting of porous clastic material. ?ldl/nv p 1 implies validity
of the quadratic law which is specific for aquifers consisting of fractured rocks.
(i$ The inequalities of (ii) can be replaced by the inequalities
- kldl < v2
n 9 g ¡grad ‘PI
Thus kldl/n is a combined medium parameter which can be used as a basis for
classification of aquifers.
(iv) The medium parameters k~j/t7 and Id/ in the neighborhood of a point can be
found by means of pumping from a well at different steady dicharges and measuring
the corresponding steady drawdowns in several observation wells located at different
directions with respect to the pumping well. The method of establishing the parameters
has to be based on equation (10.1).
74

(v) For quantitative hydrology of groundwater in fractured rocks it is important
to develop total head meters which should take into account the velocity head at
a point.
(vi) A further extension of the approach outlined in this paper to the phenomenon
of dispersion of tracers in a porous medium can provide additional parameters for
improved classification of aquifers.
REFERENCES
(1) BEAR, J., ZASLAVSKY, D., and IRMAY, S., 1963. Principles ofpercolation and seepage,
manuscript under preparation for UNESCO, Haifa.
(2) BEAR, J. and BACHMAT, Y., 1965. A unified approach to transport phenomena in
porous media, Haifa, Israel, Technion - Israel Institute of Technology.
(3) FELL ER,,^., 1961. An introduction to probability theory, Vol. 1, 2nd ed. N.Y.
John Wiley and Sons Inc.
W., 1961. Introduction to mechanics of continua, N.Y., Ginn and Co.
L.D. and TIETJENS, O.G., 1957. Fundamentals of Hydro- and Aeromechanics,
N. Y., Dover Pubi., p. 7-10.
A.!., 1960. The physics of flow tlrrorrgli porous media, revised ed.
Toronto, University of Toronto Press.
(4) PRAGER,
(5) PRANDTL,
(6) SCHEIDEGGER,
75

ABSTRACT
EFFECT OF IMPERVIOUS BARRIERS
OF DEEP-SEATED FRACTURES
ON GROUND WATER FLOW
Doctor Eng. Kamal F. SAAD(*)
Desert Institute, Mataria, Cairo, U.A.R.
Among the causes of deep seated fractures in permeable rock are the faults.These
may be either fully preventing the ground water flow or partially opposing its passage.
If a well is fully penetrating the main aquifer which is opposed partially by an
impervious bed, the flow will thus be different from that if the aquifer is either infinit
in extent or if it is fully opposed by the fault. The purpose of this work is to determine
the hydraulic properties of the aquifer that is partially opposed by a barrier. The
procedure is based upon the theory of the nonsteady radial flow and the use of the
theory of images. The method of analysis adopted is that of the inflection point.
It has been assumed that the displacement of the fault is known.
RESUME
Effel des barrières imperméables créés par les fractures profondes sur I‘éeouìement des
eaux souterraines
Les failles figurent parmi les causes des fractures profondes des roches perméables.
Elles peuvent avoir pour effet d’empêcher complètement ou partiellement l’écoulement
des eaux souterraines. L’écoulement de l’eau diffèrera selon que le puit pénètre dans
une nappe aquifère principale partiellement limitée par une couche imperméable,
ou dans une nappe qui n’est nullement limitée, ou dans une nappe complètement
isolée par la faille. L’auteur se propose de déterminer les propriétés hydrauliques des
nappes aquifères partiellement limitée par une barrière. La méthode employée se
fonde sur la théorie de l’écoulement radial irrégulier et sur la théorie des images. La
méthode d’analyse adoptée est celie du point d’inflexion. On a considéré comme
connu le déplacement de la faille.
SUMMARY
A method of analysis is outlined for determining the hydraulic properties of an
aquifer which is partially opposed by a barrier. This hydrologic situation can be
represented in nature by a fractured aquifer of different opening sizes. The procedure
is based on the nonsteady radiai flow using the theory of images.
i. INTRODUCTION
Among the causes of deep-seated fractures in permeable rock are the faults. These
may be either fully preventing the ground water flow or partially opposing its passage.
If a well is fully penetrating the main aquifer which is opposed partially by an
impervious bed, the flow will thus be different from that if it is fully opposed by the
fault or if the aquifer is infinite in extent.
In nature, this hydrologic situation may occur as a result of a fault displacement
which brings up or down a part of the impervious bed opposite to the water bearing
(*) UNESCO Expert to the Republic of Mali, “Direction de l’Hydraulique,
Bamako ”.
76

formation. The case may also be a result of the earth stresses which form adjacent
tabular water bodies of varying thicknesses.
In both cases, the boundary conditions are similar apd the problem can be
considered as tabular fractures of different thicknesses or a partial barrier opposing
the aquifer.
Analysis of the data of the pumping test, may give erroneous results if the aquifer
is considered homogeneous in areal extent, while the pumped well is near to the
partial barrier, or, if the difference in the fractures thickness is considerable.
The purpose of this work is to determine the hydraulic properties, namely, the
transmissivity T and the storativity S, of two adjacent water bearing fractures of
different thicknesses. It is assumed that these thicknesses are known, or in the cases
of the fault, the displacement should be known.
The procedure is based on the theory of the nonsteady radial flow toward a well
of constant discharge using the theory of images.
2. THEORY
The nonsteady flow toward B well located near a fault which partially opposes the
ground water flow or fully penetrating an opening fracture adjacent to another of
different thickness, figure I, can be expressed in the following form, using the theory
of images, Ferris (1949);
47cT
Where T = Kb and TO = Kbo,
bo fault displacement,
b- bo difference in fracture thickness.
If r' is very large or if bo =O, equation (I) will reduce to the well function given
by Theis (1935).
Putting B = r'/r and A = b/bo, equation (1) will be:
s=- [W(u) + n'(ut)]
47cT
II II
II /
Il II b
Ø
. --- i/
i
Il
PUMPED
ll
Il
Il
II
ll
FRACTURED ROCK II II .
II II ' // / / / ,//
/ //A// / / // // / / / /
IMPERVIOUS BED
Fig. I
I
77

Where
Differentiating s in equation (2) with respect to In t:
The theoretical curve of the slopes VI versus the time r on semilogarithmic paper,
has an inflection point. The inflection point can be found as follows:
i) Differentiating m in equation (3) with respect to In t
ii) Differentiating m' in equation (4) with respect to In r
iii) For the inflection point, equation (5) is equated to zero and solving for iii
1 + B ~ e-ui(BZA-U A
Ili = 1 + ( ~ 2 ~ ,-ui(BZA- 1 2 1)
For solving equation (6) for different values of B-A, it may be put in the following
form:
1-ui
e-ui(B2A-l) = _-
(B'A)' ui - B'A
(7)
3. SOLUTION OF THE FUNCTION
The values of u$ appearing in equation (6) or (7) can be determined by knowing
B2A and the use of figure 2. Figure 2 has been constructed by choosing different
values of B2A and solving equation (7) by the method of try and error. However,
figure 2 can be used with enough accuracy for values of Be A ranging between 10 and
IWû. Accurate values of ut for any value of B2A can be found by tabulating
equation (6) or (7) using an electronic computer.
4. APPLICATION
For applying the above theory for determining the hydraulic properties T and S
from the data of the pumping test, the procedure is as follows:
i) Construct the timedrawdown curve on semi-log paper, with the time being on
the log scale, i.e. (s-log t curve);
78
(6)

ii) Choose some points on the curve and measure the slope (m) at each point per
cycle. The selected points should be enough to construct an image of the s-lOg
t curve;
iii) Draw the measured slopes (m, versus each corresponding time on semi-log Papery
with the time on the log scale, i.e. (m-log 2);
2 3 1 5 6 7 8 9
2 3 1 5 6 7 8
11 0.w u,
Fig. 2
iv) Since the inflection point usually lies on the straight portion of the rn-log i curve,
then the slope of that straight portion can be measured (m’t);
v) Determine the value of ui from known value of B2A and figure 2;
vi) Using equation (4) with known values of m’i and ui, determine the value of T;
vii) From equation (3) and known values of B2A, IQ and T, determine the value of mi;
viii) From the m-log t curve and known value of mc determine the value of ti;
ix) Knowing r, T, ti and ni, calculate the value of S, using the relationship
u. -
- r 2 S/4Tti.
5. APPENDIX - NOTATION
A
B
b, bo
rn
m’
rn’i
P
r
r’
relation b/bo,
relation r’/r,
thickness of aquifer or tabular fracture,
slope at any point on the drawdown-time curve,
slope at any point on the drawdown slope-time curve,
slope at the inflection point on the drawdown slope-time curve,
constant weil discharge,
distance between the pumped well and observation well,
distance between the image well and observation well,
79

S storage coefficient or storativity,
s drawdown of piezometric surface at any time and at any point in the aquifer,
T transmissivity of the aquifer or tabular fractures,
ti time at the inflection point on the drawdown slope-time curve,
u relation r2Sj4 Tt,
ut the value of u at the inflection point,
W(u) ~ ~ e - dx ~ / = x well function of u, tabulated by Wenzel (1942).

ANALYSIS OF PUMPING TEST IN FRACTURED ROCKS
ABSTRACT
Doctor Eng. Nabil ROFAIL
Desert Institute, Cairo, UAR
The formation constants of the feasured rock are determined, namely the
transmissivity (T), the piezometric diffusivity (x) and a new specific coefficient
characterizing the size of feacures (7). The procedure is based upon the radial flow
equation derived by Kotchina. It has been assumed that the feasured rock consists
of separated blocks, therefore the flow can be considered through a medium of a
double porosity, that is, porosity of blocks and that of feasures. The formation
constants have been determined by using the type curve method. As the function of
the drawdown distribution was not previously available in tabular form, enough
tabulation for small values of time is presented.
RESUME
Analyse des tests de pompuge efectués dans les roches fissurées
L’auteur détermine les constantes de formation des roches fissurées, c’est-à-dire :
la transmissibilité (T), la diffusion piézométrique (x) et un nouveau coefficient spécifique
qui caractérise les fissures (11). La méthode employée est fondée sur l’équation de
l’écoulement radial établie par-Kotchina. On admet que les roches fissurées sont
constituées de blocs séparés ; par conséquent, on peut considérer que l’écoulement
s’effectue dans un milieu à double porosité : d’une part, la porosité des blocs
eux-mêmes, et d’autre part celle des fissures. On détermine les constantes de
formation par la méthode des courbes types. Comme le tableau des courbes de rebassement
de la surface piézométrique n’avait pas encore été dressé, l’auteur en donne
suffisamment de tableaux pour de faibles valeurs de temps.
1. INTRODUCTION
The flow through feasured rocks is different from that through porous
medium. The current practice is to consider that the feasured pattern is regular
and homogenous. In this work, it has been assumed that the feasured rock consists
of separated blocks which are considered as a porous medium. Therefore two flow
systems within the rock may exist; i.e. flow through the feasures and flow through
the blocks themselves where each flow has its specific pressure.
The differential equation that governs the nonsteady flow though feasured rocks
can be written in the following form (I);
The new coefficient x appearing in equation (I) indicates the character of the
feasures, and is known as the piezometric diffussivity of feasures in the rock. The
coefficient is proportional to the coefficient of permeability of the system of feasures
and can be put in the following form;
81

Also the new specific coefficient 11 in equation (1) Characterizing the size of feasures
and its value ranges from few cm2 to i0 cm2. It cap be written in this form;
As the coefficient q tends to zero, i.e. the size of feasures is minimized, equation (i)
takes the usual form for the pressure in porous medium.
The flow through feasured rocks can be considered as a flow through a medium
of double porosity; the porosity of feasures and that of the blocks themselves.
2. THE RADIAL FLOW TOWARDS A WELL
When pumping at a constant rate (Qcì from a well fully penetrating feasured rock
aquifer, the differential equation can be written in this form (considering that the
intensity of infiltration W = O),
where P the pressure of Ruid in the feasures.
The boundary value problem
P1(r, O) = P (5)
The solution of this equation as derived by Kotchina(1) can be put in the
following form:
where
=[ome[í
F(O),O -exp(*t)~v] 1 -i- v2q (74
i( r
O=-t and i=--
il &¡
The values of F(8, 5) for 8 1 1 were tabulated by the use of the electronic digital
computer at the computing centre of the Akademy of Science of USSR.
For 8 1

Consequently by using equation (S), equation (7a) will reduce to;
Solving each integral appearing in equation (9) by using the integral tables;
Gradshtine and Rigi~(~);
and the second integral
Fig. i
83

2 3
U
Fig. 2
Fig. 3
1.6 2 3 4
5
-3
e

and the third integral
JO
JO (vr)
3!v (íyr'q)3
x3t3
av =-
6q3
5x3t3r - - 724%
Equation (9) can be put in the following form;
F(8, t) = -
- KO (5) + - x2t2r K+l (5)
x t KO (L)
f
rl
(A)
Jy 2v2 8 Y*
x3t3 5x3t3r x3t3rZ
6q3 - -- 72qS ""(6%) -k KO($$ (13)
+-KO
Using equation (7b) will reduce to the following form;
~+ rg 8 - u)
72 K.,( 10 the flow
though feasured rocks can be considered the same as that through porous medium
Table 1 has been illustrated graphically as in figures 1-4 that is:
I. Curves 1, 2 and 3 are plotted between F(8, 6) and 6, i/E and log [ respectively
for different values of 8 which give the shape of drawdown against the values, their
reverses and logs of the different values of time.
II. Curve 4 between F(8, 6) and 8 for different values of 6d8 which gives the shape
of drawdown against the time at different distances from the pumped well.
For solving this equation
s=- Q xt x2t2 ++-)KO($+
x3t3 x3t3r2
2~7'[(F-q 6q lMv4
x2t2r 5x3t3r)] K+1 (;?> -7
(16)
Three unknowns exist in this equation;
85

1
2
-7
am
o; r
rc
I
J
TABLE 1
1
F(0, E)
1 0,2 0,3 0,4 0,5 1,0 1,5 2,O 3,O
0.05 0,302 0,269 0,220 0,198 0,157 0,137 0,123 0,115 0,080 0,062 0,049 0,033
-
4,o
-
0,024
0.1 0,559 0,493 0,412 0,341; 0,277 0,237 0,209 0,189 0,120 0,092 0,070 0,043 0,028
0.2 1,005 0,880 0,717 0,590 0,464 0,390 0,343 0,299 0,189 0,128 0,091 0,049 0,028
0.3 1,389 1,219 0,973 0,794 0,616 0,509 0,440 0,384 0,228 0,148 0,103 0,049, 0,025
0.5 2,027 1,781 1,408 1,119 0,845 0,690 0,582 0,503 0,278 0,166 0,104 0,044 0,017
1.0 3,203 2,741 2,131 1,672 1,222 0,966 0,792 0,663 0,317 0,169 0,094 0,032 0,011
-
86
Fig. 4

3. The methods of analysis of the pumping test data.
The procedure for using above solution can be outlined as follows:
I. If the data are collected from piezometers at different distances from the
pumped well and at the same ray from the well:
a) Construct the drawdown-distance curve at any specific time of the same size as
for the curve i;
6) The observed data curve is superimposed on the curve 1, keeping the coordinate
axis of the two curves parallel, and adjusted until a position is found by trial when
the most of the plotted points of the observed data full on segment on one Of
the curves;
r) An arbitary point is selected on the coincident segment and the coordinates of the
matching point are recorded;
d) By knowing the values of 0, 6, F(0, E), thus determined T, 1/17 and x/t/
1 x
T , - and -
- 1 =- pt
x 1'2
-*
- x --
? t
11. If the data are collected from one piezometer, therefore construct drawdown-
time curve and use the same steps as in case I but with the type curve 4.
The equation of drawdown for a radial flow in feasured rocks is used, in conjunction
with data collected during a pumping test, to outline graphical methods for determining
the parameters of such aquifers. Aside from using the type curves, the method of
solution is more dependable.
Lisr OF SYMBOLS
x piezometric diffusivity of feasures in the rocks,
Ki coefficient of permeability for the system of feasures,
b thickness of the aquifer,
T transmissivity of the aquifer = k1. b,
,u viscosity of flowing water,
B coefficient of compressibility of water,
BOZ coefficient characterizing the size of feasures,
ML porosity of feasured rock which indicates the relation between the volume of
feasures to the whole volume of the rock,
?no porosity of separate block which indicates the relation between the volume of
pores to the volume of the block,
Pi the mean pressure in the feasures,
P2 the mean pressures in the pores,
W intensity of infiltration,
r radial distance from the centre of the pumping well,
87

C
2
Qc
S
e
E
JO
radius of the pumping well,
time since pumping started,
discharge of the well,
the drawdown in the pumping well,
XIS . t.
rl+t,
zero order of Bessel function of the first kind,
K,Kl zero and first order modified of Bessel function of the second kind.
REFERENCES
(l) BARENPLATT, G.E., GILTOV, E.P. and KOTCHINA, E.N., 1960, Flow through
feasured rocks. P.M.M., Moscow, Tome =IV, part 5. (in Russian).
(2) ROFAIL, N.H., 1963, The Hydrological Conditions, Resources and Reserves of the
Ground Wter in the Nile Delta and in the Adjacent Area El-Tahrir. Thesis deposited
at Moscow State University. (in Russian).
(3) GRADSHTINE, E.S.. and RIGIC, E.M., 1962, Tables of Integral Transforms. F.M.,
Moscow. (in Russian).
(4) POLUBARINOVA-KOTCHINA, P.I., 1952, Theory of Flow of Ground Water. Moscow.
(in Russian).
88

1.2
Caractéristiques hydrologiques et hydrauliques de
l’écoulement dans le Karst - Bilan hydrologique -
Caractéristiques géologiques
Characteristics Hydraulic and Hydrologic of the Flow in
thekKarst - Hydrological Balance - Geological characteristics

SUMMARY
WATER BALANCE LNVESTJGATIONS IN THE
KARSTIC REGIONS OF HUNGARY
Dr. H. KESSLER
Research institute for Water Resources Development,
Budapest, Hungary
The majority of raw material sites as well as of related industrial establishments,
settlements and towns in Hungary is located in karstic regions or in their immediate
vicinify, Their water supply, for the most part, is assured by karstic-water exploited
by dnllings or shafts. In the interest of safe operation of the waterworks, the preservation
of the ground-water balance is of primary importance. That is the cause why
the particular object of karstic hydrological investigations in Hungary is concerned
with the problem of the natural recharge of karstic water, the dynamic karstic water
supply.
In determining the natural recharge of karstic water it is of primary importance to
know not only the quantity of annual precipitation but also its distribution, since this
delenius the ercentage of annual infiltration. The annual infiltration percentage may
vary within tie same area and with the same annual precipitation quantity between 7
and 70 per cent; it is this a function of the annual distribution of the precipitation. The
specific karstic water-recharge amounts on a multi-annual average, depend on the
precipitation conditions characteristic of the karstic regions in the Hungarian Middle
Mountain and range from 7-11 lit/sec.sq.km.
Giuen the knowledge of the regularity laws, it is possible to compute the size of the
catchment area on the basis of the annual yields of springs and, in general, the dynamic
karstic water suppZy.
In regions where there are no artificial water intakes a large-scale karstic water
observation network has been developed to measure and record systematically waterlevel
variations caused by the accumulation and depletion of the dynamic water supply.
It became obvious from the data that the significant increase of the karstic water level,
and, in consequence, the accumulation of the dynamic supply takes place always in the
first four months of the year, after snow-melt and before the start of the vigorous vegetation
growth. Subsequent precipitation has hardly any significance from the water
balance point of view. The latter was verified by the investigations conducted for several
years in caves where the variations of dripping intensity as well as its relationship with
precipitation have been observed.
To observe water levels, observation drillings have also been located in areas subject
to artificial interventions, primarily mining, to explore the formation and extent of
the depression caused in the karstic water level. The effect of mine-water production
extends to distances of more than 20 km. Knowing the regularity law of water level
decline, it can be estimated which springs wil run dry and at which water supply works
disturbances can be expected.
Flow velocities (50-150 m/hour) observed in the course of experiments to demonstrate
the relationship between swallers and karstic springs, are in agreement with the
values published in the international literature. Expriments to determine infiltration
velocities were also carried out. An infiltration velocity of 2.4-4.7 m/hour has been measured
in the Upper Eocene limestone, and one of 6.7-9. l m/hour in the Middle Triassic
limestone.
RESUME
Recherches sur l’équilibre byùrique des régions karstiqires de Hongrie
En Hongrie, la plupart des gisements de matières premières et des établissements
industriels et des agglomérations ou villes qui les exploitent sont situés dans des régions
karstiques ou dans leur voisinage immédiat. L’eau nécessaire à ces exploitations est
fournie principalement par des nappes karstiques, atteintes par des puits ou des forages.
Pour assurer le bon fonctionnement des usines de distribution d’eau, le maintien du
bilan hydrique des nappes souterraines revêt donc une importance capitale. C’est pour-
quoi l’objectif principal des études relatives à l’hydrologie karstique est constitué dans
ce pays par le problème de l’alimentation naturelle des réservoirs karstiques, c’est-a-
dire par le probibme de l’apport dynamique d’eau dans les karst.
91

Pour évaluer la quantité d’eau nécessaire à l’alimentation naturelle des aquifères
karstiques, il est indispensab1e.de connaître non seulement le volume des précipitations
annuelles, mais aussi la répartition de celles-ci, puisque le pourcentage des infiltrations
annuelles en dépend. Ce pourcentage peut varier pour une même région et pour un
même volume annuel de précipitations de 7 à 70%; il est donc fonction de la réparti-
tion annuelle des pluies. D’après une moyenne calculée sur plusieurs années, la quantité
d’eau qui va alimenter les aquifères karstiques, quantité qui dépend du régime des pré-
cipitations tombant sur les régions karstiques du Massif central hongrois, varie de 7
à 11 litres par seconde par kilomètre carré.
Los lois de régularité étant connues, il est possible de calculer l’étendue de l’aire
de captage sur la base du débit annuel des sources et, de façon générale, d’évaluer l’ap-
port dynamique d’eau dans les karsts.
Dans les régions OU il n’y a pas de recharge artificielle, tout un réseau de stations
d’étude des eaux karstiques a été installé pour mesurer et enregistrer systématiquement
les variations du niveau de la nappe causées par l’accélération ou le ralentissement de
l’approvisionnement dynamique en eau. Les observations ont mis en évidence qu’une
montée significative du niveau de la nappe karstique et, par conséquent, qu’une accé-
lération de l’apport dynamique en eau a toujours lieu dans les quatre premiers mois de
l’année, après la fonte des neiges et avant la reprise vigoureuse de la poussée végétale.
Les précipitations qui suivent n’ont à peu près aucune influence du point de vue de
l’équilibre hydrique. Cette observation a été vérifiée par des recherches poursuivies
pendant plusieurs années dans des cavernes où les variations de l’intensité du suinte-
ment et son rapport avec les précipitations ont été étudiés.
Pour l’étude de niveau de la nappe, des forages d’observation ont été effectués dans
les zones exposées à des interventions humaines, notamment par le creusement de
mines, en vue de déterminer la formation et l’étendue de la dépression causée dans le
niveau de la nappe karstique. Les effets de la production d’eau minière se font sentir à
des distances supérieures à 20 km. Connaissant la loi de régularité de l’abaissement du
niveau de la nappe, on peut prévoir quelles sources seront taries et quelles installations
de distribution d’eau éprouveront des difficultés.
La vitesse d’écoulement (SO à 150 m/heure) observée au cours d’expériences faites
pour montrer le rapport existant entre une perte et une résurgence, concorde avec les
valeurs données dans les ouvrages étrangers spécialisés. Des exprériences tendant à
déterminer les vitesses d’infiltration ont aussi été faites. On a mesuré une vitesse d’in-
filtration de 2,4 m à 4,7 m par heure dans un calcaire de 1’Eocène supérieur et une
vitesse de 6,7 m à 9,l m par heure dans un calcaire du milieu du trias.
In Hungary, the greatest part of the raw material occurrences, as well as theadjoin-
ing industrial establishments and housing estates, settlements and towns are situated
in karstic regions or in their vicinity. Consequently, their water supply had to be secured
-first of all-from karstic waters, by using natural springs, or by artificial develop-
ment, i.e. driving boreholes or sinking vertical shafts. In the interest of water manage-
ment (water economy) it is ofvital importance to become acquainted with the conditions
of the subterranean water bahnce, and with the possibilities of determining the
so-called dynamical water resources. That is the reason why in Hungary special concern
is given to karst-hydrological research work.
In this study published on the occasion of the Toronto Meeting of the I. A. S. H. in
1957 (I) the author discussed in detail the method applied for the estimation of dynam-
ical sub-surface water resources in karstic regions, as well as for the determination
of the rate of percolation in the karstland. Consequently he intends to treat these pro-
blems here only in broad outline.
The essence of this method is based on the recognition that considering the measure-
ments made for decades it appeared that infiltration varied in the same area between
7 and 70 per cent with the same annual precipitation.
Consequently, it has been established that the percentage of infiltration of precipi-
tation, viz. the karstic water recharge, does not depend mainly on the annual precipi-
tation but on the annual distribution of precipitation and on the water consumption
of the plants. Accordingly, the amount of precipitation falling in the first four months
of the year, viz. preceding the development of the vegetation, and prior to the large
losses due to evaporation is determinative. Rainfalls at the end of the year, viz. autumn
92

and winter precipitation, recharges the channelways and narrow capillaries, thus, in a
certain way preparing the conditions for the development of infiltration in the first
of part the next year.
The relation of the precipitation of the first four months to that of the total year,
expressed in percentage, is termed the determinative precipitation rate. This determina-
tive precipitation rate, however, must still be corrected by a contant value (“k”) depen-
ding on the conditions of precipitation in the last four months of the previous year. The
constant “k” can be obtained by determining the rate of the difference between the
precipitation of the last four months (September-December) of the preceding year and
the long term average precipitation of the same four months. The value obtained is ter-
med the corrective precipitation rate (x). The relation of the corrective precipitation
rate to the correcting constant is shown by the following imperical table. As a matter
of course, it must be also be considered whether the precipitation measured is more or
less than the perennial average amount, according to which the constant value wil be
taken into account with a positive or negative sign.
Corrective precipitation
rate (x) in per cent
0-5
6-15
16-25
26-35
36-45
46-55
56-60
61 -65
66 - 70
> 70
Values of the correcting
constant (k)
The percolation rates belong into the determinative precipitation rates corrected by
the correcting constant can be read off from curve shown in figure 1, plotted on the
base of empirical data obtained by a series of measurements made over a period of
nearly thirty years.
The curve has been checked from year to year; its exactness has been found to com-
ply with practical requirements.
The long term averages percolating (infiltration) rates of each month, based upon
the data obtained and published in the above-mentioned study have also been examined.
On the base of data recently available these values have been subjected to mod~cations
of smaller extent. The values modified in this way are as follows:
O
1
2
3
4
5
7
10
13
15
January 43.4% July 20.7%
February 77.5% August 17.6%
March 113.0% September 14.6%
April 60.0% October 12.8%
May 44.6% November 22.5%
June 33.9% December 49.7%
It is to be noted that the value for March exceeds 100 per cent (presenting a seeming
contradiction) due to the melting of the snow which constitutes an accumulated precip-
itation. (See fig. 2).
93

It must be stressed that the above statements-as a matter of course-are valid
only for the Hungarian mountains of medium height ranging in elevation from cca
500 to 800 metres above sea level. D.J. Burdon dealing with the determination of the
karstic water resources of Greece checked our computation method according to which
P.C. 70
60
a 50
-ic
C
2 40
d
JO
c
.o
.=
0 10
$ f0
O ff 10 20 30 40 50 6Op.C
Determinative prec@itation rafe
Fig. 1 - Curve representing the relationship between percolation rate and determi-
native precipitation rate.
94
O
Fig. 2 - The average monthly percolation percentage in a karstic region.

50.7 per cent of the precipitation falling on the area percolated into the ground
and returned in the yield of the springs, on an area of cca 100 sq. km extension where
annual data on rainfall and spring yields were available on the bases of measurements
made over several years. The measurement carried out actually has shown that 51.6
per cent of precipitation percolated into the ground. According to D. J. Burdon: “The
results are in surprisingly good harmony ”. (3)
The fact that the volume of the dynamical karstic water resources does not depend
on the annual precipitation, but on the monthly distribution of the precipitation,
explains the seeming contradictions presenting themselves when the annual spring
yields are compared with the annual precipitation. If the values obtained in this way
were plotted in the form of a graph-the curve representing the precipitation was parallel
to the curve of spring yields in the rarest cases. Approximately parallel curves wil
be obtained only in those cases when the percolation rate computed by means of the
suggested method is compared with the yields of karstic springs.
In this connexion attention is drawn to another valuable study published also by
D. J. Burdon (4) viz. to a seeming contradiction in this study, where the author had not
yet considered the percolation rates of each month. In this study the author publishes
the monthly yields of the Aghia Eleousa Spring (Greece) on a graph in which the monthly
precipitation curves are also plotted. Between the precipitation peak and the peak
of the spring yields a difference of cca. four months can be observed, from which the
conclusion has been drawn by the author that this is the period of time necessary for
the water to find its way under ground from the drainage area to the spring. If, however,
instead of the precipitation that feil on the area the precipitation percolated into the
ground is plotted on the bass of considering the percolation rates of each month, then
the curve obtained wil be in a better harmony with that representing the spring yields
and the peaks of both curves wil be also much closer to one another, a fact supporting
the relationships! In figure 3, the spring yields and precipitation rates involved in the
study are plotted and in addition to these the curve representing the rate of theprecipitation
percolated into the ground is drawn (by a dotted line).
Fig. 3 - Example for the postponement of the quantities of precipitation falling on the
ground and percolated into the ground, in connexion with the yield of Aghia Ele-
ousa Spring.
F:
F
95

We notice also that as results of the estimations (checked by measurements) of the
karstic water resources in Hungary we obtained for the natural replacement of supplies
(replenishment) values ranging from 6.0 to 11.0 Iitreslsec. per square kilometre (as a
long-term annual average).
This value also includes the replenishment of deep karstic supplies from the surface.
Attempts have been made to determine the static water resources stored in deep
karstic strata. The greatest difficulties encountered here were offered by the determi-
nation of the voids volume, the execution of which seemed to be impossible from a prac-
tical point of view in the exceptionally inhomogeneous limestone. However, the porosity
(percentage of voids) of the dolomite of capillary structure was determined by means
of the cone shaped draw-downs caused by artificial development (tapping) of the water
supplies, on the one hand, and with the aid of the rise of karstic water levels subsequent
to rainfall (precipitation). In this respect a void ratio ranging from 1 to 7 per cent was
established depending on the depth and the tectonical conditions.
Possibilities for the forecasting of the natural replacement (replenishmerit) of karstic
water resources.
On the base of investigations carried out in connexion with the natural replacement
of karstic water supplies and discussed briefly in the foregoing, it appeared that the
recharge in karstic area (consequently the yield of karstic springs) depends mainly on
the precipitation of the first four months of the year, which falls prior to surface vege-
tation and nearly all of which percolates into the karstic area and into the channelways
of the karstic springs. Rainfalls of the following period add only slightly to the yield
of karstic springs. However, as we have noticed in the foregoing, the autumn precipi-
tation is also of considerable importance since it prepares in a certain way the conditions
for the development of infiltration in the first part of the next year.
All this offers an adequate possibility for the forecasting as early as Aprii, of the
extent of natural replacement (replenishment) of karstic water resources to be expected
in the course of the coming year. For this procedure a routine method has been devel-
oped on the base of which in the first days of May of each year important prognostics
of great significance from the viewpoint of the menagement of water works sited on
karstic springs or on artificial karstic water developments can be given.
The very essence of this procedure is that first of all the probable annual preci-
pitation wil be computed by adding the average amount of precipitation of the other
months of the year to the precipitation of the first four months (already known).
Subsequent to this, it wil be determined what percentage of the assumed annual
quantity of precipitation the quantity of precipitation of the first four months con-
stitates. This value wil be corrected in the above described way by the corrective
value, depending on the precipitation conditions of the last four months of the pre-
vios year, following which the relevant percolation rate belonging to this value wil
be read off from the empirical curve; by multiplying it whith the assumed annual
quantity of precipitation the percolated annual precipitation will be obtained. If we
compare this value with the annual average value-it can be established by what per-
centage percolated precipitation can be expected to be above or below the perennial
average in the year being examined.
An uncertainty encountered in this method is caused by the lack of knowledge regar-
ding the quantity of precipitaQon be expected from May to the end of Decemb-r of the
year being examined, due to which the perennial average value wil be applied. In view
of the fact, however, that in these months the rate of percolation (infiltration) related
to the year being examined is relatively low, the error involved wil be insignificant,
which gives results satisfying practical requirements, as experience has already shown it.
96

The Hungarian Research Institute for Water Resourses Development has issued
such tentative forecasts since 1950. Later, from 1960 onwards, regular forecasts have
been published. Regarding a karstic area (“Mecsek”-Mountains) the precipitation
data and the spring yields which have been duly recorded through the last decades as
part of experiment, the natural replacement of karstic water resources had been determ-
ined on the base of the known precipitation data of the first four months of each year.
Then the values obtained in this way were checked on the base of the known spring
yields. These “forecasts” nave been computed for the last 29 years and the following
errors were fonud:
in 15 cases the error varied from O to 10 per cent
in 6 cases the error varied from 11 to 20 per cent
in 3 cases the error varied from 21 to 30 per cent
in 3 cases the error varied from 31 to 40 per cent
in 2 cases the error was in excess of 40 per cent
Accordingly in 52 per cent of the cases the error of forecasting was less than 10 per
cent and only in 7 per cent of the cases errors not complying with practical requirements
were obtained. It is expected, however, that the rate of error can be further decreased
in the future. Subsequent developments in estimating the period from May to Decem-
ber the values forecast by the meteorological institutes on the base of periodicity
research or of other progressive methods wil be considered instead of the long term
average precipitation.
A comparison of the forecasts computed for the above-mentioned years with the
actual values is shown in figure 4, illustrating clearly the favourable relationships. Sig-
nificant deviations are revealed only in the years 1940, 1955 and 1960. Regarding the
years 1944 and 1956 no dependable series of measurements are available, consequently
these years have been omitted.
It goes without saying that checking can be carried out with the necessary exactitude
only in areas which can be adequately confined from a geological point of view and
where very precise and regular measurements are made of the quantity of precipitation
and the yield of the springs. It is a well known fact that areas of this kind are very low
in number, but the significant practical interests associated with forecasting require that
on the base of an international collaboration the highest possible number of experi-
mental areas of this nature be developed in order to be able to check and improve fur-
ther the method of forecasting.
INVESTIGATIONS IN CONNEXION WITH THE FLUCTUATIONS IN KARSTIC WATER LEVEL AND
THE EFFECTS OF ARTIFICAL DEVELOPMENT
For the purpose of observing and acquiring knowledge regarding the laws of fluc-
tuations in the karstic water level owing to natural and artificial effect viz. influences,
numerous water level observation boreholes were driven down in the karstic regions of
the country, the greatest part of which reached the deep karst.
One set of boreholes was sunk in areas where the influence of artificial karstic water
production could not have been felt, where the variations in karstic water level were
due only to natural influences (as precipitation). An area of this type is the karstic region
built up of dolomite of the upper Triassic period situated north of lake Balaton. The
water level measurements effected regularly since 1953 resulted in the conclusion-other-
wise easy to understand on the bases of methods discussed in the previous chapter-
that a considerable rise in the water table takes place almost always in March and April
when the percolation (infiltration) rate is the highest and the water consuming effect
of the surface vegetation is not significant. Subsequent to this period, in the course of
97

Fig. 4 -The forecast precipitation (dotted line) and the precipitation actually infil-
trated into the ground (continuous line) in the Mountains Mecsek.
the year, the karstic water level gradually decreasing independently of the precipi-
tation, until the beginning of the next year when a new rise can be experienced.
The greatest rate of variation in the karstic water level observed so far reached
eight metres within one year in this area subjected only to natural influences.
98

The greatest part of the karstic water observation boreholes were sunk-as a matter
of course-in karstic areas where the water level has been affected by artificial influenas
-first of all-by water production associated with mining.
These boreholes have clearly shown the depression caused by water production of
mines in the karstic water table and also explained the phenomena that abundant karstic
springs situated at a great distance from mining districts dried up. The data obtained
from the boreholes sunk at Tatabánya are especially instructive, since it could be poin-
ted out that even as far as 14 kms from the centre of this mining district the influence
of mining water production was clearly observed.
Fig.5 -Variations in karstic water !eve1 influenced by nearby mining activities (Tata,
Obarok) and on areas free of artificial influence (Nemesvámos)
The fluctuations in karstic water level due to natural and artifical influences are
illustrated in figure 5 where data collected at the borehole 14 kmnorth-westofthemin-
ing centre of Tatabánya, as well as at the borehole 9 km south-east of the mining
centre, at Obarok, are plotted. It can be clearly seen from this figure that the karstic water
lecel has sunk by more thaii 10 metres since 1959. The fact that this phenomenon cannot
be attributed to unfavourable precipitation conditions is demonstrated by the karstic
water level ofNemesvámos indicated on the drawing by a dotted line, i.e. in an area of
the Balaton Highlands where no mining activities are taking place. In this region the
water level has raised cca 7 metres since the beginning of the exploration work. The
rising water levels in the first months of the year are closely shown on the curve. The
significant rise in 1963 is especially striking. In this year only average precipitation fell
on the area, but the distribution of the precipitation during the year was especially
favourable from the viewpoint of dynamical karstic water replacement (replenishment)
and infiltration. The annual distribution was so favourable that it temporarily stopped
the depression even in the area of the mining district, and brought about a certain rise
in the karstic water level.
99

For the sake of completriess, in the colums illustrated in the figure mining water
production is also shown, which reveals a growing tendency. We notice here that the
adverse effect of water production upon the water balance appeared in 1961 at such a
rate that water production surpassed the natural recharge of 56 cubic m per minute
computed with the aid of the method described in the introductory part of the present
study.
As a very instructive example of the upsetting of water balance in the following we
are going to describe a case observed recently:
In 1964 in Miskolc (a Hungarian country city) for the purpose of thermal water
production a borehole of 600 m depth was sunk into karstic limestone. The borehole
was especially abundant in thermal water, its yield amounted to 5,000 litres per minute.
Within two weeks subsequent to opening the borehole the thermal springs of similar
deep karstic origin sited at the spa (health resort) at a distance of 6.5 km from Miskolc
dried up. Subsequent to shutting off, viz, discontinuing the operation of the newly estab-
lished borehole-the natural springs continued to deliver water and their yield reched
the original value.
Several experiments were carried out for the purpose of clearing up the relationship
between the well and the springs. These experiments have proved that opening of the
well can be detected within 20 minutes at the springs with the aid of precise measuring
instruments. Such a quick reaction can be naturally expected only in well developed
karstic (cavernous) limestone, whilst in the case of boreholes driven down in dolomite
due to the narrower, finer water delivering cracks and veins the deeper depression
takes shape first in the immediate vicinity of the shaft and extends to greater distances
only later on.
These establishments viz. conclusions call attention to the fact that within an inte-
gral (uniform, homogeneous) karstic region artifical devebpment should take place
with the greatest possible care and with due consideration of thenatural water replen-
Photo No. 1 - Instrument room of the subsurface (underground) observatory of Buda-
pest (Photo Csekó A.)
I O0

ishment (recharge), otherwise the upset of water balance may result in very harmful
consequences. As a matter of course, however, for the equalization of varying precipi-
tation conditions the static water resources may be utilized temporarily but only to such
an extent that the quantity of water drawn off in total must not rise above the replenish-
ment of the dynamical water resources as computed in the annual average value.
For the purpose of protecting the thermal karstic medicinal springs of Budapest,
as well as for the systematic supervision andchecking of the karstic water level and other
hydrological characteristics-in Budapest, in one of the caves of the Gellért Mount an
underground observatory was installed where variations taking place in the thermal
karstic water level and in other factors are automatically registered (recorded) (Photo
No. I).
Investigations in connexion with kurstic springs
For the purpose of satisfying demands in potable water supply in general the natural
springs are developed first. From among the natural springs the karstic springs with
their abundance in water surpass by far other springs-but due to the special nature of
channelways of karstic springs the disadvantage is encountered that their water yield
is subjected to significant fluctuations and owing to limited possibilities of natural filtration-the
bacteriological conditions cannot be regarded as satisfactory. That is the
reason why in Hungary the systematic investigation of the springs, especially of the
karstic springs had become necessary which has made it possible to develop and introduce
a certain classification of dependability on the base of measurements effected in
the course of a longer period of time.
The classification of dependability is based on the three most important characteristic
features of the spring. The first is the water yield, the second is the temperature and
the third is the chemical composition. The more constant these three factors are-the
more dependable the spring is. The methods by which water yield and temperature
measurements are effectuated-are well known. For the purpose of characterizing chemical
composition the so-called electrical resistance measurement has been introduced
which makes it possible that with the aid of a single numerical value, the specific resistance
depending on the ion-concentration-the chemical composition of the spring
water can be characterized. This examination may take place at the site and can be
carried out by a less qualified staff.
On the base of measurements performed in the course of several years the fluctuation
ratios of the yield of the springs (e), of the spring water temperature (t) and those
in electrical resistance (R) have been developed (Qmax: Qmin, tmax: tmin and Rmax: Rmin
on the base of which the so-called dependability indices (pQ, ,ut, pì?). On the basis of
examinations and practical experience collected through decades the dependability
classification included in the following table has been introduced:
Water yield Temperature Electr. Resistance
1.0- 3.0 6 1.00- 1.15 6 1.00- 1.05 6
3.1- 5.0 5 1.16- 1.25 5 1 .O6 - 1.10 5
5.1- 10.0 4 1.26- 1.35 4 1.11-1.15 4
10.1- 20.0 3 1.36 - 1.45 3 1.16- 1.25 3
20.1-100.0 2 1.46- 1.55 2 1.26 - 1.35 2
>100.0 1 >1.55 1 >1.35 1
The dependability indices have to be evaluated as follows: 6 = excellent; 5 = very
good; 4 = good; 3 = satisfactory; 2 = poor; 1 = very poor.
101

It has been proved that the dependability indices depend strictly on the geological
conditions of the watershed and the riverine. In mountains built up of dolomite the
conditions are much more favourable than in lime rock. In areas subjected to strong
tectonic effects the channelways are of greater dimensions -consequently the perco-
lated precipitation finds its way to the spring within a much shorter time, without fric-
tional resistance, which results in great fluctuations rendering the karstic spring un-
reliable. On the other hand, narrow channelways-especially in dolomitic karst-are
impeding quick underground i.e. subsurface flow, thus making it possible that a great
part of the percolated precipitation wil be stored inside the mountain and in this way
an adequate equalization wil be brought about at the spring. The slower subsurface
flow-as a matter of fact-promotes also equalization of the temperature and of the
dissolved solids (electrical resistance) due to which the reliability of the three hydrologi-
cal factors of the spring will be significantly improved. As experience indicates-even
bacteriological conditions of a given spring are satisfactory if the above-mentioned
three factors viz. the respective indices are favourable.
If long measurement series are lacking, adequate evidence regarding the depend-
ability of the karstic spring is offered by the ratio Ca: Mg. A higher Mg content indicates
dolomitic strata on the base of which conclusions can be drawn regarding channelways
Photo No. 2 - Dripping registration device in the stalactite cave of Aggtelek. (Photo:
Radai 6.)
102

of smaller dimensions resulting in a higher degree of dependability. On the other hand,
a higher Ca content refers to easily soluble limestone, promoting the development of
wide, cavernous channelways, enabling the quick runoff of precipitation water without
banking-up, and in this way resulting in the diminishing of the dependability of the
spring.
[NVESTIGATION CARRIED OUT IN CONNEXION WITH PERCOLATION (INFILTRATION)
For the purpose of directly studying the precolation (infiltration) conditions in
karstic regions-in a number of caves drip-metering devices were set up under the sta-
lactites. These devices were developed in such a way that at places difficult to get at
automatic registrations of the water quantity dripped off took place (see Photo No. 2),
whilst at other places the collected amount of water was measured daily in measuring
cylinders.
The purpose of the measurements was to establish the effect exerted by the precip-
itation upon the rate of dripping in the caves in the course of the different months Of
the year and to find a possible relationship between the percolation rates and laws
revealed in other ways.
In the course ofinvestigations carried out in the last four years the drippingintensity
(i.e. the amount of water dripping down in an hour expressed in ccm-s) was measured
at different characteristic points. Subsequently it was examined how many cm-s of
precipitation fell upon the ground surface above the given case within five days pre-
ceding the increase, in those cases where the dripping intensity was strikingly high. The
increase in dripping intensity due to one mm of precipitation is called the specific in-
crease of dripping intensity. It has been found that the precipitation falling in the differ-
ent months of the year affects in different ways the specific increase in dripping inten-
sity. In the course of these investigations the winter periods when the melting snow
might influence the rate of dripping had to be eliminated and only those data were
considered when the change in dripping rate was due to rainfalls actually falling upon
the area being examined. As a ha1 result with the aid of this method it has been estab-
lished that the precipitation falling in vegetation free months percolates into the ground
at a much higher rate and feeds karstic water than precipitation of those months where
water consumption of surface vegetation and evaporation is much higher. In the follow-
ing the average values of increase in dripping intensity due to one mm precipitation
in the different months of the year have been summarized:
January
February
March
April
May
June
July
August
September
October
November
December
i i .3 ccm per hour/mm
12.4 ccm per hour/mm
13.1 ccm per hour/mm
10.0 ccm per hour/mm
7.7 ccm per hour/mm
2.4 ccm per hour/mm
0.2 ccm per hour/mm
0.8 ccm per hour/mm
0.5 ccm per hour/mm
4.1 ccm per hour/mm
9.6 ccm per hour/mm
14.9 ccm per hour/mm
The data are plotted graphically op figure 6. In spite of the fact that only few data
were available the similarity between this curve and the curve No. 2, representing the
percolation rates of the different months of the year is striking. As a matter of course
103

due consideration has to be given to the fact that the diagram drawn up on the base of
spring yields was prepared viz. supported by data of measurements effectuated in three
decades. However, the great similarity permits the conclusion to be drawn that there
are great variations in the percolation conditions during the year and these variations
are taking place according to certain laws, in the different seasons of the year.
Fig. 6 - Specific increase in dropping intensity caused by one mm precipitation.
Investigations were also carried for the purpose of establishing the velocity of infil-
tration. One of the series of these investigations was executed in the limestone moun-
tains of Medium Triassic Period situated above the famous stalactite cave of Aggtelek.
Above one of the larger rooms of the stalactite cave of Aggtelek on the karstic ground
surface artificial precipitation was produced by means of the water drawn off from the
cave rivulet. The water sprayed upon the ground surface was salted with common sait
weighing several metric centners. The artificial water spraying corresponded to a 85 mm
precipitation. In this case at several dripping points measuring cylinders were set up,
the content of which was metered every quarter of an hour, and the water received by
the cylinder was subjected to chemical analysis and its electrical resistance was also
determined. The thickness of rock strata above the cave ceiling reached cca 83 metres.
The arrival of the artificial precipitation at the cave could be easily established by
the increase in dripping intensity and the appearance of cl content. As the final result of
the investigations it has been stated that the infiltration velocity ranges from 7.0 io
9.1 metre per hour.
We have to notice it here that there were no swallow holes in the ground surface,
consequently the water could disappear only through the fine haircracks oftheiime rock,
consequently, the water reached the cave by infiltration and not by turbulent flow. No
surface runoff was experienced.
Similar experiments were carried out in Budapest, on the surface of the ground
above the cave of Pálvölgy. The rock consisted here of nummulitic limestone of the
104

Upper Eocene epoch. It has been found that the velocities occurring here varied from
2.7 to 4.7 metres per hour.
The slower rate of percolation (infiltration) velocity experienced here can be explain-
ed-in all probabilities-by the lower karst formation tendency of the rock.
It has been observed on both areas being investigated that the dripping intensity
rapidly increases then slowly diminishes to its original value, which is also characteristic
of the changes in the yield experienced in karstic springs.
At those places where the origin of a subsurface rivulet could be determined with
the aid of an open swallow hole-the velocity of flow of karstic waters could also be
determined with the aid of using colouring agents or salt. On the base of several experi-
ments it has been found that the velocity of flow ranges from 40 to 110 metresper hour
which shows good harmony with the values published in the international literature.
It is interesting to mention that there was an experiment repeated with tenfold water
yield of the spring whilst the velocity of flow was hardly redoubled. From this the con-
clusion may be drawn that at the first measurement the water had not fully filled up the
channelway of the karstic spring but it flowed directly into the wide cave where in addi-
tion to the increased yield it could augment its cross sectional area. Accordingly the
increase in velocity was not proportional to the rise of the yield. Later on, this cave was
found by speleologists. From the form of appearance of the coloured or salted water
also conclusions can be drawn regarding the character of channelways. If the marked
water appears at once in a concentrated form-it means that it flows in narrow channel-
ways under pressure. On the other hand, if the marked water traces appear over a
longer period of time it indicates that the water meets broader sections, possibly small
lakes, on its way to the spring.
(l) KESSLER
(2) KESSLER
LITERATURE
H. (1957). Estimation of Subsurface Water Resources in Karstic Regions.
IASH tome II. pp 199-206. Toronto Meeting.
H. (1955). Der Versickerungsbeiwert in Karstgebieten. Wasserwirtshaft-
Wasser technik (Berlin) 1955.12, pp 392-395.
(3) BURDON J.D (1961). Methods of Investigating the Ground Water Resources of the
Parnassos-Ghiona L.imestones. IASH Athens Meeting, 1961. Publ. No. 57, pp 143-
159.
(4) ARONIS G. and BURDON I. D. (1961). Development of a Karst Limestone Spring in
Greece. IASH Athens Meeting, 1961. Publ. No. 57, pp. 564-585.
105

HYDROLOGICAL AND HYDRAULIC CHARACTERISTICS
OF WATERS FLOWING FROM FISSURED
CARBONATED ROCKS INTO MINES
SUMMARY
T. TETTAMANTI
M. Eng., Chief of Department,
Dorog Coal Mining Trust, Hungary
A major part of the coal production, as well as all the bauxite and manganese pro-
duction in the People’s Republic of Hungary are bound to the Transdanubian Central
Range area. Mineral deposits cover aquiferous carbonated fractured substrata of
Superior Triassic Age. Mining operations are carried out almost exclusively under the
level of stable water and, as a consequence, the prevailing conditions can be considered
as utmost hazardous on an international level too.
In giving a short account of the tectonic and hydrogeologic characteristics for com-
mercial mineral deposits, as well as some statistical data on specific indices relating
to the volumes of water to be pumped, it is aimed at offering a picture of the mining
operations carried out in difficult water conditions.
It wil be reported on the relations between mining activities and water inrushes
of primary and secondary character. Well interpreted field observations and experiences
gained for several decades, as well as hydrological and hydraulic investigations, help to
gain better knowledges on the causes and frequency of water inrushes and clarify many
of the relevant problems.
An investigation into anticipated rates of water flow and the causes of their changes
in function of the time, using scientific methods, contribute more and more to find
proper solutions for problems encountered during production.
Methods of protection against water look back to a longer past. It wil be reported
on the methods developed hitherto, i.e. on preventive, passive and active ones and a
summary of their principles, their fields of application and the obtained results is given.
Finally, major problems to be solved in the future are indicated.
Caractéristiques hydrologiques et hydrauliques des eaux s’écoulant des roches fissurées
sur des chantiers
RESUME
Une partie considérable de la production charbonnière et, en plus, toute la produc-
tion de bauxite et de manganèse proviennent, dans la République Populaire de Hongrie,
du Massif Central de Transdanubie. Les gisements minéraux ont été formés sur une roche
originaire carbonatée, fracturée, aquifère d’âge triasique supérieur. Les opérations
minières sont exécutées, presque exclusivement, au-dessous du niveau aquifère et, par
conséquent, le danger des venues d’eau est considérable.
En caractérisant brièvement les propriétés tectoniques et hydrogéologiques des
gisements minéraux commerciaux et en indiquant quelques données statistiques sur les
volumes des venues d’eau et sur certains indices spécifiques relatifs, on se propose de
brosser un tableau des travaux miniers exécutés dans des conditions extrêmement hasar-
deuses lors des venues d’eau.
Les relations entre opérations minières et venues d’eau forment l’objet de cette
étude. Les venues d’eau peuvent être de caractère primaire et secondaire. Les investiga-
tions hydrologiques et hydrauliques sur celles-ci donnent, combinées avec des obser-
vations et informations recueillies sur le terrain et bien interprétées, un précieux appui
pour l’étude des causes et de la fréquence des venues d’eau.
L’examen de la question des débits d’eau à prévoir et de leur modification, en fonc-
tion du temps, contribue de plus en plus, en se servant des méthodes scientifiques, à
trouver une solution pour les problèmes de production.
La protection contre les venues d’eau conserve de belles traditions. Les méthodes
préventives, passives et actives, mises au point, sont décrites en indiquant brièvement
leurs caractéristiques essentielles, leurs possibilités d’application et les résultats obte-
nus. Enfin, sont esquissés les problèmes les plus importantes à résoudre dans l’avenir.
106

A major part of collieries, as well as all the bauxite and manganese mines in the
People’s Republic of Hungary are to be found in the Transdanubian Central Range
area and, due to the permanent danger of water, can be considered as utmost hazard-
ous. Mining, started in the past century and made mainly during the two last decades
a big development, required for problems of water accumulated in fissured carbonated
strata to be studied theoretically as weil as practically on an intensive way.
In the followings, a short account of the relevant mining activities and their results
will be given without, however, striving for completeness, that, considering the given
time limits, would not even be possible.
1. MINING OPERATIONS IN THE AREA OF CARBONATED SUBSTRATUM
1.1 TECTONIC AND HYDROLOGIC CHARACTERISTICS FOR THE TRANSDANUBIAN CENTRAL
RANGE
Sediments in the Central Range had been formed at areas of SW-NE strike ~ 0 1 1 ~ -
ling sediments of metamorphosed crystalline masses. Carbonated rocks, containing
considerable amount of water, were formed during the Lower Mesosoic. The main dolo-
mite, as well as, Dachstein and Lias limestone measures have been explored at an area
extending over 5,000 km2, forming, as they do, directly or indirectly the underlying
strata for coal, bauxite and manganese occurrences. Numrnulionous limestone strata Of
Eocene Age to be found locally in the roof of the seams have equally accumulated water.
Lines of longitudinal fracture are running in the same direction as the strike of the Cen-
tral Range. Formation of cracks, perpendicular or nearly perpendicular thereto, gave
rise to considerable vertical displacements, whereas horizontally they are much less
marked.
The degree of fracturation of carbonated strata, displaced under the effect of oro-
genic forces, is varying in broad limits in function of the depth. As a consequence, all
variants of carst rock types are to be found in the Central Range. Some characteristics
of the reservoir, designed as main carst consisting of carbonated strata and containing
a coherent body of water in great amount named main carst water, are shown in figure 1.
Cracks in carbonated strata, and the water contained in them respectively, form a
coherent hydraulic system under varying pressure that locally is as high as 40 to 50 atm.
The dynamical water level corresponds to the varying heads of pressure influenced.
among other things, by natural and artifical water drainage. Artifical dewatering must
be carried out, before all, on account of feeders due to mining operations. The level of
stored water varies between + 270 and 4- 110 m above sea level.
1.2 MINING OPERATIONS IN HAZARDOUS HYDROLOGICAL CONDITIONS
Coal, bauxite and manganese deposits now extracted cover the carbonated sub-
stratum. To the North there are Dorog, Tatabánya and Oroszlány coal fields, at the
centre the Middle-Transdanubian coal and bauxite occurrences and southward coal,
bauxite and manganese deposits at Ajka.
The degree of hazard, due to the presence of water, is variable. Frequency and inten-
sity of water intrusions, pressure of the accumulated water and the depth of mining
are, all, varying. In addition, tectonic conditions and the age of different occurrences
are divergent. As to characterize them, schematic geological sections from Dorog and
Tatabánya coal fields as weil as from Iszkaszentgyörgy bauxite occurrence will be
shown in figures 2, 3 and 4.
The rate of water flow in Dorog coal field has continuously increased due to the
fact that mining had been extended over areas characterized by more and more less
107

108
Fig. 1 - Map of the Transdanubian Central Range with characteristics for the main
carst system.
‘ I
”‘
E ~
I
T

Dacbdeh hmesfone
E3 Lower Emm brown coa/
Fig. 2 - Geological section for Dorog coal field.
o 46 I 2 krn
NW SE
'4 ~achstem //mestone
Upper Fiassic dolomite
Lower Eocene brown c00l
Fig. 3 - Geological section for Tatabánya coal field.
sw NL
o-, m m
1 Pleistocene 2 Eocene hmestone and marl
3 Lower Eocene mari 4 Cretaceous bauxite
5 Upper Piassic dalmite
Fig. 4 - Iszkaszentgyörgy bauxite deposit.
109

favourable mining conditions and in this respect further increase is to be anticipated.
In Tatabánya coal field extracting operations, carried out in marginal areas, have dou-
bled the amount of water pumped for some years. A further increase is foreseen there
too.
In the roof and floor of Middle-Transdanubian coal seams there are carbonated
fractured strata presenting, by this way, a permanent hazard of water intrusions from
two directions. The situation is, however, more favourable in this case than for the two
former fields.
Equally better hydrogeological conditions prevail at Várpalota and Oroszlány fields,
where main carst water body is only indirectly drained.
Most of bauxite and manganese occurrences in Hungary are sedimented directly
onto the dolomitic substratum. Mining, carried out now at relatively shallow depth,
progresses gradually toward greater depth. The volume of inrushed water is increasing
also at this place.
It is to be noted that using the actual hydrological protective methods, only 25 % of
the reserves in Dorog coal field can be extracted. 73.7 % of the bauxite reserves are under
water level.
1.3 WATER PUMPING IN MINING
For mining operations the volume of water to be raised, the depth of extraction
together with the connected pumping heights and not least the volume of water cm3)
per unity of production (I t) are of prime importance.
Volumes of water lifted vs head of pumping are shown in figure 5.
0
depth rn
l
i
!O0
200
300
#O
Fig. 5 - Distribution of waters pumped in Hungarian mines.
As to characterize water pumping conditions data indicated above are presented
on a national level in a summarized form in Table 1 corresponding to the situation in
1964.
Increase in production due to the fact that hydro-geologically less favourable dis-
tricts have been extracted too, indicates, in the following Table 2 vs time the problems
solved and to be solved on account of feeders.
110

Coal mining
TABLE 1
Summarized data on the volumes of water
raised in the mines of Hungary
Volume of Mean pump- Specific
Field or Trust water ing head value
ms/rnin rn m3/t
Komló T. 2.25 376 0.872
Pécs T. 5.60 417 2.110
Dorog T. 111.86 21 8 26.780
Pilis V. 0.55 98 0.591
Tatabánya T. 106.74 133 14.500
Oroszlány V. 3.30 183 1.165
Borsod T. 51.70 85 5.900
Középdunántul T. 66.81 155 4.764
Nógrád T. 10.10 152 1.411
Ozdvidék T. 11.35 145 4.534
Mátravidék T. 3.90 35.4 0.794
Várpalota 10.15 120 2.253
Hidas V. 0.30 87 0,540
Coal mining total 384.61 166.2 5.740
Ore mining total 4.40 156
Bauxite mining total 90.30 87 42.20
Mining in Hungary
total 479.31 159.1 -
Fighting against water hazard looks back to the longest period in Dorog coal field.
As to give a general idea about it, data on water lifting and changes in water level for
the past nearly four decades are presented in figure 6.
As it is to be seen, despite artificial drainage operations carried out intensively, no
marked drop in wster level regionally is observed.
TABLE 2
Percentual change in indices .for water pumping in coal
mines between 1938 and 1964. (Basic year is 1938)
1938 1961 1962 1963 1964
Coal production (t) 100 305 311 328 342
Feeders (m3/min) 100 443 556 603 661
Specific water raising (m3jt) 100 143 176 174 189
Mean lifting head (m) 100 157 167 163 165
111

By presenting the above data it was aimed at documenting that Hungarian mining
has effectively to fight against a permanent hazard of water inrushees of incomparable
severity.
1927 1930 fQ35 IQ47 1945 1950 f955 1960 1964
Fig. 6 - Changes in water level as against drainage in Dorog coal field.
2. TNTERDEPENDENCE OF MINING OPERATIONS AND FEEDERS
90% of the volume of water accumulated in the Centrai Range i.e. 420 maimin are
tapped by mining operations partly accidentally, also unintentionally, partly with a
view of carrying out the planned drop in water level.
Research and practical men in great number have studied for some decades problems
relating to hydro-geologic and recently hydraulic characteristics for fractured reservoir
systems as weil as their interdependence.
Since hydraulic questions and characteristics of water flowing form the subject of
another paper, here they will be only shortly discussed aiming at indicating primarly
other correlations.
2.1 FACTORS BEARING UPON WATER INRUSHES
2.1.1 Hydrodynamic conditions
In addition to determine locally the mean volume of interstices in carbonated rocks,
it is important to know the degree of changes in crack system vs depth. For both open
and closed water levels hydrostatic pressure is increased with depth. The volume of
flowing water is a function of this latter and of the section at disposal for flowing.
Knowing the changes in the îorm of a depression cone produced during artificial
draining, the volume of interstices in the concerned area can be approximated. Its
112

knowledge promotes the districts, where the degree of hazard is diminished by drainage,
to be extracted and an artificial dropping in water level to be performed. The volume of
water drained artificially can, in the course of water inrush, be computed from the so
called relation for the equivalent section of flowing F = &/1/2gH, once the amount of
water depending upon pressure and the depth are known. Hereby all the effects of losses
due to friction and contractions produced during flowing have been considered. Computing
the dimensions of this section for different levels, using the data for known cases
of inrushes, it can be concluded upon their changes vs depth. As a consequence, volumes
of water related to levels choked at will and approaching effective conditions can
be computed. The amount of water originating from the substratum and its changes
vs time are determined by the equivalent section of flowing (F) characteristic of the
water inrush and the section of lines (f) leading to the mining cavities in question. Starting
from the above relations it will be possible for the rates of flow so important for
mining operations to be predetermined by approximations.
Determinating the parametres for water flow and through them establishing the
laws governing water movements as well as the further study of correlations and extension
of their field of application, all, are subjects for further investigations.
2.1.2 TECTONIC CONSIDERATIONS
Rate and frequency of water inrushes are dependent upon tectonic and protective
layer conditions as well. A critical evaluation of data relating to areas already extracted
or under extraction gives the possibility of making some statements and drawing up
conclusions valid also for areas to be opened up.
Statements based on studying several hundreds of practical feeder cases support the
opinion according to which for 70 to 80 per cent of inrushes at the Northern part of the
Central Range directly faults and for 15 to 20 per cent fractured zones in faults are res-
ponsible. Location of breaks or secondary zones of movement and those characterized
by very carsted conditions is, for an effective protection against water hazard, indispen-
sable.
It could also be stated that fractures causing greater or lesser throws were equally
hazardous. Zones of greater throw do not present, by all means, increased hazard.
In marginal areas of the fields the degree of hazard is increased as proved by inrushes
of higher rate.
Throws, as well as hydrostatic pressure, are only of secondary importance, the sec-
tion of water channels playing a decisive role.
Investigations could also clarify that the inferior line of intersection was more hazar-
dous than the superior. At longitudinal and transversal main systems of fracture, trans-
versal compressive and tensile stresses, respectively can be initiated. According to gener-
al geomechanical considerations these two directions are tectonically not equivalent.
It can be concluded therefrom that along longitudinal breaks the substratum is com-
pressed, whereas transversally extended. Extended, carsted channels formed conse-
quently along transversal breaks. Classification and analyse of more than 800 interpre-
table feeder cases in Tatabánya and Dorog coal fields led, however, to the conclusion
that 75 per cent of the specific water discharge related to 1 m length of fracture to the
strike was not originated from transversal breaks. Longitudinal, compressed breaks are
also equivalent with transversal ones and this in spite of the presumed choking effects.
It is interesting to note that in the two fields the major part of inrushes did not occur
at the same main fracture line direction. Geomechanic systems for main fracture lines
can be, also only within the same field, considered as similar.
Investigations into the relations between feeders and geological structure indicated
several factors influencing the degree of water hazard as well as the method to be choi-
ced for protection.
113

2.1.3 Rale of protective layer
Impermeable floor stratum, the so called protective layer between substratum and
mineral deposit has to prevent stored water, by resisting to its hydrostatic pressure, to
break into the mine. Pressure of water is dependent upon depth under piezometric level
and resistance of protective layer upon its proper thickness, impermeability and the
position of breakage planes interrupting their continuity. Therefore, the specific thick-
ness of protective layer i.e. that related to 1 atm hydrostatic pressure is more important.
Thickness and material of the protective layer vary in each field, the latter consists
mainly from clay, sandy clay and shaly m.ar1 of Eocene age.
At the major part of bauxite occurrences now extracted no protective layers are pre-
sent or they are insignificant. Observations made during mining operations carried out
for several decades at very watered areas revealed that inrushes in 74 to 85 per cent
were due to protective layers with a thickness inferior to 1 m/atm yielding no proper
protection against water. Only layers of more than 1.5 m/atm can be considered as
sufficient for protection. These statements, are, however, only for relatively undisturbed
tabular geological structure valid. Faults are, in general, to be taken for presenting
potential water hazard. Therefore, examining the question of liability for protective
layers, tectonic conditions are to be considered too.
When the thickness of inconsistent strata is relatively small, the specific thickness
of protective layer can be computed by subtracting the former from the absolute value
of thickness for protective layer. Values presented above are valid for this case. in
cases where protective layers consist of inconsistent or partly consistent beds of great
thickness, filtering factor for each layer is to be computed as to be able to reduce the
value of the thickness for absolute protective layer by taking them into account for
further computations.
2.1.4 Extension of the extracted area
Among others, the rate of water flow originated from the substratum is dependent
on the extension of the extracted area. Computation of the rate of water flow to be antic-
ipated as well as the refinement of relations known hitherto are tested to be made by
establishing functional relations.
2.2 CHARACTERISTJCS OF WATER INRUSHES
From technical point of view the knowledge of the conditions for feeders and of the
change in water flow rate are not indifferent since these factors have a bearing on the
taking of protective measures.
2.2.1 Primary inrushes
They are produced directly by attacking the carbonated reservoir rock and their
fissures respectively, mainly in cases where mineral deposits are sedimented without any
protective bed onto aquiferous strata. Though water can break into the mine through
protective beds once they show up breakages and fault? opening up of wich by mining
operations makes contact between the body of water accumulated under high pressure
in the substratum and the opened mining cavity. In this case the “suffocating” effect of
protective beds is not at all or hardly observable.
2.2.2 Secondary inrushes
These are retarded and generally characterized by marked change in flow rate. Re-
tardation can be caused by several factors:
114

(a) Water inrushes due to strata movements
They are normally due, to not sufficient thickness of protective layers in cases, where
the state of equilibrium of freed roof strata surfaces of lesser or greater extent is, to the
effect of mining operations, broken and they can resist to the hydrostatic pressure of
water only for a given time. At first, slow or quick floor lift is to be observed, followed
by inrush of water. When extracting is carried out in several slices using hydraulic
stowing, no inrush occurs during extraction of the first slice, but only in the course of
that for the second and third ones.
(b) Feeders coming from worked out zones
They do not present directly during mining operations, but after ending them. At
these occasions secondary feeders are produced when working superior seam groups.
Their reason lies in the fact that roof strata, weakened in the course of primary opera-
tions, are unable, on account of further strata movements due to secondary mining
operations, to withstand the pressure of water. As a consequence, new inrushes occur
or the flow rate of existing ones will be increased. For operations carried out at the same
level, secondary inrushes can equally be produced when old workings are attacked or
approached.
2.2.3 Water coming from the roof
In some coal fields and bauxite occurrences deposits are covered by aquiferous car-
bonated fissured strata of Eocene age. They give rise, as a rule, to inrushes of varying
rate when carsted rocks are opened or closed, since the rate of flow wil rapidly be
increased after rainfalls.
2.2.4 Changes in the rate of water flow
The rate of water flow for both primary and secondary feeders can be modified
and a classification made according to this criterium too. Changes in rate have an effect
on the face advance and the means of drainage respectively.
2.2.4.1 Inrushes of constant rate are produced when the cross section of channels
(fi leading to the mine is smaller than the resulting one (F) formed in the basic rock.
If there is no gravitational discharge, then the flow rate is controlled by resulting cross
section in function of the water pressure. The volume of water will, however, be less
than the value determined by the hydrostatic pressure and the resulting cross section.
Iff 2 F, then the volume of water remains constant and equals the volume determined
by the pressure and the resulting cross section.
2.2.4.2 Feeders of varying rate can be of decreasing, increasing and irregular character.
For decrease in rate the initial high value is gradually diminishing up to reach a
constant one. It can observed when f > F on the one hand and extended cracks or
caverns above the extracting level are tapped by mining operations. At first, the volume
to be discharged gravitationally is drained, then the rate of inrushing water will be
constant with a lesser volume, according to the cross section F.
Decrease in rate can take longer time (fig. 7, curve 1). The reason of this laying in
the fact that strata and within them protective beds are, after ending extraction in the
zone, gradually compressed, consequently a chocking effect, resulting in this decrease,
is produced out of the basic rock. It can be, however, brought about within the cracks
of sub-stratum too, when flowing fills them up by detrital materials making the cross
section narrower.
Feeders with increasing rate offlow show up gradual or sudden increase in rate that,
finally, wil be of constant rate of high value. (fig. 7, curves 2 and 3). This is observable
115

when seams without sufficient protective bed are extracted, since, in this case, protec-
tive beds become gradually lockered and the water under pressure is widening gradually
the cross sectionfz Fmaking possible, at given hydrostatic pressure to reach the maxi-
mum rate of flow. As it is shown by curve8 constructed from data obtained by field
observations, reaching the maximum rate of water flow can last a longer time.
Fig. 7 - Feeders of varying rate.
Inrushes of varying rate are characterized by irregular changes in their volumes.
Their reason lies in the changes produced initially in cross section of the flow channel,
changes which, later on, are stopped. This can be, however, explained also by other
factors when it occurs in the basic rock or in roof strata and old workings respectively.
3. PROTECTION AGAINST WATER HAZARD
Finally a short description of the preventive, passive and active methods of protec-
tion will be given as they were developed, for fighting against water hazard.
3.1 Precentiue method aims at excluding or retarding water inrushes or decreasing their
intensity. Stratifications of relatively undisturbed character and a specific thickness of
more than 1 miatm for protective beds can be considered as preliminary conditions for
the use of this method. Characteristics of tectonics and protective beds have, however,
to be detected when protective measures are taken. For main faults, protective pillars,
the dimensions of which are determined by computations, are to be left. Panels are to
be extracted in order of the degree of hazard presented by them taking into account
weil established mining methods fixed by Mining Regulations, in addition to supplying
the required capacity for water pumping.
3.2 Objective of the pnssive method is to perform an ulterior shut down of the feeder.
This is carried out on the one hand by damming endangered zones, on the other hand
by sealing the system of fracture through bore holes bored from the surface. Sealing or
cementing can be performed in stable, streaming or dammed water the first yielding the
best results in so far success in 75 per cent of the cases is full and only 6 per cent of
them remains unsuccessful.
Surface cementing equipments are shown in figure 8.
Before sealing is made, the system of fracture for the substratum must be widened
by hydrochloric acid in order to increase its absorbing capacity. Principle of this method
is illustrated in figure 9.
116

Volume and absorbing capacity of cavities traversed by borehole varied between
1,000 and 2,000 and 240,000 m3. In Dorog coal field alone, over 800,000 m3 sealing
material, 15,000 m3 cement and nearly 300,000 1 hydrochloric acid were used for sealing
feeders during the past 40 years.
f. Sad 2. Water gun 3. first seave c Rpeh
5-6. Seaves Z Feeder caw 8. Bore hole
Fig. 8 - Layout for cementing equipments.
Technology for constructing sealing dams in shafts or panels for rocks of relatively
low strength is both theoretically and practically weil established. Figure 10 shows a
dam type built in marl with 80 to 120 kp/cmL breaking strength of Inferior Eocene Age.
Fig. 9 -Widening the system of fracture using hydrochlorid acid.
In the coal fields of Hungary, thickness of the specific protective bed is, in 65 per
cent of the cases, over 1 m/atm. For this reason, preventive and passive methods of
Protection can succesfully be applied.
3.3 Active method of protection is based on dropping the water level or decreasing the
water pressure. Its appiication is limited to tectonically strongly disturbed zones, or
deposits with insufficient, or without any protective beds. Primarly, as a locally efficient
117

method, it is used in extracting bauxite deposits. But it looks back also in coal mining
to a past of nearly three decades, though there, possibilities for its applications were
more limited.
Protection by dropping water level is coming in prominence on account of the grad-
uai mining of districts of more advantageous conditions. A further increase in the
amount of water to be raised is, consequently, to be reckoned with. Drainage to a large
extent and increase in the volume of water to be pumped respectively necessitate for
the production to be concentrated.
Cabíes
u-a Section
In/ecting bore holes Curve40 Xi
f4
f3--i ,I
Fig. 10 - Water dam sized to withstand pressure up to 20 atm.
3.4 FUTURE PROBLEMS
This schematic description, offered without striving for completeness, indicates the
fact that many complex problems must be solved in the future.
Some of the more important ones are: gaining additional knowledge of the relations
between tectonic conditions and feeders, determination of the volume of water stored
118

in fractureä strata for helping mining operatiom to be carried out successfully, clearing
up of hydraulic conditions and extending the practical use of the obtained knowledge,
computing hydrologic, hydraulic and technical-economical parameters in order to
extend the use of active protecting method, extension of the limits for the economical
use of pumping methods, designing and establishing efficient protective beds.
If anywhere then for mining in hazardous water conditions it is valid that theoretical
investigations and practice are interdependent.
119

ABSTRACT
THE HYDRAULIC PROPERTIES AND YIELDS
OF DOLOMITE AND LIMESTONE AQUIFERS
Sandor C. CSALLANY
Hydrologist, Illinois State Water Survey, Urbana, Illinois, U. S. A.
In Illinois large quantities of groundwater are withdrawn from wells in dolomite
and limestone wells of Mississippian, Silurian, and Ordovician age. About 1,250 well-
production tests were made on more than 1,000 wells penetrating the dolomite or
limestone formations. It is observed that during aquifer tests interference between
wells spaced more than one-half mile apart was measurable, indicating that water-yield
openings in rocks extend for considerable distances. The conformable piezometric
surface also seems to indicate that the dolomite and limestone contains numerous
interconncected fractures and crevices. It is concluded that the controlled pumping
test method may describe the hydraulic properties of the dolomite and limestone on
an areal basis, but does not accurately describe the drawdown in the immediate vicinity
of a pumped well. It is also concluded that the statistical analysis of adjusted specific
capacity data is probably the best and most practical method to determine the yields of
wells on an individual and regional basis because of the interconnexion of fractures
and inconsistency in yields. Rough estimates of the coefficients of transmissibility of
the shallow dolomite (based on average specific capacity data) average about
100,000 gpd/ft. in Du Page Co,unty, 52,000 gpd/ft. in Cook.County, 24,000 p d/ft.
in Wil County, 14,000 gpd/ft. in Kane and McHenry Counties, and 9,000 gpd/gft. !n
Lake County. The probable ranges in yields of dolomite and limestone wells in
undeveloped areas are estimated from specific capacity frequency graphs, aquifer
thickness and areal geology maps, and water level data.
RESUME
Propriétés hydrauliques et débit des aquifères situés dans les couches dolomitiques
et calcaires
En Illinois, de grandes quantités d’eaux souterraines sont tirées des puits forés
dans les formations dolomitiques ou calcaires d’âge mississipien, pennsylvanien,
silurien et ordovicien. Environ 1250 contrôles de débit ont été effectués sur plus de
1000 puits forés dans les formations calcaires ou dolomitiques. Pendant ces contrôles
de débit des aquifères, une interférence entre des puits espacés de plus d’un 1/2 mile
a été mesurée, ce qui indiquait l’existence dans la roche d’un réseaudecavités s’étendant
sur des distances considérables. La surface piézométrique concordante semble indiquer
aussi que les dolomites présentent de nombreuses cassures et crevasses reliées entre
elles. On en conclut que la méthode des pompages contrôlés peut permettre d’élucider
les propriétés hydrauliques des dolomites d’une certaine zone, mais qu’elle ne peut
pas faire connaître de façon précise le rabattement de la nappe au voisinage immédiat
d’un puits en cours de pompage. On en conclut aussi que l’analyse statistique des
données corrigées de capacité spécifi ue est probablement la méthode la meilleure et
la plus pratique pour déterminer le &bit d’un puits ou des puits d’une région, étant
donné les communications existant entre les cassures et les variations de chaque débit.
Les estimations approximatives des coefficients de transmissibilité des dolomites peu
profondes (d’apri% des données moyennes de capacité spécifique sont de l’ordre de
380.000 litres par pied et par jour dans le comté Du Page, de 200.000 litres par pied
et par jour dans le comté Cook, de 91.000 litres par pied et par jour dans le comté
Will, de 53.000 litres par pied et par jour dans les comtés Kane et McHenry et de
34.000 litres par pied et par jour dans le comté Lake. L’estimation probable du débit
des puits creusés dans les dolomies et le calcaire, dans les régions non développées,
est calculée en se fondant sur les diagrammes de fréquences et de capacités spécifiques,
l’épaisseur des horizons aquifères, des cartes géologiques de la région et des données
concernant le niveau de l’eau.
120

INTRODUCTION
In Illinois several hundred municipal and industrial wells and thousands of
farm and domestic wells obtain large quantities of groundwater from bedrock of
Mississippian, Silurian, and Ordovician age. These rocks are encountered at depths
ranging from a few to several hundred feet. Silurian rocks range in thickness from
a few feet to more that 450 feet; and the thickness of the Galena-Platteville Dolomite
(Ordovician) exceeds 350 feet in northern Illinois. The maximum known thickness of
the Mississippian rocks is 3,400 feet.
The results of well-production tests made on more than a thousand wells provide
important information on the parameters and yields of the limestone and dolomite
aquifers.
This paper summarizes the results of studies made to date on the hydraulic properties
and yields of wells in limestone and dolomite aquifers in Illinois.
GEOLOGY
Bedrock wells in Illinois may penetrate rocks of Pennsylvanian, Mississippian,
Devonian, Silurian, Ordovician, and Cambrian age (fig. i). This paper is concerned
primarily with bedrock wells penetrating Mississippian, Silurian, and the Galena-
Platteville Formation of Ordovician age. The following brief summary of published
information concerning the geology is presented to serve as a background for
interpretation of the records.
Ordovician rocks
The Galena-Platteville Dolomite is dense to porous, partially argillaceous and
cherty, and has shale partings and sandy dolomite beds. Interbedded dolomite limestone
and calcareous dolomite grade into one another at places. The unit is the uppermost
bedrock formation in many counties in northern Illinois.
Silurian rocks
The bedrock surface in the eastern one-third and the western one-fourth of northern
Illinois is formed by Silurian rocks (fig. i). In the southern part of northern Illinois
the rocks are overlain by rocks of Devonian, Mississippian, and Pensylvanian age.
The Silurian rocks are mainly dolomites and are silty at the base.
Mississippian rocks
Mississippian rocks form the bedrock surface along the Mississippi and Illinois
Rivers as shown in figure 1. In a large part of western, east-central and southern
Illinois the Mississippian rocks are overlain by Pennsylvanian rocks. The Mississippian
rocks are mainly composed of limestone, sandstone and shale.
HYDRAULIC PROPERTIES
The water-yielding properties of limestone and dolomite formations of Mississippian,
Silurian and Ordovician age influence the productivity of wells. As the size and/or
number of openings in the formations increase, yields of wells increase. The hydraulic
properties of these aquifers are commonly expressed mathematically by the coefficients
12 1

of transmissibility, T, or permeability, P, and storage, S. The hydraulic property of
a confining bed (deposits overlying aquifers and retarding vertical movement of water
into aquifers) influencing the productivity of a well is the coefficient of vertical
permeability, P'. The coefficient of transmissibility is defined as the rate of flow of
water in gallons per day through a vertical strip of the aquifer 1 foot wide and extending
the full saturated thickness of the aquifer under a hydraulic gradient of 100 per cent
(one foot per foot) and at the prevailing temperature of the groundwater. The coefficient
of permeability is defined as the rate of flow of water in gallons per day, through a
cross-sectional area of 1 square foot of the aquifer under a hydraulic gradient of one
foot per foot at the prevailing temperature of the groundwater (fig. 2). P = T/m or
T = Prn where m is the saturated thickness of the aquifer. The storage properties of
OBSERVATION
WELLS
UNIT ,DELIN€
Fig. 2 - Coefficients of permeability, P, (A), transmissibility, T, (B), vertical
permeability, P, (C), and storage, (S), of confined (D) and unconfined (E) aquifers.
ft
123

an aquifer are expressed by the coefficient of storage, which is defined as the volume
of water in cubic feet released from or taken into storage per square foot of surface
area of the aquifer per foot change in the component of head normal to that surface.
The coefficient of vertical permeability of a confining bed is defined as the rate of flow
of water in gallons per day through a horizontal cross-sectional area of one square
foot of the confining bed under a hydraulic gradient of 1 foot per foot at the prevailing
temperature of the groundwater. The leakage coefficient is (P'im') where m' is the
saturated thickness of the confining bed through which leakage occurs in feet.
AQUIFER TESTS
The hydraulic properties of aquifers and confining beds may be determined by
means of aquifer tests wherein the effect of pumping a well at a known constant rate
is measured in the pumped well and in observation wells penetrating the aquifer.
Graphs of drawdown versus time after pumping started, and/or of drawdown versus
distance from the pumped well, are used to solve formulas which express the relation
between the hydraulic properties of an aquifer and its confining bed, if present, and
the lowering of water levels in the vicinity of a pumped well.
The data collected during aquifer tests can often be analysed by means of the leaky
artesian formula (Hantush and Jacob, 1955).
where:
s = (114.6 Q/T) W(u, r/B) (1)
u = 2693 r2S/Tt
and ___r/B
= rlJT/(P'/m'>
Ko(r/B) Modified Bessel function of the second kind and zero order;
Io((r/B) Modified Bessel function of the first kind and zero order;
S Drawdown in observation well, in feet;
r
Q
Distance from pumped well to observation well, in feet;
Discharge, in gpm;
1 Time after pumping started, in minutes;
T Coefficient of transmissibility, in gpd/ft;
S
P'
Coefficient of storage of aquifer;
Coefficient of vertical permeability of confining bed, in gpd/sq.ft;
ni' Thickness of confining bed through which leakage occurs, in ft;
Two controlled aquifer tests were made using shallow dolomite wells, see Zeizel,
et al. (1962). Hydraulic properties computed with aquifer test data are as follows:
1. Test at City of Wheaton-coefficient of transmissibility, 61,000 gpd/ft ; coefficient
of storage, fraction, 3.5 ><
2. Test at Argonne National Laboratory-coefficient of transmissibility, 44,000 gpd/ft;
coefficient of storage, fraction, 9.0 x lop5; leakage coefficient, 1.0~ gpd/cu ft.
The following is the detailed description of the method used in the evaluation of the
well-production test at the city of Wheaton.
A pumping test was made by the State Water Survey on 2 and 3 May 1960. Wells
(fig. 3) located within the corporate limits of thesity of Wheaton were used. The effects
of pumping well DUP39NlOE-16.6 cl were measured in the pumped well and in
observation well DUP39NiOE-16.6 c. Pumping was started at 6.00 p.m. on 2 May
124
leakage coefficient, 6.5 x 10-3 gpd/cu ft;
(3)

and was continued for a period of 24 hours at a constant rate of 830 gpm until 6.00 p.m.
on 3 May. The closest centre of uncontrolled pumping was well 39NIOE-15.1 b,
about 8,200 feet east of the pumped well.
T
39
N
--7
WHEATON
21
r - - -- ---
I
P 10E
Fig. 3 - Location of wells used in pumping test 1.
Drawdowns in the pumped and observation wells were determined by comparing
the extrapolated graphs of water levels measured before pumping started with the
graphs of water levels measured during pumping (see fig. 4). Observed drawdowns
were adjusted for interference from well 39NlOE-15.lb. Adjusted drawdowns in the
pumped well were plotted against time on semi-logarithmic paper, and adjusted
drawdowns in the observation well were plotted against time on logarithmic paper.
The time-drawdown field data graph for the observation well is given as an example
in figure 5.
As pumping started water levels declined at an initial rate influenced only by the
hydraulic properties of the aquifer. After about 15 minutes of pumping, the time-rate
of drawdown decreased as vertical leakage became measurable. After about 55 minutes
of pumping, water levels were appreciably affected by the operation of the pump in
well 39NlOE-15.lb as shown in figure 4.
The analysis of the interference data for the Wheaton test suggests that the fractures
and crevices in the dolomite are interconnected for large distances. A straight line was
matched to the time-drawdown graph for the pumped well. The straight-line method
described by Cooper and Jacob (1946) and the slope of the time-drawdown graph
were used to compute a coefficient of transmissibility of 63,000 gpd/ft. The coefficient
of storage cannot be determined from available data because water levels in the
pumped well are affected by well loss.
The time-drawdown field data graph for the observation well was superposed on
the family of nonsteady-state leaky artesian type curves (Walton, 1960). By interpolation,
an (r/B) = 0.03 type curve was selected as analogous to the time-drawdown
field data curve. Equations 1, 2 and 3 were used to compute coefficients of transmissibility
and storage of the aquifer, and the leakage coefficient, P’/m’ (Hantush, 19561,
125

of the confining bed. Computations are given in figure 5. The average coefficients of
transmissibility, storage and leakage computed from the test results are 61,000 gpdlft,
0.00035 and 6.5 x gpd/cu ft, respectively.
;
a O
35
40
45
i- 70
w W
LL
75
r
44
c
39N IOE-16.6~1
í PULlDEC WELL j
39N IOE - 16.6~
(IBSERV4TION WELL..
O 46
-
48 .
50
5 ~1000
-5 500
W Z
;cc 0
:i400
gm
-z 700
CO
I 3 --1 J o
aa
39N IOE-16.6cl
39NIOE-[C.lb
5/2/60 5/3/60
Fig. 4 - Water levels and pumpage during pumping test 1.
The exact nature and thickness of the confining bed are not known. It is certain,
however, that leakage greatly affects the cone of depression created by pumping this
well in the Silurian cíolomite aquifer.
Rough estimates of the coefficient of. transmissibility of the shallow dolomite
aquifer were made. Based on average specific capacity data, the coefficient of trans-
missibility of the shallow dolomite averages about:
Cook County 52,000 gpd/ft
Du Page County 100,000 gpd/ft
Kane County 14,000 gpd/ft
Lake County 9,000 gpd/ft
McKenry County 14,000 gpd/ft
Wil County 24,000 gpd/ft
126

Where leakage was not measurable during the aquifer tests or only well-production
tests are available of pumped wells, the modified nonleaky artesian formula (Cooper
and Jacob, 1946) was used to analyse aquifer-test data for dolomite and limestone
rocks:
T=- 264 Q
As
where:
T Coefficient of transmissibility, in gpd/ft;
S Coefficient of storage, fraction;
Q Discharge, in gpm;
A s Drawdown difference per log cycle, in ft;
r Distance from pumped well to observation well, in ft;
to Intersection of straight-line slope with zero-drawdown axis, in min.
i
g IO
a
4
n
I
1 , / I l
Q = 830 gpm
r=9'jft
IO 100 I
TIME. IN MINUTES AFTER PUMPING STARTEC
Fig. 5 - Time-drawdown graph for well 16.6 c, pumping test 1.
Values of drawdown during the pumping periods are plotted against the logarithms
of time after pumping started on semilogarithmic paper. The time-drawdown field
data graph will yield a straight-line graph. The slope of the straight line is used to
determine the coefficient of transmissibility. The straight line is extrapolated to its
intersection with the zero-drawdown acis. The zero-drawdown intercept and the
computed value of T are used to calculate the coefficient of storage.
The coefficient of transmissibility of Mississippian rocks was determined at several
sites by analyses of data for production wells. The coefficient of storage cannot be
determined with any degree of accuracy from data for the pumped well, because the
127

effective radius of the pumped well is seldom known and drawdowns in the pumped
well are often affected by well losses which cannot be determined precisely. Coefficients
of transmissibility of the Mississippian rocks range from 270 to 12,000 gpd/ft.
SPECIFIC-CAPACITY DATA
YIELDS OF DOLOMITE AND LIMESTONE AQUIFERS
The yield of a well may be expressed in terms of its specific capacity, which is
commonly defined as the yield of the weil in gallons per minute per foot of drawdown
(gpm/ft) for a stated pumping period and rate. The specific capacity is influenced by
the hydraulic properties of the aquifer and confining bed, thickness of the confining
bed, radius of the well and pumping period.
When leakage through a confining bed is not measurable the theoretical specific
capacity, Q/s, of a well discharging at a constant rate in a homogeneous, isotropic,
artesian aquifer infinite in areal extent, is from the non-equilibrium formula (Theis,
1935) given by the following equation:
Q/s = T/[264 log,, (Ttll.87 rw 2s) - 65.53
where:
Q Discharge of pumped well, in gpm;
s Drawdown, in ft;
T Coefficient of transmissibility? in gpd/ft;
S Coefficient of storage, fraction;
rw Nominal radius of well, in ft;
t Time after pumping started, in days.
Equation 6 was derived by assuming that (1) the well completely penetrates the
aquifer, (2) well loss is negligible, and (3) the effective radius of the well has not been
affected by the drilling and development of the well and is equal to the nominal radius
of the well.
From equation 6 the theoretical specific capacity of a well depends in part upon
the radius of the well and the pumping period. The relationships between theoretical
specific capacity and the radius of a well and the pumping period are shown in
figure 6. Diagram .4 indicates that a 24-inch diameter well has a specific capacity
about 12 per cent larger than that of an 8-inch diameter well. It is evident that large
increases in the radius of a well are accompanied by comparatively small increases in
specific capacity. Diagram B shows that the specific capacity decreases with the length
of the pumping period as the cone of depression deepens and expands.
In addition to the drawdown in equation 6 there is generally a head loss or
drawdown (well loss) in the pumped well due to the turbulent flow of water as it
enters the well itself and flows upward through the well bore. Well loss can often be
determined from the results of “step-drawdown tests”. During a step-drawdown
test the well is operated during three successive periods of the same duration at
constant fractions of full capacity.
DESCRIPTION OF SPECIFIC-CAPACITY DATA
During the period 1920 to 1963 weil-production tesis were made by the State
Water Survey on more than 1 ,o00 dolomite and limestone wells in Illinois. The well-
128

production tests consisted of pumping a well at a constant rate and frequently
measuring the drawdown in the pumped well.
Values of weil loss were estimated for ail wells from the results of step-drawdown
tests, well-construction data, and pumping-rate data. Well losses were substracted
from observed drawdowns, and specific capacities adjusted for well losses were
computed.
O I I l
2- A -
4-
6-
J: 500 gpd/fl
8 - 5 0.0001
-
I : 240 min
_1
P 10-
-
a
2 I2
I l 0.5
o. I 0.2 0.3 0.4 0.5
SPECIFIC CAPACITY, IN GPM/FT
T: 500 gpd/ft
-
O 2 3 4
PUMPING PERIOD, IN D&YS
Fig. 6 -Theoretical relation between specific capacity and radius of a well (A) and the
pumping period (B).
Specific capacities adjusted for well losses were then further adjusted to a common
radius and pumping period. The average radius 0.5 foot, and pumping period, 12 hours,
calculated from well-production and well-construction data were used as bases.
Actual and adjusted specific capacities were divided by the total depths of penetration
below the top of the shallow dolomite aquifer to determine actual and adjusted
specific capacities per foot of drawdown per foot of penetration.
No great accuracy is inferred for the adjusted specific capacities because they are
based on estimated well-loss constants and on an average coefficient of storage and
leakage coefficient. However, they come much closer to describing the relative
productivity of aquifers than do the observed specific capacities based on pumping
rates, pumping periods, and radii which vary from well to well.
-
129

The yields of wells are affected by many man-made factors such as partial clogging
of the weil bore, partial penetration of formations, poor well construction, and acid
treatment, in addition to natural conditions. All of these factors must be taken into
consideration in appraising the relative, local and regional productivity of the
formations and aquifers.
Fig. 7 - Relation between specific capacities of wells in Silurian and Ordovician
rocks overlain by glacial drift.
ANALYSIS OF SPECIFIC-CAPACITY DATA
Ordovician rocks
Many shallow dolomite wells in northern Illinois tap more than one bedrock
unit or shallow dolomite aquifer and are multiaquifer wells. The specific capacity of
130

the multiaquifer well is the numeric sum of the specific capacities of the individual
units or aquifers. The yields of individuai units or aquifers can be ascertained by
studying the specific capacities of multiaquifer wells.
$
2
I .o
LJq
LE
2%
“pl
5 ~ 0.1
@k
$2
i$
3
s
L. O
hQ
LI*
32
JQ
8 .o1
sh.
$8
%<
B
2
DATA FOR WELLS OPEN ONLY TO.
GALENA-PLATTEVILLE
DOLOMITE IN NORTHERN
SILURIAN ROCKS IN
NORTHWESTERN ILLINOIS
.o01
0.01 0.1 I 2 5 IO 20 3040506070 80 90 95 9899 99.99
PERCENT OF WELLS
Fig. 8 - Relation between specific capacities of wells in Silurian and Ordovician rocks
overlain by bedrock.
Specific capacities per foot of penetration for wells were tabulated in order of
magnitude, and frequencies were computed by the Kimball (1946) method. Values
of specific capacity per foot of penetration were then plotted against per cent of wells
on logarithmic probability paper.
Available specific-capacity data for wells in the Galena-Platteville Dolomite in
northern Illinois were segregated into two categories: (I) wells in areas where the
Galena-Platteville Dolomite is the uppermost bedrock and (2) wells in areas where the
Galena-Platteville Dolomite is overlain by the Maquoketa Formation. A specific-
131

capacity frequency graph for the case where the Galena-Platteville Dolomite is the
uppermost bedrock is given in figure 7.
A specific-capacity frequency graph for the case where the Galena-Platteville
Dolomite is overlain by the Maquoketa Formation is given in figure 8. A comparison
of figures 7 and 8 indicates that the productivity of the Galena-Platteville Dolomite is
much lower in areas where the aquifer is overlain by bedrock than it is in areas where
the aquifer directly underlies the glacial drift.
PERCENT OF WELLS
Fig. 9 - Relation between specific capacity and character of deposits of overlying
Silurian rocks in northern Illinois.
Silurian rocks
Shallow dolomite wells penetrating silurian rocks in northern Illinois were
segregated into two catagories, Niagaran and Alexandrian Series, depending upon
the uppermost unit beneath the glacial drift at well sites. Specific-capacity frequency
132

graphs were constructed as shown in figure 7. The graphs indicate that the Niagara
and Alexandrian Series have about the same productivity in areas where the rocks
immediately underlie the glacial drift.
Average specific-capacity frequency graphs for the two cases (1) where Silurian
rocks immediately underlie the glacial drift and (2) where Silurian rocks are overlain
by bedrock are shown in figure 9. The graphs indicate that, in northern Illinois, the
Silurian rocks yield much more water to wells in areas where the Silurian rocks are
the uppermost bedrock than they do in areas where Silurian rocks underlie bedrock.
PERCENT OF WELLS
Fig. i0 - Specific-capacity frequency graphs for wells in north-eastern Illinois.
Specific capacities for wells penetrating Silurian rocks in north-eastern Illinois were
segregated into 10 areas (Lake County, McHenry-Lake Counties, northern, central
and southern Cook County, Du Page County, Kane County, eastern and western
Wil County and Kankakee County). Specific-capacity frequency graphs for the
i0 categories are shown in figure 10.
133

Mississippian rocks
Wells in the Mississippian rocks were segregated into four categories: (1) wells in
western Illinois uncased in the Keokuk-Burlington Formation ; (2) wells in southern
Illinois uncased in the Keokuk-Burlington Formation; (3) wells in western Illinois
uncased in the St. Genevieve-St. Louis-Salem-Warsaw Formations ; and (4) wells
uncased in the Chester Formation in western south-central and southern Illinois.
PERCENT OF WELLS
Fig. 11 - Specific-capacity frequency graphs for wells in Mississippian rocks.
A few wells in the second category were also uncased in the St. Genevieve-St. Louis-
Salem-Warsaw Formations. The St. Genevieve-St. Louis-Salem-Warsaw Formations
were thin in the above cases and did not contribute significantly to yields of the wells.
The specific-capacity frequency graphs for the four categories are shown in figure 11.
134

A summary of specific-capacity frequency graphs for wells open only to
(Pennsylvanian) Mississippian, Silurian and Ordovician (Galena-Platteville Dolomite,
Maquoketa Formation) are shown in figure 12. The graphs indicate the productivity
of these rocks and show their yields relative to each other.
PERCENT OF WELLS
Fig. 12 - Specific-capacity frequency graphs for Pennsylvanian, Mississippian,
Silurian and Ordovician rocks in Illinois.
PROBABLE YIELDS OF WELLS
The productivity of the limestone and dolomite aquifers are very inconsistent, and
it is impossible to predict with a high degree of accuracy the yield of a well before
drilling at any location in undeveloped areas. However, the probable yields of wells
135

can be estimated from specific-capacity frequency graphs, aquifer thickness and areal
geology maps, and water-level data.
Probable yields of shallow dolomite wells were estimated from computed specific
capacities and water-level data. Computed specific capacities were multiplied by
available drawdowns to determine yields of wells. Pumping levels were limited to
depths below the top of the dolomite equal to about one-third of the thickness of the
aquifer. Under such conditions the most productive water-yielding openings in the
dolomite will be discharging freely into the well, and maximum use of upper openings
I----! ,i
I_---, I---/-
L---
SCME OF MILES
O 10 20 30 40 50
-------.
Fig. 13 - Estimated yields of shallow dolomite wells in northern Illinois.
is attained. Additional discharge with pumping levels much below the upper one-third
of the aquifer will be accompanied by rapidly declining specific capacities and yields
of wells.
The probable range of yields of shallow dolomite wells in northern Illinois is shown
in figure 13.
The specific capacities used to compute probable yields were adjusted to a well
radius of 0.5 foot and pumping period of 12 hours; therefore, the probable yields of
wells given in figure 13 are valid only for these conditions.
136

For design purposes, one may wish to base the computation of the probable yield
of a well on the specific capacity with a particular frequency other than 50 per cent.
In this event, the probable yield indicated in figure 13 is multiplied by the ratio of the
specific capacity with the selected frequency (see figs. 7-12) and the specific capacity
with a 50 per cent frequency to obtain the probable yield of the well based on the
selected frequency.
Highest yielding wells will probably be located in areas where possibilities for
occurrence of sand and gravel is best and in bedrock upland areas.
Fig. 14 - Specific capacities of selected wells in Mississippian rocks.
137

The statistical analyses of specific-capacity data for wells in Mississippian rocks
indicate that the chances of obtaining a well in Mississippian rocks with a yield
exceeding 30 gpm are poor in most areas (fig. 14).
SUMMARY
Groundwater in the dolomite and limestone formations of the Mississippian,
Silurian and Ordovician (Galena-Platteville) rocks occurs in joints, fissures, solution
cavities and other openings. The water-yielding openings are irregularly distributed
both vertically and horizontally. However, controlled pumping tests indicate that the
openings in the silurian dolomite aquifer are interconnected over considerable
distances. This observation is further supported by the fact that many wells have high
yields, and conformable piezometric surface maps could be constructed from wells
in dolomite aquifers. Since an interconnexion of openings exists, it is believed that
the leaky artesian formula used in the controlled pumping tests describes the drawdown
on an areal basis but it does not give account of drawdowns in and around the pumped
well. The water flows directly into wells through crevices and fractures and the flow
system assumes at least some of the characteristics of a linear channel in the immediate
vicinity of a pumped well where the flow departs from laminar. Although controlled
pumping tests are not frequently available, short-term tests of pumped wells are
usually numerous. The calculation and utilization of specific-capacity data for estimates
of the coefficients of transmissibility and for statistical analysis, which in turn could
be used to estimate the probable yields are probably the most important facts considered
here. Statistical analysis of specific-capacity data provides numerical values for planning
purposes as well as a basis for judging whether or not significant relationships exist
between the yields of limestone and dolomite wells and geohydrologic controls.
Specific-capacity frequency graphs also shed much light on the rôle of individual
aquifer units uncapped in wells.
It is recognized that exact prediction of yields of wells in undeveloped areas is
almost impossible. However, estimated probable yields of wells that will be useful
for many planning purposes can be obtained by using the results of controlled pumping
tests, estimated coefficients of transmissibility from specific capacities, specific-capacity
frequency graphs, and other known geohydrologic data.
REFERENCES
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Formation Constants and Summarizing Well-field History. Am. Geophys. Union
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HANTUSH, M.S. 1956. Analysis of Data from Pumping Tests in Leaky Aquifers. Am.
Geophys. Union Trans., Vol. 31, No. 6., pp. 102-114.
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Sample Sata. Am. Geophys. Union Trans., Vol. 21, No. 6, pp. 843-846.
THETS, C.V. 1935. The Relation Between the Lowering of the Piezometric Surface and
the Rate and Duration of Discharge of a Well Using Ground-water Storage. Am.
Geopkys. Union Trans., 16th Annual Meeting, pt. 2 (Vol. 16, No. 2) pp. 519-524.
WALTON, W.C. 1960. Leaky Artesian Aquifer Conditions in Illinois. 21 p. (III. State
Water Survey, Report of Investigation 39).
ZEIZEL, A. J., WALTON, W. C., SASMAN, R.T., and PRICKETT, T.A. 1962. Ground- Water
Resources ofDupage County, Illinois. 103 p. (111. State Water Survey and III. State
Geological Survey, Cooperative Ground-water Report 2).
138

ABSTRACT
EFFECTS OF FOREST COVER
UPON HYDROLOGIC CHARACTERISTICS
OF A SMALL WATERSHED
IN THE LIMESTONE REGION
OF EAST TENNESSEE
Paul C. SODEMANN and Jones E. TYSZNGER
Tennessee Valley Authority Knoxville, Tennessee
White Hollow watershed with a drainage area of 2.68 square miles is located
in eastern Tennessee and lies in the Valley and Ridge physiographic province.
The area is underlain by Knox dolomite and is typical of many Appalachian Valley
watersheds.The watershed had been under various levels of cultivation for about 150
years until 1934, when it was acquired by the Tennessee Valley Authority and placed
under forest protection and management. Streamflow, rainfall, and sediment collection
stations were established to study the effects upon runoff and soil erosion of changes
in the vegetal cover of a watershed taken out of cultivation. The most significant
hydrologic changes to occur during the 30-year period of record were the reduction of
summer peak discharges, a change in the time distribution of surface runoff, and a
reduction of total sediment loads. No appreciable change has occurred in the water
yield from the watershed and there has been no change in the volume of either surface
runoff or ground-water runoff. Future plans for the watershed include continued
hydrologic observations while the forest undergoes selective cutting consistent with
the promotion of wildlife habitat.
RES UM^
Effœts d’une couverture forestière sur les caractdristiques hydroligiques d’un petit bassin
hydrographique de la zone calcaire du Tennessee oriental
Le bassin hydrographique de White Hollow, dont l’aire d’alimentation couvre
6,94 kma, se trouve dans le Tennessee orientai et dans la province physiographique
Valley and Ridge. I1 repose sur des dolomies de Knox et est typique de nombreux
bassins hydrographiques du sillon appalachien. En 1934, il était cultivé plus ou moins
depuis 150 ans environ. La Tennessee Valley Authority en fit alors l’acquisition et. le
confia au service de la protection et de l’aménagement des forêts. Des stations pluvio-
métriques et des stations pour recueillir les sédiments et pour mesurer le débit des cours
d’eau y furent installées en vue d’étudier les effets que les modifications de la couverture
vtgétale d’un bassin qui avait cessé d’être cultivé produisaient sur le ruissellement et
sur l’érosion des sois. Les changements hydrologiques les plus importants qui se sont
produits en trente années d’observation sont les suivants : abaissement du débit
maximum d’été, modification de la répartition dans le temps du ruissellement super-
ficiel et diminution de la masse totale des sédiments transportés. Aucun changement
appréciable n’est intervenu dans le débit global du bassin et aucun changement n’a
été noté ni dans le volume du ruissellement superficiel, ni dans l’écoulement des eaux
souterraines. On projette de poursuivre dans ce bassin les observations hydrologiques
de façon continue, tandis que la forêt subira des coupes sélectives compatibles avec
le développement de la faune.
INTRODUCTION
In 1934 much of the area within the Appalachian Valley consisted of small, badly
eroded farms which produced only a marginal income for the farmer. The best use for
most of the area seemed to be timber production.
139

The Tennessee Valley Authority needed information on how the change in vegetal
cover from eroded, partially cultivated land to forest would affect the hydrology of
a watershed. The TVA land acquisition program for Norris Reservoir provided the
opportunity for such a study. Much of this land was under cultivation, and when people
began moving out of the purchased area an excellent opportunity was provided for
research into the effect of changes in land cover upon runoff and soil erosion. The
headwater area of White Creek, known locally as White Hollow, was selected for
study and the project began in late 1934.
THE WHITE HOLLOW WATERSHED
Location. The general location of the White Hollow watershed is shown in figure 1.
It is situated in the eastern part of the Tennessee Valley in the northern portion of
Union County, Tennessee, and lies between the Powell and Clinch River arms of
Norris Reservoir. White Creek, a tributary of the Clinch River, has a total drainage
Fig. 1 - Location Map of White Hollow Watershed in Tennessee Valley Region.
area of approximately 7 square miles. The area under investigation includes only the
upper 1715 acres or 2.68 square miles of the White Creek drainage area. This area had
been settled for about 150 years with most of it under cultivation at one time or the
other.
Topography. Figure 2 is a topographic map of the watershed. The topography is
fairly typical of the Valley and Ridge physiographic province which lies between the
Appalachian Mountain region on the southeast and the Cumberland Plateau on the
northwest.
The watershed ranges in elevation from 1,680 feet in the northeast corner to 1,080
feet at the lower end of the watershed. The elevation of the major portion of the rim
is above 1,500 feet. The fall of 500 to 600 feet from ridge to valley averages 300 or more
feet per mile. The side slopes of the small tributary hollows are very steep. The average
slope on the watershed is approximately 30 percent. Outcrops of limestone are widely
scattered on the hillsides and in the stream beds. A number of sinkholes are located
along the upper periphery of the watershed.
140

The area is drained by White Creek, its principal tributary, Roe Branch, and a half
dozen other tributaries to these streams. The tributary hollows are dry much of the
time.
~ . ~ ~ , d ~ ~ ,
a *cord", n11s.m 'il'
SilUI IOOP Iomlr/r
c-.------=-
Fig. 2 - Topographic Map of White Hollow Watershed.
Geology. The Valley and Ridge physiographic province represents the eastern
margin of the Paleozoic interior sea. Upon emerging from the sea the newer surface
was divided into two physiographic provinces by the crumpling of its eastern margin,
while the beds farther west and north were upraised in almost horizontal position.
The eastern margin became the Folded Appalachian or Valley and Ridge province
and the remainder is the Appalachian Plateau province (Fenneman, 1938). Within the
White Hollow region the underlying rocks range in age from Lower Ordovician to
Upper Cambrian and are generally of the Knox dolomite group. Extensive geologic
work on the dolomitic phases of the Knox has resulted in its subdivision into numerous
formations of which two, the Chepultepec dolomite and Copper Ridge dolomite, are
the predominant formations of the White Hollow watershed as shown in figure 3.
The ridges are generally underlain by Chepultepec dolomite which consists of 700
to 750 feet of light-colored, well bedded, fine- to medium-grained dolomite including
occasional layers of silty dolomite and dark dolomite. Weathering of the formation
produces a clay containing a porous, locally massive, light-colored and fine-grained
chert of dull luster. The Copper Ridge dolomite which underlies the valleys consists of
900 to 1000 feet of dark crystalline, knotty dolomite interbedded with light-gray
fine-grained dolomite. Dark chert nodules and thin layers of oolitic chert are diagnostic
of the upper portion of the formation. Weathering produces a reddish orange to dark
red clay residuum that contains much dark jagged, rough chert (DeBuchananne and
Richardson, 1956).
Ground water in the watershed is confined to fractures, cavities, and other channels.
There are fifty-two springs located within the watershed, and estimated discharges
range from less than one gallon per minute up to 200 gallons per minute. A number of
wells were drilled in the area to depths which reached around 30 feet without obtaining
water.
141

Soils. Soils in the White Hollow watershed were classified by the U. S. Department
of Agriculture in 1937-39 (USDA 1953). Soil classifications range from one to five
and express the relative degree of suitability of the soils for agriculture as commonly
practiced in the region. The first-, second-, and third-class soils are suitable for agriculture,
while fourth-class soils are satisfactory for pasture or forest and fifth-class
soils are suitable only for forest production.
Fig. 3 - Geologic Map of White Hollow Watershed. Adapted from geologic map
of White Hollow Quadrangle, Tennessee, by C. Pratt Finlayson, Tennessee Depart-
ment of Conservation, Division of Geology.
There are no first-class soils in the White Hollow watershed. The soils on 5.6 percen.
of the area are classified as second class and 14.7 percent of the area as third classt
Fourth-class soils cover 7.2 percent of the area. The greatest part, 72.5 percent, of the
watershed is covered by soils rated as fifth-class.
The soils are generally shallow with moderate to rapid internal drainage and range
from silty loams to cherty silt loams.
Climafe. The climate in the White Hollow region is temperate. Mean temperature
in the summer is about 75 degrees and in winter is about 38 degrees. The average
frost-free period is about 175 days. Annual precipitation during the 30-year period of
study averaged 46.96 inches, and ranged from 35.57 to 63.57 inches. Rainfall of high
intensity occurs frequently during the summer months.
Cooer. Forestry is the best type of land use for the greater part of the White Hollow
watershed. However, nearly all of the watershed had been cleared and under cultivation
some time during the 150 or more years of settlement. In 1936, a survey of the cover
conditions showed forest 66 percent, cultivated 4 percent, abandoned land 26 percent,
and grass land 4 percent. The 30 years of protection and management on this watershed
have greatly improved cover conditions. Presently, less than one acre along the inside
edge of the watershed is under cultivation and the rest of the watershed is classified
as forest.
142

WATERSHED PROTECTION AND TREATMENT
Since 1934 the area has been under management which has included over-all
protection, erosion-control work, reforestation, and management for natural regen-
eration and improvement of natural vegetal cover.
Erosion-Contro[ Work. Because of the treatment to which the White Hollow land
has been subjected during the period of human occupancy, considerable erosion
existed when the investigation began. Gullies had formed in nearly every hollow and
there was evidence that sheet erosion had removed much of the topsoil from the
cleared land.
During the period September 1934 to February 1935, extensive erosion-control
work was carried out. The work included building check dams, bank protection, brush
paving, and tree planting. By 1950 practically no erosion was occurring in the treated
areas and even the steepest gullies had become stabilized.
Tree Planting. Extensive reforestation of the White Hollow watershed was initiated
in 1938. During 1938 through 1942 a total of 588 acres were planted converting practi-
cally all of the originally cleared land to forest. The principal species planted were
shortleaf pine, white pine, and yellow poplar.
Notural Reproduction. The most rapid period of cover change occurred during
1936 and 1937 when the formerly cultivated and abandoned land became covered with
a wide variety of herbaceous and woody species. The initial weed growth has been
gradually replaced by forest cover, and the protective cover of the watershed has con-
tinued to improve with each year.
Protection and Maintenance. Despite the protection provided since the beginning
of the project, several fires burned on the area between 1936 and 1946. The most severe
burn took place in April 1946; fires covered approximately 150 acres in the north and
west portions of the area.
In 1947, an infestation of the southern pine bark beetle killed shortleaf pine saw-
timber on approximately 25 acres, making it necessary to log 300,000 feet of timber.
The operation was carefully managed and no appreciable erosion occurred.
INSTRUMENTATION
Precipitation in the watershed is measured by a single recording gage.
A stream gage was established at the lower end of the study area in November
1934. The installation consists of a continuous recorder in a concrete gage house on
the right bank of White Creek. The control is a modification of the Albany weir
developed by the U. S. Geological Survey, and is located about 12 feet downstream from
the gage house.
From July 1935 to August 1949, suspended sediment was measured by samples
taken by an observer living near the watershed. This arrangement proved unsatis-
factory and in August 1949 a continuous sediment sampler was placed in operation.
This sampler was developed by the TVA and was designed to take a continuous sample
of the total stream discharge and store this in a concrete tank downstream.
In March 1964 in anticipation of needs for future studies, a hygrothermograph to
measure air temperatures and relative humidity and a water-temperature recorder
were installed in the watershed.
143

EFFECT OF IMPROVED COVER UPON HYDROLOGY OF THE WATERSHED
.The effects of improved forest cover upon the hydrology of the White Hollow
watershed were analyzed by studying in detail the water yield from the watershed and
the changes in the storm hydrograph. Sediment loads were also studied because these
and peak discharges are the hydrologic factors most responsive to watershed nianage-
ment.
WATER YIELD
Annual Precipitation and Runoff. Annual runoff from the watershed varied from
6.84 to 30.03 inches during the 30-year period and averaged 18.09 inches, This is about
40 percent of the average annual rainfall of 46.96 inches over the same period. The
average loss of 29 inches, measured as the difference between rainfall and runoff,
agrees very well with similar losses from other watersheds in the Tennessee Valley.
This is an indication that there are no unusually large amounts of runoff by-passing
the gaging station. The average loss in the eastern part of the Tennessee Valley, of
which the White Hollow watershed is a part, is about 27.5 inches.
Table 1 compares the average annual precipitation and total, surface, and groundwater
runoff for the 5-year period 1957-1961 with the 30-year period 1935-1964. Total
precipitation and runoff during the 5-year period was about equal to the average, for
the total period. The division of surface and ground-water components is somewhat
different, but it is slight and is not considered significant. It is clear that the basic
relationships between precipitation and runoff have not been greatly altered.
TABLE 1
Auerage annual precipitation and runoff’
All values are in inches
Runoff
Period Precipitation Total Surface G round-Water
1935- 1964 46.96 18.09 6.07 12.02
1957-1961 47.04 18.11 5.40 12.71
Precipitation und Total Runoff Summarized by Seasons. As would be expected,
seasonal precipitation and runoff varied considerably from year to year. However,
the average precipitation during the winter season was greatest, about 15 inches,
while during the remaining three seasons precipitation averaged between 10 and 1 i
inches. Runoff was also greatest during the winter season when about half the annual
total occurred. Runoff decreased during the spring season to a minimum during the
summer months, with a slight recovery in the last or fall quarter of the year.
There has been no marked change in the seasonal runoff pattern during the period
of record. For example, during the third or summer quarter of the year which is
generally the season of lowest runoff, total values have about the same order of magni-
tude in the early portion of the project as in latest years.
Accuniuluted Precipitation, Runoff, und Eiiupotranspirutian plus Other Losses.
Accumulated precipitation, runoff, and evapotranspiration plus other losses plotted
against time for the 30-year period are shown in figure 4. These curves reflect the years
144

of deficient precipitation such as 1940-1942 and the years of excess such as 1950-1951
and 1961-1962. The average slope for the first five years of record, 47.3 inches per
year, is about the same as the slope for the 5-year period 1957-1961, 47.0 inches per
year, indicating similarity in average rate of precipitation in the two 5-year periods.
Fig. 4 - Accumulated Precipitation, Runoff, and Evapotranspiration Plus Losses,
1935-1964.
The slope of the runoff curve for the corresponding periods, 18.7 and 18.1 inches per
year, indicates no significant change in the over-all water yield. The curve of accu-
mulated evapotranspiration plus other losses is the difference between precipitation
and total runoff. This factor averages 28.6 inches per year during the first 5-year
period, compared with 28.9 inches per year during the latter 5-year period, 1957-1961,
and an average for the entire period of 28.9 inches per year. This indicates that no
detectable change has occurred in the water use of the watershed.
Double Mass Curves. Figure 5 represents the relationship between precipitation
and total runoff and its components of surface and ground-water runoff for the period
of study through 1964. Each curve exhibits the same general relationship with similar
slopes in the early and latter portions of the record. Variations in the slope are noted
for years of deficient and excessive precipitation.
From this relationship there is no indication that interchange has taken place
between the runoff components; that is, there is no increase in ground-water runoff
with a corresponding decrease in surface runoff or vice versa.
145

The double mass curve of precipitation and evapotranspiration was also investi-
gated. Except for seasonal variation this curve had a constant slope throughout the
period of record.
ACCUMULATED RUNOFF IN H.ICIvS
Fig. 5 - Double Mass Curves of Precipitation and Runoff.
Accumulated Precipitation and Runof by Seasons. Although there was no apparent
change in annual runoff, the possibility existed of balancing changes between winter
and summer seasons. To investigate this, the data were divided into 6-month periods
approximating summer and winter seasons and representative periods accumulated.
Total precipitation and runoff for two periods in the record are compared in table 2.
TABLE 2
Accumulared precipitation and runoff by seasons
All values are in inches
Summer Season Winter Season
~~ ~~
1935-1939 1957-1961 1935-1939 1957-1961
Precipitation 104.71 108.40 131.80 126.83
Runoff 32.82 36. I3 60.72 54.45
From this comparison there is a suggestion of reduced winter and increased summer
yield, but again it is slight and not significant.
146

THE STORM HYDROGRAPH
Storm Precipitation and Runoff. Storm runoff characteristics of the watershed were
studied for more than 500 individual storms selected from the 30-year period of record.
To determine whether any change in the relationship between storm precipitation and
runoff occurred during the period, a simple correlation of storm runoff and storm
precipitation was made. A second independent variable, season, was accounted for to
a certain extent by dividing the data into winter and summer groups of six months
each. A third independent variable, soil moisture condition, was based upon initial
stream discharge (TVA 1961). By considering these three independent variables the
relationship was developed. Winter and summer season storm runoff volumes for
representative storm precipitation amounts and moisture indexes are given in table B.
TABLE 3
Storm runoff for representative precipitation amounts
All values are in inches
Storm Runoff in Inches
Precipitation Winter Summer
Amount Index 1 Index 2 Index 3 Index 1 Index 2 Index 3
1 .o 0.20 0.11 0.02 0.07 0.02 0.01
2.0 0.80 0.46 0.11 0.40 0.08 0.02
3.0 1.83 0.87 0.31 0.23 0.05
The data were studied by year of occurrence, and deviations of individual points
from the index lines were plotted against time. These studies indicated no significant
correlation of runoff with respect to time. This is in agreement with the water-yield
studies previously discussed.
Storm runoff from White Hollow watershed is only a small portion of the precipi-
tation for storms ordinarily experienced. The greatest summer storm, with precipi-
tation of 5.1 inches, which occurred during intermediate moisture conditions produced
only 0.69 inch of runoff. The greatest winter storm, with precipitation of 4.91 inches,
also occurring under intermediate conditions of moisture, resulted in 2.69 inches of
storm runoff.
Frequency of Peak Discharges. Large reductions in peak discharges were experienced
during the period of study, particularly in the summer season. As shown in figure 6
most of the reduction occurred during the first two years of record, showing the effect
of the early erosion control work. After 1937 small reductions continued until 1958;
after this time, little further change has taken place. Relatively large peak discharges
can still occur during the summer season under extreme conditions of antecedent
moisture and rainfall intensities. However, the largest summer peak discharge
experienced after 1937 was 82 cubic feet per second in 1943, and the largest since 1958
was 33.8 cubic feet per second in the summer of 1963. Both of these peaks were con-
siderably lower than the highest three peaks in the summer of 1935.
Reductions were also experienced in the winter-season peak discharge frequency
but to a considerably less degree.
147

Peak Discharge Rates. Peak discharge rates were reduced most notably in the sum-
mer season and during the first few years of the study. Figure 7 shows the most striking
reduction in summer season peak discharges occurred between the initial status of
cover represented by the years 1935-1936 and the succeeding period 1937-1938. During
these years the first cover gf weeds became established on previously cultivated and
grazed areas. Changes sulisequent to 1937 were comparatively small as the forest
ANNUAL FREQUENCY-EQUALCD OR EXCEEDED
Fig. 6 - Frequency of Peak Discharges, Summer Season.
stands were left undisturbed and the cover on open land gradually changed to her-
baceous growth and finally to young forest cover. Greater reductions were achieved
under conditions of wet than of dry soil, and under conditions of high-intensity rain-
fall. For wet soil conditions, peak discharge rates continued to decline until about
1950; after this time there has been no appreciable change. Under dry soil conditions
all reduction in peak rates occurred before 1942. At the present time peak discharges
do not increase greatly with intensity as they did in the initiai years.
148

When comparing the relation between summer peak discharges for the initial
watershed conditions represented by the years 1935-1936 and the latest period 1950-
1964, for initially dry soil and rainfall intensity of 0.4 to 1.0 inch per hour, the reduc-
tions in peak discharge have been from 73 to 92 percent. Total reductions for initially
wet coil conditions range from 92 to 95 percent.
Fig. 7 - Rainfall Intensity versus Peak Discharge, Summer Season.
Winter season peak discharge reduction was accomplished by 1950 similar to the
summer season. These reductions amounted to nearly 30 percent for storms with higher
storm runoff volumes.
Ground- Water Recession. No detectable difference was found in the rates of ground-
water recession during the 30-year period. The average rate of recession over the range
of ground-water discharge, expressed as a ratio of discharge to discharge 24 hours
earlier, is 0.925. There were several occasions during the 30-year record in which no
rainfall occurred for as much as 30 days, yet base flows continued at a relatively high
rate. During these long recession periods, the rate of depletion was very low. Recession
factors ranged from 0.97 to 0.99. This seems to indicate a large source area for base
flow such as is usually associated with deep soils rather than the shallow soils found
in the White Hollow watershed.
Storm Hydrograph. A separate study has been made (Snyder, 1955) of the hydro-
graphs of selected winter storms occurring between 1937 and 1950. This study was
made to eliminate the effect of varying rainfall duration and intensity pattern so that
approximate hydrographs of short defined duration could be obtained from complex
storms. This study showed a reduction in peak discharge in the magnitude of 50 percent
for storms in the later years compared with those prior to 1940. The time for 25 percent
149

of storm runoff to occur increased from 4 to 8 hours, and the time for 50 percent moff
increased from 9 to 15 hours.
EFFECT OF IMPROVED COVER UPON SEDIMENT
Although continuous records of suspended sediment loads were not available, it
was possible to compare total sediment loads for a two-year period early in the record,
1935-1937. with a period of comparable rainfall late in the period, 1957-1958. Total
sediment during the early period was about 1,300 tons, while during the two years
1957-1958, the total suspended sediment passing the gaging station was 100 tons,
a reduction of more than 90 percent.
SUMMARY
Water Yield. The foregoing studies indicate that the relationship between precipitation
and total runoff in the White Hollow watershed has not changed significantly
during the 30-year study period. In a recent 5-year period when average annual rainfall
was equal to the average for the 30-year period, the corresponding runoff was also
equal to the 30-year average. Although the division of surface and ground-water runoff
was somewhat different during these periods, the difference is slight and is not considered
significant. Runoff correlates closely with the observed precipitation throughout
the 30 years. No interchange of runoff between months or seasons has been observed,
and no measurable change has taken place in the total quantity of evapotranspiration
plus other losses.
Although the mass curve analysis made in this study showed no significant change
in water yield, an independent study did show a slight reduction in yield. This unpublished
study utilized a water yield model developed by W.M. Snyder (1963). The
reduction indicated was small, but it does show a possible trend toward less water yield.
Storm Hydrograph. The studies show that the principal hydrologic effect of land-use
changes has been to retard the surface runoff. This effect has been far more pronounced
during the summer than during the winter season. Striking reductions in rates of peak
discharge occurred during the initial years of the study period, and further but less
reductions have continued. Summer peak discharges now range from 5 to 27 percent
as high as those initially observed. Not only are peak discharges lower in the summer
but also the entire hydrograph has been modified; storm discharges at present are
occurring at lower rates and for longer periods.
Peak discharges in the winter season have also been reduced and the shape of the
hydrograph has been changed by the delay of runoff. However, these changes have been
much less striking than similar changes in the hydrographs of summer storms.
The changes in land use have not had a measurable effect upon the volumes of
surface and ground-water runoff during either the winter or the summer season.
Ground-water outflow rates are unchanged.
Suspended Sediment. The annual suspended sediment load from the White Hollow
watershed has been reduced as a result of the substantial improvement in forest cover.
A two-year period late in the 30-year record produced less than 10 percent as much
suspended sediment load as a similar period with comparable rainfall early in the period
of record. The greatest reduction in sediment rate occurred in the early years. Incremen-
tal reduction has become gradually less so that additional reductions in the most
recent years are very small.
150

CONCLUSIONS
A change in forest cover on a watershed is usually associated with a change in
water yield. Eschner and Satterlund (1965), for instance, noted a decrease in water
yield with an increase in forest cover over a 39-year period. Hewlett and Hibbert (1961),
Reinhart and Trimble (1962), and others have shown increases in water yield after
forest cutting. In the White Hollow watershed study no significant change was noted
in water yield. This may be attributed to the relationship between the watershed surface
and soil characteristics and the underlying limestone. The water in the soil which is
available for evapotranspiration apparently has not changed as a result of the increase
in forest cover. The increasing density of vegetal cover with consequent litter and
humus over the watershed retards the overland flow and allows it to infiltrate through
the relatively shallow soils and into the fractures and channels of the underlying
limestone. Here it becomes unavailable for evapotranspiration. Water from these
fractures and channels emerges again as springs in and near the stream channels. Thus
the only effect of the increase in forest cover is to retard the runoff with no measurable
change in water yield.
High base flows are not usually associated with shallow soils such as are found in
the White Hollow watershed. The structure of the underlying limestone may be a
factor in the sustained flow experienced during the low flow months of the year, and
the extended drought periods. The dip of the bedding planes of the rock structure
underlying the general area of the watershed is such that it is quite possible for water
from outside the surface boundaries of the watershed to enter the limestone fractures
and emerge in the streams of White Hollow.
It is significant that the improved forest cover and resulting watershed protection
was not at the expense of the over-all water yield from the White Hollow watershed.
REFERENCES
DEBUCHANANNE, G. B., and RICHARDSON, R. M., Ground-water Resources of East
Tennessee, Tennessee Department of Conservation, Division of Geology Bulletin,
Part 1, 1956.
ESCHNER, Arthur R., and SATTERLUND, Donald R., Forest Protection and Streamflow
from an Adirondack Watershed, Presented at the Forty-sixth Annual Meeting
of the A G U, 1965.
FENNEMAN, N. W., Physiography of Eastern United States, McGraw-Hill, New York, 1938.
HEWLETT, John D., and HIBBERT, Alden R., Increases in Water Yield after Several
Types of Forest Cutting. Quarterly BuIIetin, IASH, Louvain, Belgium, Sept. 1961.
REINHART, Kenneth G., and TRIMBLE, George R., Jr., Forest Cutting and Increased
Water Yield. Journal American Water Works Association, Vol. 54, No. 12, Dec.
1962.
SNYDER, Willard M., Hydrograph Analysis by the Method of Least Squares, ASCE
Proceedings Separate, No. 793, September 1955.
SNYDER, Willard M., A Water Yield Model Derived from Monthly Runoff Data.
Publication No. 63 of the IASH Symposium Surface Water, 1963.
Tennessee Valley Authority, Division of Water Control Planning, Hydraulic Data
Branch, Forest Cover Improvement Influences upon Hydrologic Characteristics
of White Hollow Watershed, 1935-1958, May 1961.
United States Department of Agriculture, Soil Conservation Service, Soil Survey
of the Norris Area, Tennessee, Series 1939, No. 19, issued August 1953.
151

RÉSUMÉ
LA CIRCULATION DES EAUX KARSTIQUES
DANS LES COMPLEXES CARBONATES ET
SON BlLAN QUANTITATIF
Eugen KULLMAN
(Tchécolovaquie)
L’auteur analyse les phénomènes de réalimentation et d’épuisement des réserves
d’eaux karstiques et présente une méthode particulière de bilan utilisée pour l’évalua-
tion quantitative des eaux triassiques des Carpates Occidentales et pour l’évaluation
de leur passage aux complexes voisins dans les conditions tectoniques très compliquées.
Dans les Carpates Occidentales, le problème de la réalimentation des complexes
carbonatés par des eaux karstiques et celui de leur épuisement par rapport aux pré-
cipitations présente toute une série de phénomènes hydrogéologiques très importants.
Une évaluation complète du bilan hydrogéologique des zones choisies permet d’expli-
quer les phénomènes plus généraux de la réalimentation des réserves en eaux karstiques
des Carpates Occidentales dont l’importance est primordiale durant la période janvier-
avril.
L’évaluation du bilan des eaux karstiques des Carpates Occidentales est basée sur
une méthode particulière fondée sur la connaissance des écoulements souterrains
spécifiques des différents complexes carbonatés. Par analogie, on évalue quantitative-
ment le volume des eaux karstiques et leur passage aux complexes voisins dans les
conditions tectoniques très compliquées d’après la connaissance des écoulements
spécifiques des eaux karstiques dans des conditions tectoniques très simples offrant
la possibilité de déterminer avec précision le total de leur écoulement spécifique.
Au cours des dernières années on a beaucoup travaillé à la solution des’problèmes
des écoulements spécifiques des eaux karstiques et de leurs changements par rapport
aux conditions géologiques, climatiques et en vue d’établir leur bilan. Cette méthode
était appliquée à l’évaluation quantitative du passage des eaux karstiques aux couches
voisines dans toute la série de montagnes des Carpates Occidentales. Comme exemple,
on peut citer les Petites Carpates et l’application de cette méthode à la solution du
problème du passage caché des eaux karstiques du complexe carbonaté situé sous les
sédiments tertiaires et quaternaires de la plaine voisine Záhorská nEina par analogie
avec les complexes voisins dont l’écoulement spécifique souterrain est connu. Nous
avons évalué que 40-50% des eaux souterraines du complexe carbonaté passent sous
les couches géologiques de la plaine voisine. L’évaluation du bilan de cette plaine a
confirmé ces résultats.
La solution minutieuse du problème des écoulements spécifiques des eaux karstiques
dans les différentes conditions géologiques, tectoniques et climatiques des Carpates
Occidentales ont permis d’effectuer un calcul grossier de la circulation supposée des
eaux karstiques des Carpates Occidentales ou le complexe calcaire occupe une étendue
de 3.280 km2. D’autre part, la connaissance des écoulements spécifiques des eaux
karstiques permet d’étudier par analogie le régime des eaux karstiques dans les condi-
tions géologiques très compliquées. Ce qui permet d’en connaître les éléments princi-
paux et de les utiliser pour l’explication de ces eaux dans les différentes régions.
SUMMARY
The circulation of karstic conter in carcareous complexes and its quantitatiue baìance
The author examines the phenomena of the recharge and exhaustion of karstic
water reserves and describes a special method of water balance calculation used for
the quantitative estimation of the Triassic water resources of the western Carpathians
and for quantifying their technically very complicated migrations into the neighbouring
complexes.
In the western Carpathians, the problem of the recharge of the calcareous complexes
by karstic water and of their exhaustion relatively to the precipitations involves a
whole series of extremely important hydrogeological phenomena. A full evaluation
of the hydrogeology of the water balances of the selected zones makes it possible to
explain the more general phenomena of the replenishment of reserve by karst water
from the western Carpathians, of crucial importance during the period January-April.
152

For evaluation of the karst water balance of the western Carpathians a special
method is relied on, which starts from knowledge of specific underground flow in the
different calcareous complexes. The volume of karstic waters and their passage into
neighbouring complexes in extremely complicated tectonic conditions are estimated
analogically from the specific flow valves in very simple tectonic conditions when the
accurate determination of the totals is possible. Over the last few years much work
has been done on the problems of karst water balances and specific flow and the latter’s
changes according to geological and climatic conditions. This method was used for
evaluating the amounts of karst water migrating to neighbouring beds throughout all
mountain systems of the western Carpathians, e. g. in the Little Carpathians, by analogy
with the neighbouring complexes of known specific flow, to settle the problem of the
concealed passage of the karst water of the limestone complex lying below the tertiary
and quaternary sediments of the neighbouring Záhorská Níiina plain. We worked it
out that between 40 and 50 per cent of the underground water of the calcareous complex
passed below the geological strata of the plain and the evaluation of this plain’s water
balance has confirmed these figures.
The detailed resolution of the question of karst water specific flow values in the
various geological, tectonic and climatic conditions found in the western Carpathians
has enabled an approximate estimate to be made of the putative circulation of the
karst waters of the western Carpathians where calcareous rocks occupy an area
extending to 3,280 square kilometres. In addition, this knowledge of karst water
specific flow values makes it possible to study karst water regimens in highly complex
geological conditions by analogy, so that the main features of their supplies can be
determined and the knowledge used for the development of the various areas’ waters.
Une grosse partie des eaux souterraines des Carpathes occidentales est formée par
des eaux karstiques. Elles sont liées surtout aux complexes calcaréo-dolomitiques
aquifères occupant environ 3.280 km2.
Dans cette contribution, je présente les résultats des études que j’ai poursuivies
pendant plusieurs années en évaluant le bilan des écoulements souterrains spécifiques
des complexes calcaréo-dolomitiques, mais aussi la solution du problème concernant
le rapport des précipitations avec la recharge des réserves d’eaux karstiques.
Les conditions géologiques très compliquées des complexes carbonatés des Carpathes
occidentales conjointement avec la difficulté et souvent l’impossibilité de
déterminer plus précisément quelques-uns des membres de l’équation de bilan (surtout
I’évapotranspiration) ont conduit l’auteur à la décision de proposer une méthode
particulière de bilan pour l’évaluation des eaux karstiques. Cette évaluation de bilan
utilise l’édifice tectonique favorable des Carpathes occidentales. Elle est basée sur les
écoulements souterrains spécifiques des eaux karstiques et sur leurs variations dans
les complexes carbonatés à l’édification tectonique très simple, laquelle rend possible
leur détermination assez précise. En appliquant la méthode d’analogie aux complexes
carbonatés voisins à l’édifice tectonique très compliqué et à la circulation approfondie
ou passant aux sédiments plus récents sous les conditions géologiques, géomorphologiques
et climatiques semblables ou identiques, il est possible de dresser un bilan
quantitatif du passage approfondi des eaux karstiques, éventuellement celui de leur
passage aux assises plus récentes des plaines et bassins voisins.
ECOULEMENTS SOUTERRAINS SPECIFIQUES DES COMPLEXES CARBONATES DES CARPATHES
OCCIDENTALES
Pour établir l’évaluation du bilan, nous avons déterminé les écoulements spéci-
fiques des eaux karstiques de toute la série de complexes carbonatés déposés favorable-
ment sous forme de lambeaux dans les Carpathes occidentales. Nous avons évalué les
complexes calcaréo-dolomitiques et les régions à prédominance absolue des dolomies
dans plusieurs montagnes (Petites Carpathes, StráZovská hornatina, Vel’ká Fatra et
Inovec).
153

Dans les Petites Carpathes (la partie occidentale des Carpathes occidentales),
il y a une région favorable pour déterminer les écoulements souterrains spécifiques,
située entre les villages Logonec et Kuchyiia. Cette région est formée par des calcaires
et des dolomies SUT l’étendue de 20,6 km2. I1 s’agit de l’assise carbonatée à inclinaison
abrupte vers la profondeur. Ses sous-jacent et sus-jacent sont constitués par des couches
imperméables (plus en détail chez Kullman 1964). Cette région est drainée par des
sources et en partie aussi par des eaux souterraines passant directement aux cours
d’eaux de surface traversant le complexe carbonaté. Le passage aux profondeurs,
éventuellement l’infiltration non enregistrée vers les assises voisines, est peu probable.
Des mesures systématiques des sources du complexe, exécutkes par l’Institut hydro-
météorologique durant la période 1957-1963, et des mesures périodiques, mais non
systématiques, des cours d’eau de surface sous différentes conditions climatiques ont
rendu possible de chiffrer l’écoulement souterrain spécifique et ses variations durant
les différentes périodes (voir fig. lu). Durant la période 1957-1963, les écoulements
souterrains spécifiques annuels variaient entre 7-9 I/s/km2, l’écoulement spécifique
minimal était au-dessus de 5 l/s/km2, le maximal de 12-15 I/s/km2 avec des précipi-
tations moyennes annuelles de 626-768 mm et une moyenne thermique annuelle
de 8-10 “C en différentes années hydrogéologiques.
Dans la montagne Stráiovská hornatina, située dans la partie centrale des Carpathes
occidentales, nous avons évalué le lambeau calcaréo-dolomitique de Zihlavník. 11
s’étend au sud-est des bains Trenrianske Teplice parmi les villages de Dolná Poruba,
Slatinka et OmSenie. La région propre de ce lambeau occupe l’étendue de 28,8 km2.
Elle repose sur le substratum imperméable constitué par des assises du Crétacé
affleurant à la périphérie du lambeau carbonaté (en détail chez Kullman 1961). Elle
est drainée par des sources karstiques concentrées, pratiquement sans l’écoulement
superficiel. Durant la période des mesures systématiques de XI.1954 à X.1962, les
écoulements souterrains spécifiques atteignaient les valeurs minimales d’environ
3,4-4, O I/s/km* et les maximales de 30 I/s/km2. Durant les différentes années hydrogéologiques,
l’écoulement souterrain spécifique annuel moyen était de 9,2-14,2 l/s/km2
avec précipitations annuelles moyennes entre 695-909 mm. L’écoulement souterrain,
évalué en pourcentage, variait de 32,9 à 66,7% par rapport aux précipitations annuelles
totales.
Pour dresser le bilan d’écoulement souterrain des complexes carbonatés de la
Haute Tatra (située à l’est de StráZovská hornatina), nous avons évalué le synclinal
partiel entre Harmanec et CremoSné. I1 constitue une partie du vaste lambeau carbonate
(a prédominance dolomitique) reposant sur le complexe sous-jacent imperméable.
En 1963, l’écoulement souterrain spécifique moyen de cette région était de
i4,9 l/s/km2 avec un ruissellement superficiel partiel (les valeurs ne sont pas exactes
parce que les mesures systématiques de toutes les sorties d’eaux karstiques n’étaient
pas assurées).
Le complexe trks favorable aux mesures de l’écoulement souterrain spécifique,
est représenté par le lambeau dolomitique riche en eau, déposé sous forme de synclinal
près de Závada, dans la montagne Inovec (au sud-ouest des Carpathes occidentales)
sur l’étendue de 12,8 km2.
En 1959, 1960, 1962, l’écoulement souterrain spécifique de ce lambeau variait
de 5,88 à 8,l l/s/km2, avec une prédominance de 6 à 8 I/s/km2, l’écoulement superficiel
spécifique atteignait la valeur de 0,6 à 1 I/s/km2 et le total des précipitations n’était
au maximum que de 889 mm durant l’année hydrogéologique 1959.
Les connaissances sur l’écoulement souterrain spécifique des différentes montagnes
des CaIpathes occidentales rendent possible de dresser le bilan des eaux karstiques
et, étant donné qu’on les avait rassemblées dans les conditions climatiques assez
différentes, elles mettent en évidence l’écoulement souterrain spécifique moyen des
Carpathes occidentales.
155

BILAN DE LA CIRCULATION DES EAUX SOUTERRAINES DES COMPLEXES CALCAREO-DOLO-
MITIQUES DANS LES MONTAGNES INOVEC ET PETITES CARPATHES
En vertu de la méthode de bilan esquissée plus haut et sur la base de l’évaluation
des écoulements souterrains spécifiques, nous avons dressé le bilan des réserves dyna-
miques en eaux souterraines dans les régions calcaréo-dolomitiques (à prédominance
de dolomies, éventuellement en équilibre avec des calcaires) de certaines montagnes,
ainsi que de leurs parties. Nous apportons les résultats de l’application de cette méthode
aux complexes carbonatés à prédominance de dolomies au sud de la montagne
Povaiski Inovec et aussi aux complexes calcaréo-dolomitiques des Petites Carpathes.
La partie méridionale de la montagne PovaZskj. Jnovec (étendue de 250 km2) est
constituée par un nombre de complexes dolomitiques séparés les uns des autres,
souvent semblables, parfois identiques, de même caractère pétrographique, de condi-
tions géomorphologiques peu différentes, avec précipitations semblables en moyenne
de 650-800 mm (voir tab. i), de couverture végétale identique. C’est pourquoi on peut
y appliquer la méthode proposée par l’auteur.
TOTAL DES PRECIPITATIONS MESUREES DANS LES STATIONS PLWIOMETRIQUES
Date des
mesures
TABLEAU 1
Stations pluviométriques des différents
complexes dolomitiques
Zl’avy Malé Luka
Pustatina RadoSiná nad Váhom PieSt’anY Hlohovec
complexe carbonaté
entre
au No de au N de RadoSiná Hubina et entre
Závada Hradok et Koplotovce
XI.58-X.59 617 mm 592 mm - 568mm 597mm 536mm
X1.61-VIL62 514 mm - 432mm 505mm 497mm 499mm
Sur la base des valeurs des écoulements souterrains spécifiques de l’un de ces com-
plexes calcaréo-dolomitiques situé près de Zavada à l’est de la montagne (analysé plus
en détail dans la partie précédente de ce travail), nous avons évalué le bilan des autres
formations calcaréo-dolomitiques, et cela près de Hubina, Hrádok, Moravany,
Koplotovce et RadoSiná (1). L’un des complexes évalués, situé le plus au nord, entre
les villages Hubina et Hrádok, occupe une étendue de 33,44 km2. Le propre lambeau
calcaréo-dolomitique est caractérisé par une structure géologique très simple avec
inclinaison générale vers l’ouest. I1 repose sur les assises imperméables affleurant au
nord, à l’est et au sud. Sa bordure occidentale est en contact avec les couches aquifères
paléogènes, néogènes et quaternaires de la vallée du Wag. Les eaux souterraines venant
de ce complexe alimentent les sources et les cours d’eau de surface avec un débit
d’environ 100 I/s en moyenne. En comparant l’écoulement souterrain véritable avec
le supposé (environ 200 l/s), d’après le calcul le la région analogue de Závada (avec
(I) Les conditions hydrogéologiques sont étudiées plus en détail dans la contribution
: E. KULLMAN 1964 : Bilancia podzemnj.ch vôd ju2nej Easti Povaiského Inovca,
Geol. Prrfce - Zprrfvy, 31, Bratislava.
156

l’écoulement souterrain spécifique de 5,88 I/s/km2)), on peut supposer que durant leS
périodes sèches, plus que 48 y< d’eaux souterraines (durant les périodes de débit abon-
dant encore beaucoup plus) s’infiltrent dans les sédiments quaternaires et tertiaires
de la vallée de Povaiie, éventuellement dans leurs assises sous-jacentes mésozoiques.
Un autre complexe dolomitique évalué se trouve au sud du précédent parmi les
villages de Moravany, Ratnovce, JalSové, Salgovce et Koplotovce à inclinaison générale
des assises vers le sud-ouest. La plupart des assises carbonatées passant à la plaine
voisine plongent sous la couverture des schistes pauvres en eau (entre Moravany et
Sokolovce). La limitation de ce complexe est tectonique par rapport à la plaine voisine
du Danube. Nous pouvons admettre que les eaux souterraines karstiques passent aux
sédiments tertiaires et surtout quaternaires de la plaine voisine. Le propre complexe
dolomitique occupe l’étendue de cca 37,8 km2. Durant la période stationnaire sans
précipitations, l’écoulement souterrain total atteint 50,O I/s (l’infiltration supposée
représente cca 220 l/s par analogie au complexe près de Závada). Par analogie au pré-
cédent, on peut supposer que plus de 75% de la quantité totale d’eau infiltrée ne sort
pas du complexe, mais les eaux karstiques se dispersent dans les sédiments tertiaires,
le plus souvent quaternaires et même dans les carbonates de l’unité inférieure de leur
propre montagne. Dans l’autre complexe carbonaté A prédominance dolomitique de
la montagne Inovec, au nord de RadoSiná, reposant sur le cristallin sous-jacent et
sur les assises mésozïques pauvres en eau, au sud, en passant vers le terrain montueux
de Nitra, en contact tectonique avec l’imperméable néogène constitué par des sédiments
argileux (l’étendue de 19,7 km2), l’écoulement souterrain déterminé est identique
avec le supposé (l’infiltration supposée d’environ 105-120 l/s par analogie à la zone
de Závada), le débit véritable des eaux karstiques atteignait environ 100 ljs. Les résul-
tats que nous avons atteints dans ce complexe à faible perte des eaux souterraines,
vérifiés aussi par le bilan, mettent en évidence l’exactitude suffisante de cette méthode
hydrogéogique applicable surtout aux complexes dolomitiques à écoulement constant
et rendent possible de poursuivre la recherche hydrogéologique des différentes régions.
Nous avons dressé, d’après cette méthode, le bilan des eaux fissurées karstiques
du complexe carbonaté situé sur les versants sud-ouest des Petites Carpathes. II s’étend
parmi les villages de Rohoiník, Cerová-Lieskové et Trstín (complexe carbonaté de
l’unité de Cho?.). Le complexe carbonaté représente un ensemble hydrogéologique
indépendant, reposant sur l’assise imperméable des grès et des schistes de l’âge trias-
sique avec lesquels il plonge sous les sédiments néogenes de la plaine voisine Záhorská
níiina, qui en est séparée par la faille de bordure. Le long de cette faille, les complexes
carbonates se sont affaissés en profondeur notable (d’environ 1000 m). Nous admettons
que les eaux karstiques passent aux assises mésozoiques jusqu’aux quaternaires de la
plaine voisine.
Le bilan était calculé par analogie au complexe voisin calcaréo-dolomitique entre
les villages de Kuchyña et LoSonec (complexe carbonaté de i’unité de KríZna), dans
lequel il y a possibilité de mesurer le débit de toutes les eaux infiltrées revenant s’écouler
à la surface (évaluation plus détaillée dans le chapitre précédent).
Les deux complexes voisins s’étendent à travers la montagne et ils présentent les ménies
conditions climatiques, morphologiques et végétales. Admettant les mêmes possibilités
d’infiltration des précipitations en profondeur des deux complexes et en comparant les
écoulements spécifiques des eaux souterraines affleurant le sol revenant s’écouler a
la surface durant la période de longue durée (7 années hydrologiques), voir tableau 2,
figure I (l), nous pouvons dresser un gros bilan quantitatif du passage caché des eaux
karstiques.
(l) La fluctuation des valeurs des écoulements souterrains spécifiques est causée
par les mesures non systématiques des eaux karstiques passant aux ruissellements.
157

a)
20-
10-
a-
-5 -
4a-
30 -
20-
10-
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:I
‘C mm
90- u)
10o-
1 o
-5-
COMPLEXE CARBONATÉ DES PETITES CARPATES
-.-.- ECOUEMENT TOTAL DES EAUX SOUTERRAINES
PRÉCIPIJAJIONS íSTAT/IoN PLUVIOMETRIQUE DE KvCUYiA - VIVRAT)
------ TEMP~RATURE DE L‘ AIR (srAnIoN DE KUCHYF~AI
COMPLEXE CAR8ONATÉ DE LA MONTAGNE STRÁ~OVSKÁ WRNATINA
XI. XII / Il /II IV v v/ w vm /x x
-
-.-.- ÉCOULEMENT TOTAL DES EAUX SOUTERRAINES
PRÉCIPIJATIONS (SJATIi3d PLUVIOMÉTRIOUE DE /-!OT€~/C€)
--I-- TEMPERATURE DE i AIR (STATION DE TRENCIANSUE TEPLICE)
Fig. 2 - Rapport des précipitations avec la température de l’air et les changements
de I’écoulement total des eaux souterraines karstiques des complexes carbonates
des Carpates Occidentales (valeurs moyennes au cours des années hydrugéolo-
Biques 1959-1963).

ÉCOULEMENTS SOUTERRAINS SPECIFIQUES MOYENS DES COMPLEXES CARBONATES DES
PETITES CARPATHES
TABLEAU 2
~~ ~~
Année hydro- Complexe carbonaté Complexe carbonate
logique entre LoBonec et Kuchyiia entre RohoZník et Trstín
Débit en I/s/km2 Débit en I/s/km2
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
8,3-9,5
8,l-8,9
7,8-8,9
7,3-8,4
6,l-7,2
7,5-8,6
7.5-8,6
4,6-4,s
4,l-4,3
4,l-4,3
4,O-4,3
3,7-3,9
3,s-3,9
3,s-4,0
En comparant les deux complexes par méthode d’analogie, nous pouvons supposer
que cca 270 1/s (environ 40-50%) d’eaux, infiltrées en profondeur du complexe carbonaté
parmi les villages de Rohotník, Cerová-Lieskové et Trstfn, passent aux assises de la
plaine voisine Záhorská nítina. L’exactitude de ces résultats est vérifiée par la recherche
hydrogéologique qui documente sur le passage des eaux souterraines du complexe
cité plus haut le plus souvent aux sédiments quaternaires et en partie aussi aux sédiments
mésozoïques de cette plaine.
PRECIPITATIONS ET RECHARGE DES RESERVES D’EAUX KARSTIQUES
Dans les complexes karstiques, la connaissance du rapport des précipitations avec
la recharge des réserves d’eaux karstiques est très importante. Ce rapport doit &tre
étudié et connu au point de vue des pronostics de l’économie des eaux et aussi pour
résoudre le problème de l’influence de l’infiltration sur le changement quantitatif des
eaux de circulation profonde sortant vers la surface.
On a essayé, dans les Carpathes occidentales, d’établir le rapport entre des préci-
pitations et l’écoulement des eaux souterraines karstiques. L’évaluation des eaux
souterraines karstiques venant sourdre soi de toute une série de complexes carbonatés
donne des indications sur la recharge des réserves d’eaux karstiques résultant des
précipitations totales durant la période janvier-avril (surtout sous forme de neige)
des différentes années hydrologiques. Cette évaluation démontre l’influence secon-
daire des précipitations, atteignant leur maximum en été, sur l’augmentation des réserves
d’eaux souterraines karstiques dans les Carpathes occidentales (voir fig. 2). L’influence
des précipitations annuelles maximales sur l’augmentation des réserves d’eaux karsti-
ques est secondaire, elle diffère et dépend de la position des différentes montagnes dans
les Carpathes occidentales.
Au sud-ouest de la chaîne de montagne (dans les Petites Carpathes), I’infiuence
des précipitations maximales sur l’augmentation des eaux karstiques est très secondaire
(voir fig. 2a). L’augmentation des réserves d’eau est influencée par le maximum des
précipitations seulement dans la partie centrale de la chaîne de montagne (StraZovská
hornatina, voir fig. 2b). Nous pouvons supposer que ces phénomènes dépendent surtout
de I’évapotranspiration des régions karstiques atteignant savaleur maximale en été. Cette
influence est plus importante dans la partie sud-ouest et sud que dans la partie centrale
et septentrionale des Carpathes occidentales en relation avec les conditions climatiques.
Les connaissances citées plus haut rendent possible de juger les différents complexes
159

carbonatés au point de vue de l’économie des eaux. Elles servent de base pour faire
des pronostics du débit minimal en différentes années hydrogéologiques et par leur inter-
médiaire on peut résoudre le problème du rapport des précipitations avec l’écoulement
souterrain des eaux karstiques dans les conditions géologiques et tectoniques plus
compliquées.
BIBLIOGRAPHIE
KULLMAN, E. 1961. Vápencovodolomilické kompiexy a ich vzcah k podzemnim
vodám, Geol. Práce - Zprávy, 22, pp. 189-198, Bratislava.
KULLMAN, E. 1964. Bilancia podzemnich vôd juihej Casti Povaiského Inovca, Geol.
Práce - Zprcivy, 31, pp. 183-194, Bratislava.
KULLMAN, E. 1964. Krasové vody Slovenska a ich hydrogeoiogicki vfskum, Geol.
Práce - Zprávy, 32, pp. 9-28, Bratislava.
MAHEL’, M. 1946. Tektonika územia medzi stredngm tokom Váhu a Hornou Nitrou,
Geol. Práce, 18, Bratislava.
160

CONTRIBUTION OF GEOLOGY TO THE RESEARCH
OF GROUND WATER IN CRYSTALLINE ROCKS
SUMMARY
Luis SIQUEïRA
(Brazil)
The foregoing work is the first attempt to list all types of structure which allow us
to obtain ground water from Crystalline Rocks. The order in which these structures
are numbered, is a decreasing order according to the importance of the structure as
a water bearing body.
Later on, the writer wil give the first table for valuation of a water deposit in crystal-
line rocks. The calculation, in its essence is very simple, but it has always been effective
whenever it was used.
Finally, the advisability of drilling a given area, is mentioned, aiming not only the
quantity of water but also its chemical quality. The writer considers among the several
limiting factors, those concerning to morphology, drainage pluviality and petrography
of the area.
Resuming, with the present work, the writer aims to help all the geologists who
are willing to search water for people and herds. It is a reasonable amount of experienm,
which the writer has acquired by drilling nearly 400 holes in the surroundings of
Curimataú, Sabogi, Cariri, Petrolina and Ouricuri.
The writer also hopes that his modest work may be of help to all those who are
interested in the matter.
CONTRIBUTlON DE LA GEOLOGIE À LA RECHERCHE
DE L’EAU SOUTERRAINE
DANS LES ROCHES CRISTALLINES
RESUME
Luis SIQUEIRA
(Brésil)
L’auteur tente pour la première fois d’énumérer tous les types de structure qui
permettent d’exploiter les eaux souterraines contenues dans les roches cristallines.
Ces structures sont classées par ordre décroissant selon leur importance en tant
qu’aquifère.
Il donne ensuite le premier tableau permettant d’évaluer l’importance d’une nappe
dans des roches cristallines. Le calcul, très simple dans son principe, a toujours donné
de bons résultats.
I1 est fait mention de l’utilité de forer des puits dans une zone donnée afin de déter-
miner non seulement la quantité d’eau, mais aussi sa qualité chimique. Parmi les divers
facteurs limitatifs, l’auteur évoque ceux qui se rapportent à la morphologie, à l’écoule-
ment, à la pluviosité et à la pétrographie de la région.
L’auteur espère aider tous les géologues qui sont prêts à prospecter les ressources
en eaux pour les besoins de l’homme et du bétail.11 a acquis une assez grande expérience
en forant près de 400 puits aux environs de Curimataù, Sabogi, Cariri, Petrolina et
Ouricuri.
I1 espère aussi que cette modeste étude pourra être utile à tous ceux qui s’intéressent
à ces questions.
161

RECHERCHES (HYDROGEOLOGIQUES)
DANS LA REGION DES LACS KARSTIQUES BEOTIENS
RESUME
Gasp. G. MISTARDIS
1. Les bassins lacustres de Béotie (poljé de Copaïs, bassin de Paralimni. etc.) doivent
etreconsidéréscommed’origine tectonique (Pliocènehférieur?): ils ont évolué sous
l’effet de l’érosion normale, mais surtout par des phénomènes de karstification au Pliocène
et au Pleistocène.
2. Copais, le plus vaste des lacs béotiens, a &té asséché artificiellement en 1892;
récemment aussi le petit marais de Sphinx.
Au contraire, la surface des lacs Yliki et Paralimni s’est sensiblement accrue depuis
1892, les eaux du Copaïs étant drainées par un tunnel vers le lac Yliki, puis par un
canal vers le lac Paralimni et, de celui-ci, par un autre tunnel vers la mer.
3. Avant 1892, les eaux du lac COQ~S s’écoulaient souterrainement, surtout vers
le nord-est, par des catavothres latérales (altitude 94 m environ). Une partie réapparaissait
près de la côte en des résurgences karstiques (Larymna, Skroponéri, etc.).
Comme des résurgences restent très abondantes malgré le drainage du lac Copaïs,
il est évident qu’un important réseau karstique existe sous le poljé et qu’il continue de
fonctionner activement.
4. Un autre réseau souterrain doit exister à l’est du poljé de Copaïs sous les bassins
des lacs Yliki et Paralimni. Avant 1892, une partie seulement des eauxdu lac Copals
qui s’échappaient vers l’est par les catavothres latérales alimentait les lacs Yliki et Paralimni
.
5. L’auteur examine certaines questions concernant l’origine de ces réseaux karstiques,
l’influence des variations du niveau du grand lac Pliocène-Pleistocène s’étendant
de Locrisde au nord-ouest de l’Eubée, l’influence des oscillations du niveau de la mer
au Pleistocène Supérieur et à l’Holocène, et l’amplitude du surcreusement karstique
souterrain.
SUMMARY
Research in the Boetian karstic lakes region
1. Boetian lakes basins (polje of Copais, basin of Paralimni etc) are to be consi-
dered as of tectonic origin (Lowest Pliocene?); developed further by normal erosion,
but chiefly by karstification during Pliocene and Pleistocene,
2. Copais, the more extended boetian lake, was in 1892 artificially drained. In way
of drainage is now the little swamp of Sphinx.
On the contrary, a sensible enlargement of the area of lakes Yliki and Paralimni
took place since 1892, owing to that waters of Copais through a tunnel are running
to Yliki, then by a canal to Paralimni and from it through another tunnel, towards the
sea.
3. Before 1892 Copais waters were by side pot-holes (alt. about 94 m) running under
ground chiefly towards northeast. A part of them was springing near thc sea shore line
as karstic resurgences (Larymna, Skroponeri, etc.).
As these karstic springs continued to be enough abundant also after the drainage
of Copais it becomes evident, that an important Karstic network of galeries etc. is
existing under the polje and continue to be active.
4. Another underground Karstic network must exist eastward of Copais polje
under the basins of Yliki and Paralimni. Before 1692, only a few part of lake Copais
waters which by side pot-holes were running underground eastward was feeding lake
Yliki (and Paralimni).
5. This communication is referring only to some questions concerning the origin
of these undergro.und Karstic networks, the influences of level fluctuations of Pliocene-
Pleistocene Lokris-northwestern Euboea great lake, those of sea level fluctuations in
upper Pleistocene and Holocene and the amplitude of the underground Karstic
overdeepening.
162

i. INTRODUCTION
1. Le nord-est de la Béotie, dont la superficie ne dépasse pas 1500 km2 en grande
partie constitué de calcaires dans ses régions en relief, était une région de lacs Kars-
tiques. Il continue encore de l’être, mais seulement en partie maintenant.
2. Le plus étendu de ces lacs, celui de Copaïs fut asskché par des travaux techniques
importants vers la fin du siècle passé. Le petit étang de Sphinx dans la plaine Ténerienne
fut aussi asséché récemment.
Au contraire, l’étendue du petit lac de Paralimni, et surtout celle d’Yliki furent tres
sensiblement augmentées à la suite des travaux d’assèchement du Copaïs, dont les eaux
se déversent à Yliki par un canal (-tunnel en partie) et de ce lac, par un autre
canal à Paralimni. Enfin, de ce dernier lac par un tunnel-canai aboutissent au golfe
Euboïque prts de la place de l’ancienne Anthédon (fig. 1).
- -a
Fig. 1 - La région des lacs Béotiens :
a. Canai.
b. Partie en tunnel.
’ c. Canal étroit vers St.-Thomas (Marathon).
d. Grande catavothre.
e. Sources karsti ues importantes : 1. de Polygyra; 2. de Djamali; 3. des Grâces;
4. de Pétra (Tjphoussa); 5. d’aaliartus; 6. d’Anchoé.
f. Sources littorales salées : 7. d’Armyra: - . 8. d’Opous: 9. de Larymna: 10. de
Skroponéri.
g. Sources sous-marines à faibles profondeurs : 11. d’Anthédon.
L. Montagnes-collines de Locride.
H. Mt. Hélicon (1748 m).
P. Mt. ~~ Ptoon. ~.~~
Y. Mt. Ypaton.
PL. Lac Paraiimni.
YL. Lac Yliki.
S. fitang Sphinx (Variko).
K. Bassin de Copais.
M. Rivière Mélas.
T. Bassin Ténérien.
A. Bassin Aonien.
163

La construction d’un long canal après la dernière Guerre a permis d’amener une
partie des eaux d’Yliki au lac artificiel de Marathon pour les besoins en eau d’Athènes
et des agglomérations voisines.
II. PREUVES DE L’EXISTENCE D’EAUX SOUTERRAINES KARSTIQUES ABONDANTES
3. Bien que les eaux de Copaïs se déversent à Yliki depuis peu avant la fin du siècle
passé et ne s’échappent plus, par les catavothres de la bordure du bassin, directement
vers le golfe Euboïque septentrional, les sources de la zone côtière (Skroponéri, Larym-
na, etc) continuent cependant à fonctionner. Leur débit ne semble pas avoir diminué
fortement après l’assèchement du Copaïs.
De même, la grande source du Ano Képhalari (Anchoé des anciens) au sud de
Larymna, à une altitude d’environ 40 m et à 3 k m de l’extrémité orientale du bassin
de Copais (altitude environ 90 m) qui ne fonctionnait pas en été (l) quand le lac était
très restreint, ne tarit plus complètement depuis l’assèchement de ce lac (2).
4. 11 devient donc évident que les sources karstiques de la zone côtière étaient ali-
mentées non seulement par les eaux mêmes du lac, mais aussi par des eaux souterraines.
Sans doute, il y eut, en plusieurs endroits, une infiltration d’eaux du lac Copais en
profondeur dans les dépôts lacustres etc. sous-jacents et ensuite dans les fissures etc.
du fond calcaire, aidant ainsi à alimenter en partie les sources de la zone catière et le
ruisseau de Larymna, qui même en été ne manque pas d’eau.
Naturellement, depuis l’assèchement du lac les quantités d’eau ainsi infiltrées doi-
vent être moins importantes : on peut donc un peu difficilement expliquer l’abondance
relative de certaines sources et la pérennité du ruisseau de Larymna.
5. On se demanderait alors, si une partie au moins des sources de la zone côtière
ne sont pas alimentées, en partie aussi par des eaux d’un autre réseau karstique sou-
terrain plus profond.
La présence des sources saumâtres sur la ligne littorale, à la baie d’Opous, à Larym-
na et à l’ouest d’Anthédon (3) (et dont celles d’Armyra (baie d’Opous) jaillissent avec
grande force) est aussi en faveur d’une telle hypothèse.
6. L’alimentation de ce dernier réseau doit être cherchée surtout dans les eaux
souterraines de la partie orientale (calcaire) du Mt. Parnasse et de la partie septentrio-
nale de l’Hélicon.
La présence de sources très puissantes (des Grâces, de Polygyra etc.) à la bordure
nord-occidentale du bassin de Copals entre Orchomène et Asplédon, relativement à
proximité de ces endroits (environ 25 km de Parnasse et 20 km d’Hélicon) est en faveur
de cette hypothèse (4).
7. Ces constatations donnent à penser que :
a) Une partie seulement des eaux de l’ancien lac Copaïs, qui s’engouffraient dans les
catavothres de la bordure du bassin alimentaient les sources de la zone côtière et le
ruisseau de Larymna; le reste s’enfonçait plus profondément et devait réapparaître
sous forme de sources sous-marines probablement à des distances de quelques centaines
de mètres, loin de la côte, cas très fréquent en Grèce (5)
b) Une infiltration, évidemment moins importante qu’avant l’assèchement du
Copaïs, a lieu à travers les dépôts lacustres etc. et ensuite par les fissures, catavothres
etc., surtout du fond calcaire ; elle alimente les sources de la zone côtière.
c) Certaines de ces sources, surtout parmi celles qui sont saumâtres jaillissent fortement
et, sont probablement aussi alimentées par des eaux d’un autre réseau plus profond
(56).
164

8. On voit donc se dessiner plutôt trois réseaux karstiques souterrains, qui en certains
endroits peuvent s’entre-croiser, et dont celui qui était alimenté autrefois par les
catavothres de la bordure du bassin de Copaïs est devenu stérile après I’assechement du
lac.
Quand et sous quelles conditions furent formés ces différents réseaux karstiques
est une question qui ne pourra être élucidée qu’après de longues recherches et de
nouvelles études spéléologiques, géologiques etc., relativement à ce sujet.
Nous nous bornons donc pour le moment à exposer certaines hypothèses basées
sur les données géologiques, morphologiques et spéléologiques dont nous disposons
sur l’aire Béotienne.
III. FORMATION DES RESEAUX KARSTIQUES SOUTERRAINS
9. Des lambeaux ou vestiges d’une ancienne surface, datant probablement de la
partie la plus élevée du Mioche ou du commencement du Pliocène sont reconnais-
sables, tant au nord de la région des lacs (vers Martinon etc.), qu’au sud (vers Mavromati
etc.) à des altitudes de 300-400 m. L’existence d’autre part des failles nombreuses dans
le bassin de Paralimni, etc. et en général l’étude géologique (6) et morphologique de la
région conduisent à considérer les bassins lacustres de la Béotie comme étant d’origine
tectonique en partie.
Le processus de leur formation était probablement très compliqué, lent et à plu-
sieurs stades. Le bassin de CopaIs donne l’impression qu’on ne peut pas exclure totale-
ment une certaine dissidence. L’évolution du relief et celle de la Karstification souter-
raine peuvent se dessiner comme suit dans leurs grandes lignes.
10. A l’époque de l’ancienne surface de 300-400 m plus haut mentionnée ($9) les
eaux coulant superficiellement, qui provenaient surtout des grandes masses monta-
gneuses qui bordaient le bassin du Haut Céphise IMt. Parnasse etc.) et de celle plus
réduite d’Hélicon, suivaient, en se dirigeant vers le sud-est, entre Chéronée et Tanagra
(partie inférieure de la vallée d’Asopos) à peu près le même tra& que la ligne ferrée
actuelle.
Au nord-est de cet ancien couloir s’étendait la région ou furent formés plus tard
les bassins lacustres. Elle présentait alors partout des altitudes supérieures à celles du
coulo ir .
Dans cette région plus élevée que le couloir de Chéronée-Tanagra, l’érosion atta-
quant fortement les schistes, les roches vertes et le Aysch, qui recouvraient largement
les calcaires, contribua à la formation de nombreux creux, vallées de formes diverses,
bassins torrentiels, etc. dont les eaux se dirigeaient alors naturellement vers le couloir
en question qui était moins élevé. (fig. 3, I).
11. Les conditions topographiques d’alors favorisaient l’enlèvement graduel, par
l’érosion, des schistes, des roches vertes et surtout du flysch sur des étendues relative-
ment considérables. Ce furent ainsi les calcaires qui affleurèrent largement.
Les calcaires mis à nu commencbrent à se karstifier fortement, tant superficielle-
ment, que souterrainement. Ainsi commença à se développer un réseau karstique SOU-
terrain (no 2) qui peu à peu devint assez important.
12. A la suite des mouvements tectoniques, certaines parties de la région commen-
cèrent à s’effondrer lentement et probablement par stades. Ainsi peu à peu plusieurs
parties des creux mentionnés plus haut ($10) se trouvèrent plus bas que le couloir Ché-
ronée-Tanagra (fig. 3, I).
Les eaux superficielles cessèrent ainsi à s’échapper par le couloir. Elles se diri-
geaient maintenant vers les parties déprimées mentionnées ci-dessus et surtout vers le
165

assin de Copaïs et s’engouffraient dans les catavothres des parties calcaires du fond.
Ainsi se favorisait beaucoup l’élargissement du réseau karstique souterrain no 2.
13. Dans ces bassins effondrés et surtout dans celui de Copals devaient jaillir à la
circonférence des eaux souterraines provenant des masses montagneuses voisines, ame-
nées par un réseau karstique plus ancien (no i).
Les sources abondantes actuelles de la bordure nord-occidentale du bassin entre
Asplédon et Orchomène, ainsi que celles de sa partie méridionale à Tilphoussa (Pétra)
et Haliartus témoignent en faveur de l’hypothèse de ce réseau Karstique plus ancien
(no i).
14. L’érosion karstique souterraine dans la plus grande partie de notre région était
favorisée non seulement par la forte fissuration des calcaires, mais aussi par le fait que
Fig. 2 - Partie orientale de la région :
a. Affleurements des serpentines.
b. Schisto-Cornéens.
c. Flysch.
d. Canal.
e. Partie en tunnel.
f. Canal étroit vers St.-Thomas.
g. Catavothres 1-24 (selon Philippson - Ref. 3, pp. 46-53); 1-3 : groupe septentrional;
4-9 : groupe nord-oriental (8 : grande catavothre); 10-13 : groupe de
Gla; 14-21 : groupe d’Akraifnion; 22-24 : groupe de Kaneski.
h. Probable voie souterraine karstique.
i. Vestiges des travaux anciens (tunnel?).
j. Col.
K. Bassin de Copais.
GL. Hum de Gia.
M. Rivière Mélas.
YL. Lac Yliki.
PL. Lac Paralimni.
EU. Golfe Euboïque septentrional.
X. Sources karstiques d’Anchoé.
S. Source de Skroponeri.
T. Sources sous-marines d’hthédon.
166

la région voisine qui est occupée aujourd’hui par le golfe Euboïque septentrional, elle
aussi effondrée, était plus déprimée (bassin Locrien).
Les réseaux karstiques souterrains, tant le plus ancien d’entre eux (no i), que celui
qui commence à se développer avec la formation des bassins fermés Béotiens (no 2) POU-
vaient donc se développer plus facilement en profondeur (fig. 3, II).
15. Plus tard, sous l’influence des conditions climatiques, capables de permettre
le déplacement facile des matériaux très abondants par les eaux des pluies, il arrive que
les entrées des catavothres du fond des bassins Béotiens furent plus ou moins bouchées.
Ainsi commencèrent à se former des lacs.
Le surplus des eaux s’échappait, d’une part par des infiltrations à travers les dépôts
récents du fond et le réseau karstique no 2, et d’autre part par les fissures et catavothres
des parties des pentes submergées. (7) Un autre réseau karstique souterrain (no 3) com-
mença donc à fonctionner (fig. 2).
Sans doute plusieurs parties des trois réseaux karstiques souterrains s’entrecroi-
saient-elles et une certaine partie des eaux de l’un passait à l’autre (fig. 3, III).
IV. INFLUENCES DES FLUCTUATIONS CLIMATIQUES ET DES OSCILLATIONS DU NIVEAU DE LA
MER AU QUATERNAIRE
16. Les dépôts qui se formaient au fond des lacs Béotiens tant par les apports des
eaux courantes, que surtout par les matériaux fins qui se prkipitaient acquirent
dans le bassin de Copaïs une épaisseur considérable.
Il est évident que, au fur et à mesure que l’épaisseur des dépôts du fond augmentait
l’infiltration à travers leurs couches et leur échappement ensuite par le réseau karstique
souterrain no 2 diminuaient. Les eaux s’engouffraient maintenant surtout dans les
catavothres de la bordure qu’elles élargissaient peu à peu, surtout celles du nord-est
et de l’est.
17. Le développement des réseaux karstiques souterrains fut fortement influencé
par les fluctuations très fortes du climat au Quaternaire. Durant les périodes à climat
humide, des eaux très abondantes se déversaient dans les bassins Béotiens fermés, sur-
tout dans celui de Copaïs. L’érosion karstique souterraine devenait alors intense.
Au contraire, elle était moins importante durant les périodes à climat sec, pendant
lesquels peu d’eau aboutissait aux bassins Béotiens et leurs lacs étaient très souvent
asséchés. Le réseau Karstique souterrain no 3 devenait alors mort ou presque mort; les
deux autres fonctionnaient faiblement, surtout le no 2.
18. Lorsque le bassin Locrien se mit en communication avec la mer (au Quater-
naire Moyen?) et que le bassin lacustre devint marin (golfe Euboïque septentrional),
son niveau dut s’abaisser durant les périodes glaciaires, tandis que, durant les périodes
interglaciaires la mer regagnait plus ou moins son niveau d’auparavant.
Li juxtaposition des conséquences des mouvements tectoniques verticaux, vint com-
pliquer un peu les déplacements de la ligne du rivage dans le bassin du golfe Euboïque
septentrional.
19. En tout cas, durant les périodes glaciaires Rissienne et Würmienne l’érosion
Karstique souterraine doit avoir avanc6 en profondeur jusqu’assez au-dessous du
niveau actuel de la mer (4.
Des sources karstiques devaient apparaître évidemment dans la zone périphérique
du bassin du golfe Euboïque septentrional découverte alors à la suite de l’abaissement
du niveau de la mer, et surtout devant le front calcaire de notre région (fig. 3, IV).
Avec le relèvement du niveau de la mer aux périodes interglaciaires et à la période
postglaciaire certaines de ces sources, les plus fortes, devaient continuer à jaillir, mais
167

maintenant sous le mer (fig. 3, V) comme c’est le cas dans plusieurs parties de la Grèce.
11 en est ainsi au nord-ouest de la Béotie, dans la baie d’Antikyrra, au golfe Argolique
(9), à l’ouest de Mani occidentale (lo) etc.
20. Cependant à distance de la cote actuelle de la région des lacs Béotiens de grandes
sources sous-marines ne sont pas connues.
Les sources saumâtres importantes d’Armyra (à 13 km au nord de Copais) et celles
d’Anthédon (0 22) se trouvent sur la ligne littorale ou pas loin d’elle.
Fig. 3 - Schéma probable de l’évolution des réseaux karstiques souterrains dans la
partie septentrionale de la région :
I. A l’époque du couloir Chéronée-Tanagra.
II. Après la formation des bassins fermés.
III. Au Quaternaire moyen.
IV. Au Würmien.
V. Aux temps historiques.
VI. Après le dessèchement de Copaïs.
a. Creux aprks érosion du flysch etc.
b. Réseau karstique no 1.
c. Réseau no 2.
d. Source karstique.
e. Dépôts lacustres etc.
f. Réseaun” 3.
g. Réseau affaibli.
h. Ancien niveau de la mer.
i. Source sous-marine.
j. Réseau mort.
k. Source sous-marine affaiblie.
1. Faille.
X. Mt. Hélicon.
P. Nord-est-Béotien.
V. Couloir.
W. Bassin Locrien.
A. Bassin de Copais.
Z. Bassin (Locrien) lacustre ou marin.
T. Bassin (Locrien) marin (golfe Euboïque septentrional).
168

Il est très difficile, pour le moment de trouver une explication assez satisfaisante
de cette question de grandes sources sous-marines, pour plusieurs raisons.
D’ailleurs nous ne savons pas si de telles sources existaient avant l’asskchement du
lac Copaïs, alimentées engrande partie par le réseaukarstique souterrainn” 3, et si, quand
ce réseau devint mort dans sa partie alimentée par ce lac après son assèchement, ces
sources furent taries ou virent leur débit s’affaiblir jusqu’au point de ne plus donner
à la surface de la mer aucun signe, facilement constatable, de leur existence.
D’autre part, des recherches spéciales manquent dans la zone devant la côte de
notre région pour constater si vraiment de telles sources n’existent pas à distance.
I1 est vrai que le réseau karstique no 3 devint mort après l’assèchement du lac Copaïs,
dans sa partie septentrionale et que la circulation d’eau dans le réseau no 2 diminua
(fig. 3, VI). Mais, dans leurs parties méridionales ces deux réseaux alimentés par les
lacs Yliki et Paralimni ne subirent pas le contrecoup de l’assèchement de Copaïs.
Au contraire, elles doivent être enrichies en eaux surtout, celle du réseau no 3, étant
donné quela surface de ces deux lacs s’agrandit après le dessèchement de Copaïs ($2)
recouvrant ainsi d’autres surfaces calcaires aussi (I1).
V. QUELQUES coNcLusioNs
21. De tout ce qui a été exposé dans cette courte étude il devient évident que la
région des lacs Béotiens est, même après l’assèchement du lac Copaïs, riche en eaux
souterraines. Le réseau souterrain karstique no 3 devint mort dans sa partie septen-
trionale après le dessèchement du lac, mais il s’enrichit fortement dans sa partie méri-
dionale. Le réseau no 2 s’appauvrit dans sa partie septentrionale (I2) après le dessè-
chement du lac, mais il s’enrichit peut-être dans sa partie méridionale, OU est d’ailleurs
probablement entrecroisé avec le réseau no 3.
Le réseau no 1 ne doit avoir subi aucun contrecoup sensible à la suite de l’assèche-
ment du lac Copaïs.
22. Les eaux de la partie méridionale du réseau Karstique souterrain no 3 doivent
être très abondantes à cause de la très forte fissuration des calcaires, surtout dans le
bassin du lac Paralimni. Une partie d’elles réapparaît à la côte, pas loin de la place de
l’ancienne Anthédon, en sources salées puissantes pouvant être caractérisées sûrement
comme sous-marines (i 3), tandis que le reste s’enfonce plus profondément probable-
ment, et s’éloigne plus vers l’est ou le nord-est.
Le réseau souterrain en effet doit avoir été assez approfondi et élargi durant les
abaissements du niveau de la mer au Würmien et au Rissien.
23. Dans la partie méridionale de la région des lacs Béotiens le réseau karstique
souterrain no 2 est très probablement réuni avec celui du réseau no 3.
Dans la partie septentrionale où le réseau no 3 est mort, une partie des eaux du
réseau no 2 réapparaît à la surface dans les sources de la zone côtière, tandis que le reste
s’enfonce plus profondément et s,’éloigne plus dans les ramifications du réseau formées
durant les périodes de l’abaissement du niveau de la mer.
24. I1 en est de même pour une partie des eaux du réseau no 1, qui en plusieurs
endroits doit être réuni avec le réseau no 2. Une autre partie des eaux du réseau no 1
réapparaît à la surface dans les sources de la circonférence du bassin de Copaïs (Poly-
gyra, des Grâces, etc.).
25. Pour les grandes quantités d’eau des trois réseaux karstiques souterrains qui ne
réapparaissent pas à la surface se posent évidemment les questions suivantes.
169

a) Dans quels lieux du golfe Euboïque septentrional est-il le plus possible qu’elles
jaillissent, au moins une partie d’elles, en sources sous marines et à quelles profondeurs?
b) Quels tracés suivent-elles au-dessous de notre région et des parties voisines
d’autres régions, avant d’arriver à leur limite avec le bassin marin du golfe Euboïque
septentrional?
c) Ces eaux s’enfoncent-elles rapidement à des profondeurs relativement considé-
rables, où se tiennent-elles à de faibles profondeurs, ce qui faciliterait leur capture?
26. Evidemment il n’est pas possible d’avoir des réponses satisfaisantes à ces ques-
tions avant des recherches et études approfondies sur la karstification souterraine de la
région et de quelques parties des régions voisines.
REFERENCES
Voir : BITTNER A., Der geologische Bau von Attika, Boetien, Lokris und Parnassis,
Wien 1878, p. 4; PHILLIPSON A., Bericht über eine Reise durch Nord-und Mittelgriechenland,
Zeitschr. Ges. Erdkunde, Berlin 1890, p. 389.
PHILIPPSON A., Die Griechischen Landschaften, 1, 2, Frankfurt 1951, p. 358 (se
réfère à RENZ).
Voir PHILIPPSON A., Der Kopais-See in Griechenland und seine Umgebung, Berlin
1894, carte.
Voir aussi : MISTARDIS GASP., Recherches sur l’hydrologie des massifs calcaires
à plusieurs niveaux de base locaux de la Grèce méridionale, Premier Congrès
Intern. Spéléologie, Paris 1953, C.R. tome 11.1, pp. 251-255.
Voir pour certaines de ces sources : MISTARDIS GASP., Sur l’érosion Karstique souterraine
jusqu’au-dessous du niveau actuel de la mer en Cynourie, Mani occidentale
et Sphakia, Bull. Soc. Spéléologie de Grèce, VIII, 1966 pp. 153-160; ARONIS G.,
Observations on the coastal karst of Greece, Mémoires tome V, Réunion d’Athènes
1962, Assoc. Internat. Hydrogéologues, pp. 263-4; PAPAKIS N., Problèmes hydrogéologiques
de la Grèce, Mémoires, V, 1962, Ass. Intern. Hydrog., p. 304; PETRO-
CHILOS J., Recherches spéléologiques à Mani (en grec), Bull. Soc. Spéléol. Grèce,
11.1953, p. 21.
Voir en dehors de BITTNER (1) et PHILIPPSON (l,3j3) aussi : RENZ C., Der geologische
Aufbau der Gebirge um das Kopaisbecken, Zeitsch. Deutschen Geologischen
Ges., Bd. 65, 1913, pp. 607-619) et Die vorneogene Stratigraphie Griechenlands,
Athènes 1955, PETRASCHECK W., Les gîtes des minéraux de fer-nickel
de Locride (en grec), ïmtitute for Geology and Subsurjare Research, Athens, tome
III, 1953, pp. 135-165, carte 1:50000, aussi carte 1:200000 dans Notes on the first
field trip, October 1962, Athens Meeting, Internat. Assoc. Hydrogeologists, pp.
12-13.
Probablement aux périodes d’eaux abondantes, une partie des eaux du lac Copaïs
s’échappaient par la trouée d’onchestos-Kaneski vers les bassins Ténérien et
Aonien qu’elles transformaient en un grand lac; ensuite par le couloir Yliki-Paralimni
se déversaient au bassin del’Euboïque septentrional (voir aussi : MAULL O.,
Beiträge zur Morphologie des Peloponnes und des südlichen Mittelgriechenlands,
Leipzig-Berlin 1921, p. 75).
Voir aussi : MISTARDIS GASP. Sur te drainage karstique dans les régions calcaires
côtières de la Grèce méridionale, Premier Congrès Internat. Spéléologie, Paris
1953, C.R., tome IT, pp. 247-250.
Voir aussi : MISTARDIS GASP., On shore line displacements in north and northeastern
Peloponnesus during Middle and Recent Quaternary, IVme Colloque
International Spéléologie, 1963, Athènes, C.R. pp. 20-44).
Voir PETROCHILOS J.,>p. cit.
La surface du lac Yliki de 13 km2 devint 22 et celle de Paramlini de 9 km2 passa à
environ 15. (voir aussi : FELS E., Landgewinnung in Griechenland, Gotha 1944,
pp. 64-66).
I1 se Dose une auestion : si les eaux au’on avait trouvé orès de Néon Kokkinon
(extrsme est du-bassin de Copaïs) pâr deux forages (profonds de 112 et 118 m)
à travers les dépôts lacustres et les calcaires sous-jacentes (voir : TRIKKALINOS J.,
Conditions hydrogéologiques de la Grèce (en grec), Annales géologiques des Pays
Helléniques, VIII, 1957, pp. 99-134; ARONIS Cr., The need for Karstic ground
water exploration in Greece (en grec), Athènes 1959, fig. 10, p. 18) proviennent en
totalité du Mt. Ptoon (réseau Karstique na I) ou dans une certaine partie, d’infil-
trations dans le bassin (réseau karstique no 2).
(13) Voir : ARONIS G., Observations on the coastal karst of Greece, p. 262.
170

DETERMINATION OF THE VERTICAL AND HORIZONTAL
PERMEABILITIES OF FRACTURED ROCKS
Dr. Kamal F. SAAD
Desert Institute, Mataria, Cairo, U. A. R.
This paper will be published in the issue of September of the Bulletin íASH.
Fractured water bearing formation may be considered as an anisotropic aquifer.
In case of the formation of horizontal fractures, the horizontal permeability represents
the transmitting properties of the fractures and the vertical permeability represents
that of the parent rock. Where in case the fractures are vertical. the transmitting
properties are represented by the vertical permeability and that the horizontal perme-
ability and that the horizontal permeability characterises the parent rock. That IS,
the original rock was considered isotropic. The purpose of the present work is to
determine both the vertical and horizontal permeabilities as well as the storative
through the data of the pumping tests. The procedure is based on the double-slope
method (Saad et al, 1964). Moreover, the magnitude of the vertical and horizontal
permeabilities may indicate the pattern of the fractures through knowledge of easiness
of flow in each direction.
DETERMINATION DES PERMEABILITIES VERTICALE
ET HORIZONTALE DES ROCHES FRACTUREES
Dr. Kamal F. SAAD
République arabe unie
On peut considérer les formations aquifères fracturées comme des aquifères
anisotropes. Lorsqu’il s’agit de fractures horizontales, la perméabilité horizontale
correspond aux propriétés de transmissivité des fractures et la perméabilité verticale
est celle de la roche-mare. Au contraire, lorsqu’il s’agit de fractures verticales, la per-
méabilité verticale correspond aux propriétés de transmissivité des fractures et la
perméabilité horizontale caractérise la roche-mère. Autrement dit, on considère que
la roche-mère est isotrope. Le présent travail vise à déterminer les perméabilités
verticale et horizontale des roches fracturées, aussi bien que leur capacité de réserve,
par l’étude des données des tests de pompage. Le procédé employé est fondé sur la
méthode de la double pente (Saad et al., 1964). De plus, la magnitude des perméabi-
lités verticale et horizontale peut fournir des indices sur les réseaux de fractures si l’on
connaît la facilité de 1’écoulement dans chaque direction.
171

RESUME
L’HYDROGRAPHIE DU KARST
Dr Franc JENKO
Les opinions diffèrent encore et l’on hésite toujours entre la théorie de la nappe
d’eau karstique, et celle des cours d’eau indépendants du karst. La théorie de la nappe
d’eau a commis l’erreur hydraulique de soutenir que, dans le sol perméable du Karst,
les eaux situées au-dessous des bases extérieures d’érosion sont immobiles. La théorie
des cours d’eau indépendants, par contre, pèche en ne prenant en considération que
les cours d’eau appartenant aux cavités tectoniques du karst.
Les recherches contemporaines ont découvert un triple système aquifère dans le
karst : i) la nappe d’eau, 2) les rivières à perte et resurgence, 3) les courants d’eau sou-
ter raine.
Les explorations du Karst effectuées par sondage et par les méthodes de,géophy-
sique ont permis de découvrir des nappes d’eau sinueuses fractionnées, horizontale-
ment et verticalement à des profondeurs différentes et, jusqu’au niveau d’érosion de
base (le quotient de la perméabilité de la matière karstique est compris entre et
m/s). Les rivières présentant des pertes sont des cours d’eau nés dans des terrains
plutôt imperméables (flysh, en partie dolmitique, glaciers, etc.) qui, en passant sur un
terrain karstique, continuent leurs cours soit à la surface du sol soit dans des canaux
étagés, et sont caractérisés par leur abondance dans le Karst perméable.
Mais le transvasement des nappes d’eau emporte dans les profondeurs les réserves
d’eau les plus importantes d’où la terrible aridité en surface des terrains karstiques.
I1 est possible d’évaluer les débits de ces rivières souterraines présentant des pertes
et ces cours d’eau des profondeurs par une méthode graphique spéciale dite des

INTRODUCTION
Les vastes recherches hydrogéologiques modernes ainsi que la construction ont
trouvé la science du karst impuissante devant les tâches que lui impose l’économie des
eaux dans le karst. Par manque de connaissance hydrogéologiques, l’économie des
eaux dans le karst a souvent enregistré des échecs, ce dont témoignent des recherches
sans succès, d’eau potable, etc. Les phénomènes compliqués des rapports et des influ-
ences de la matière et de l’eau dans le karst ont autrefois été traités d’une façon assez
sommaire par une géologie déductivement qualitative et surtout par la géographie.
Cependant, le karst est un phenomène hydrogéologique et géomécanique, un vaste
système de drainage dans le calcaire et en partie le dolomite; ce sont donc surtout,
l’hydrologie, l’hydraulique, la géologie et la géomécanique qui sont liées à la recherche
moderne pour le développement de la science du karst. Ce n’est pas seulement la lutte
pour cette science qui est difficile; ce n’est pas non plus la lutte avec le karst qui est
dificile; ce qui est plus dur encore, c’est la lutte contre I’incompréhension du karst, les
préjugés dont il est l’objet. I1 faut avant tout des principes scientifiques pour orienter,
faciliter et rendre possibles les recherches à faire et les mesures à prendre dans le karst.
Ces derniers temps, les recherches analytiques de quantité, les traitements des sec-
teurs du karst dinarique comme d’importantes constructions relevant de l’économie
des eaux se multiplient, ce qu’il convient de mettre à profit pour l’étude théorique et
pratique du karst. Grâce à des recherches de mesures et au rapprochement des résul-
tats, on aura du karst une image de plus en plus naturelle qu’il faudra seulement raffer-
mir scientifiquement.
PROBLEMES FONDAMENTAUX DU KARST
Dans les mesures à prendre dans le karst pour l’économie des eaux, il faut d’abord
étudier les centres géologiques, faire des analyses des quantités d’eau de surface et d’eau
souterraine des principaux réservoirs d’eau, surtout des terrains et vallées karstiques
pendant les inondations, établir les bilans des eaux et de leur écoulement, la part des
eaux de condensation; il faut aussi délimiter les secteurs souterrains, découvrir les
rivières à perte et les cours d’eau souterrains, et ce faisant, les relations de situation, de
profondeur et de quantité des eaux karstiques; il convient encore de rechercher le degr6
d’imperméabilité des terrains et vallées karstiques en vue de l’accumulation des eaux, des
argiles du karst pour l’herméticité, de procéder à l’étude hydrogéologique de la matière
et des zones propres à la construction, d’avoir des données et des résultats théoriques
sur le karst et enfin de créer une méthode de recherches, de projets et de constructions
dans le karst.
Parallèlement, et en unissant diverses recherches particulières des domaines géolo-
gique, hydrologique, morphologique et spéléologique, on peut résoudre bien des pro-
blèmes karstiques, surtout les problèmes hydrologiques, par les bilans d’eau, par la
méthode graphique particulière des ( lignes de transvasements souterrains ”, et si besoin
est, par la comparaison des oscillations des hyétogrammes et des hydrogrammes; les
problèmes géologiques, par la constatation des revêtements imperméables sur la terre
(les cours d’eau souterrains évitent les revêtements plus épais), par la répartition des
strates imperméables, leur rôle dans l’orientation et la rétention des cours d’eau; par
la découverte des failles. On résoudra le problème morphologique par les formes et la
répartition des diverses espèces d’entonnoirs karstiques, les problèmes spéléologiques
par les gouffres et les hauteurs au-dessus du niveau de la mer des hautes et basses eaux
et par là le niveau souterrain des eaux, leurs chutes et la direction des cours d’eau (les
gouffres étant quelquefois le seul moyen de mesurer l’eau dans le karst), et s’il le faut
par des analyses physico-chimico-biologiques et la coordination de la chaleur, de la
dureté et des autres propriétés des eaux karstiques.
173

LIGNES DE TRANSVASEMENTS SOUTERRAINS KARSTIQUES
Les méthodes hydrologiques habituelles de l’analyse d’espace et de temps des quan-
tités d’eau ne donnent aucun résultat dans les inondations des champs et des vallées
karstiques, alors que la mesure des débits et des écoulements est impossible; vu la durée
des inondations karstiques, il était également impossible de procéder à une stricte ana-
lyse hydrologique, et par conséquent d’établir plus justement les bases pour l’économie
des eaux dans le karst. En recherchant les lois de la circulation des eaux du karst, on
a pu grâce à la méthode graphique des ( lignes de transvasements souterrains ) déter-
miner quelques caractéristiques de l’hydromécanisme karstique et, par là, faire l’ana-
lyse des régimes aquatiques du karst. Les inondations des terrains et vallées karstiques
sont de plus longue durée et leurs écoulements souterrains plus modérés et plus équi-
librés que les poussées des grandes eaux des autres cours d’eau de surface et souterrains;
par conséquent, et compte tenu de la force maximum constatée des cours d’eau souter-
rains karstiques, il est possible, grâce à un réseau suffisant de mesure des eaux, de
répartir les cours d’eau karstiques d’après leur composition et de les analyser sous l’angle
de leurs débits.
174
Fig. la
eo04 nimaux duau
mm I
Fig. 16

La méthode graphique mentionnée ci-dessus établit une corrélation entre le niveau
des inondations les plus marquées des terrains et vallées karstiques, et les débits des
sources correspondantes. Pour les grandes pluies et inondations, on porte verticalement
les niveaux quotidiens des inondations des terrains karstiques et horizontalement le
débit des sources correspondantes. Les lignes de corrélation ainsi obtenues ont la
forme d’une boucle dont la verticale antérieure avancée représente l’écoulement sou-
terrain constant de l’inondation, les écartements de la boucle montrant les afflux de
surface et souterrains intermédiaires, tandis que les cassures de la ligne de corrélation
qui peuvent se manifester devant la boucle indiquent l’absorption des groupes particu-
liers d’entonnoirs.
Fig. IC
La verticale apparaît à cause du fort écoulement constant de l’inondation; dans cette
dernière il faut aussi comprendre l’afflux intermédiaire qui, après chaque pluie, glisse
rapidement en quantités insignifiantes par rapport à l’écoulement de l’inondation même.
Les brusques oscillations de la boucle même sont la conséquence des pluies intermédi-
aires qui, pour un temps assez bref, augmentent l’écoulement et qui, par de rapides
secousses allant même jusqu’à la verticale, montrent que l’écoulement par les rivières
à perte et les entonnoirs est le même que l’inondation soit en hausse ou en baisse. La
175

justesse de l’interprétation du graphique est encore prouvée par la comparaison avec
les chutes et par le double calcul des afflux sur les champs karstiques dans les basses
inondations ou les inondations en crue ou en décroissance, alors que l’afflux n’est pas
encore contenu et qu’on le connait généralement par les courbes dans la mesure de
l’écoulement, ce qui concorde avec les calculs de l’afflux provenant de l’écoulement
souterrain et des modifications quotidiennes de l’inondation. Outre la capaciié d’ab-
sorption des entonnoirs et des groupes d’entonnoirs des champs et des vallées karstiques,
et les afflux souterrains intermédiaires, cette méthode découvre encore le fait que l’écou-
lement souterrain del’inondation, àpartir du transvasement des entonnoirs, est constant
et indépendant du niveau de l’inondation; eile montre en même temps les liens entre
les diverses eaux souterraines, car la boucle caractéristique apparaît seulement dans les
lignes de dépendance des inondations karstiques et des sources réellement correspon-
dantes. C’est par cette méthode à laquelle sont venues se joindre d’autres recherches
que l’on a traité les régimes aquatiques du karst en Slovénie.
BILAN
DES EAUX KARSTIQUES, COEFFICIENT D’ÉCOULEMENT, LIGNES DE PARTAGE DES EAUX,
EAU DE CONDENSATION
Les bilans d’eau des cours d’eau karstiques à certains endroits caractéristiques,
établis par les cartes des chutes de pluie d’une année ou de plusieurs années, les mesures
des quantités d’eau de périodes hydrologiques, la comparaison des hydrogrammes et
hyétogrammes qui conviennent, et surtout les chutes sur les pluviomètres et les oscilla-
tions du niveau sur les pluviomètres, le tout se joignant s’il le faut a la coloration et
aux recherches quantitatives des eaux karstiques et aux analyses géologique, morpho-
logique et spéléologique des secteurs d’eau permettent souvent de résoudre les plus
urgents problèmes que pose le karst.
Tandis que les afflux maximums des grandeseauxdansle karst sont l’expression d’une
hydraulique occasionnelle, l’écoulement en général et l’écoulement particulier des petites
eaux sont les données hydrologiques basiques du karst qui aident à résoudre approxi-
mativement les problèmes du karst. C’est ainsi qu’on a constaté, eu égard aux années
sèches ou humides, aux années à neiges abondantes ou plus rares, un coefficient d’écou-
lement de près de 0,6-0,7 pour le karst plat, 0,7-0,8 pour le karst profond, et 0,8-0,9
pour le karst de haute montagne. L’écoulement particulier des petites eaux karstiques
est caractéristique, bien que dépendant lui aussi surtout de l’épaisseur du karst; il est
à peu près de 2 i/s km3 dans le karst plat, 3 l/s km2 dans le karst profond, et 5 l/s km2
dans le karst de haute montagne, ce qui aide à classer les secteurs d’eau du karst en
petites eaux. Les eaux plus hautes ont souvent une circulation très compliquée et il faut
par les autres recherches les classer comme intermédiaires avec indication des apports
d’eau.
On souligne souvent la portée des eaux de condensation dans le karst, en disant
qu’elles fournissent un apport considérable aux eaux karstiques qui montent en temps
de sécheresse ou de grande chaleur. Cependant la comparaison des hydrogrammes
karstiques et non karstiques pour les étés chauds et les hivers froids montre une sem-
blable oscillation des eaux, dépendant uniquement du karst et de tous les facteurs du
climat. Les eaux de condensation n’enrichissent pas sensiblement les eaux du karst, ce
qui s’applique aussi aux sources karstiques du bord de la mer et aux sources sous-mari-
nes.
CARACTERISTIQUES PHYSICO-CHIMICO-BIOLOGIQUES ET DÉPOTS DES EAUX KARSTIQUES
Les résultats les plus récents sont traités dans d’autres rapports; nous ne voulons
indiquer ici que quelques phénomènes fondamentaux importants pour I’hydrotechnique.
176

L’essence de la formation du karst est un phénomène géomécanique particulier de
lavage et d’entraînement de débris de la matière écrasée par les eaux d’infiltration et les
eaux d’écoulement sous terre, ainsi qu’une désagrégation et un entraînement de la surface
par des infiltrations inégales, surtout par le CO2 de l’humus des eaux de pluie actives.
Le karst est donc formé de matières tectoniquement écrasées, broyées, lavées par
l’érosion dans les profondeurs de fissures et fossés, et à la surface recevant sa forme de
la corrosion. En résumé, c’est surtout du calcaire, du dolomite en blocs et non pas
sablonneux avec une plus faible proportion d’autres roches; quant à la solubilité dans
l’eau, la corrosion existe à côté de l’érosion dans les profondeurs, pour le gypse, le sel
et la giace; dans les terres noires, la putréfaction des herbes de steppe permet le creusage;
dans la lave, ce sont les gaz dégagés et divers courants de lave non encore solidifiée
dans la matière déjà dure.
Les bilans chimiques de l’entraînement du calcaire dissous par l’eau du karst qui,
dans le carst dinarique, montrent un dépôt annuel de 0,07 mm ou environ 200 m du
pliocène moyen jusqu’à nos jours, c’est-à-dire une période de 3 millions d’années, nient
eux aussi la corrosion souterraine. La dénudation karstique est bien plus faible que la
dénudation non karstique, et elle est en grande partie chimique. De l’inconstance des
eaux dans le karst et de leur écoulement il résulte que la moyenne de la formation des
cavités en activité est de 1/1000 de la matière; cela revient à dire que, pour une matière
de 300 m d’épaisseur, une strate d’épaisseur a 30 cm. I1 est impossible d’imaginer que
la forte dissolution du calcaire dans le karst durant cette longue ère géologique du pliocène
à nos jours n’aurait produit qu’une strate insignifiante de 30 cm pour se diriger
ensuite vers la surface où sont dans presque leur totalité les 200m de calcaire rest?
La dureté de 1”eau est surtout dans la ligne de dépendance de l’humus comme saturant
de l’eau en COZ. L’eau avec COZ dissout principalement les carbonates qui sont
plus solubles à chaud qu’à froid; cependant, l’eau froide absorbe plus de COZ, d’où
il s’ensuit que les eaux d’hiver sont insensiblement plus dures que les eaux d’été. Dans
l’écoulement et le réchauffement des eaux, les excédents d’équilibre de COZ s’évaporent
et il reste le calcaire et le dolomite. Ces deux ne se dissolvent qu’à la surface du karst
jusqu’au point de l’épuisement d’équilibre en COZ dans l’eau; dans l’écoulement souterrain,
le plus souvent la dureté des eaux diminue insensiblement, les carbonates sont
libérés sous formes de stalactites et de dépôts sur les parois.
La présence de dépôts dans les grottes est souvent interprétée par l’évaporation des
eaux dans les grottes; cependant, ces dernières sont humides, presque à 100%. 11 faut
en rechercher la cause dans la fuite hors de l’eau de l’excès de COZ, peut-être sous l’influence
des différences de température, des changements de la tension de COS dans l’eau
et le gonflement intérieur des gouttes d’eau et des eaux glissantes. I1 n’y a de depôts que
dans les grottes d’où l’eau s’est retirée; dans les grottes où il y a de l’eau, soit permanente
soit temporaire, on trouve tout au plus quelques dépôts sur les parois, mais pas
de stalactites.
Le vrai karst est presque sans entraînement d’érosion et les eaux karstiques presque
sans apports. Elles en ont, en moyenne au-dessous de 1/10 de moins que les cours d’eau
non karstiques; les accumulations d’eau artificielle dans le karst sont presque d’une
durée illimitée (seules quelques rares sources dégorgent de temps en temps quelques
apports qui viennent surtout des fonds et des éboulements intérieurs; quelques sources
sorties de l’argile sont fortement troubles).
Les eaux du karst se purifient légèrement par un modeste filtrage à travers les matières
broyées; leur principale amélioration se fait dans le dépôt des impuretés et par
conséquent des germes, grâce à l’écoulement lent des rivières à perte et des cours d’eau
souterrains dans les fissures et les canaux. Les eaux de moyenne hauteur entraînent les
dépôts (les eaux les plus hautes smt de nouveau plus lentes), ce qui est préférable à
une souillure des petites eaux. En général, les eaux karstiques d’été et d’hiver sont sanitairement
plus ou moins sans défaut, dans la mesure où des affluents non karstiques,
177

le degré d’ennuagement et les impuretés amenées par les pluies ne créent pas des excep-
tions; les eaux de printemps et d’automne sont plus sujettes à des changements. Les
cours d’eau souterrains qui durent plus d’un mois sont de eaux parfaitement pures.
Quant à leur composition chimique, les clacaires et les dolomites du karst dinarique
ont plus de 99% de Caco3 ou MgC03, et le reste est formé de SiO2, A1203, Fe203,
humidité et autres composants.
HYDROMECANIQUE SOUTERRAINE DU KARST
Le centre et le champ d’activité le plus compliqué de la théorie et de la pratique du
karst est l’hydromécanique souterraine. Malgré une grande facilité d’accès naturelle
et la découverte artificielle du karst, tout est longtemps resté obscur. Dans leur essence
les opinions hésitaient et partiellement hésitent encore entre la théorie de la nappe d’eau
karstique et celle des cours d’eau karstiques. La théorie de la nappe d’eau prévoit dans
le karst une c eau de fond >> immobile, au niveau de la mer et au niveau des bases ter-
restres d’érosion, et au-dessus d’elle et variable dans sa dépendance des chutes, une
( eau karstique ) s’écoulant par les sources karstiques; elle prévoit aussi que les canaux
d’érosion, par l’épuisement de COS dans l’eau se dispersent probablement dans I’in-
térieur du karst dans des fissures. La théorie des cours d’eau du karst soutient un sys-
tème souterrain en étages comprenant des cavités tectoniques reliées entre elles hori-
zontalement et verticalement par des canaux de corrosion, le tout rempli d’eau variable.
La théorie de la nappe souterraine a commis l’erreur des canaux de circulation se
rétrécissant dans le sens du courant de l’eau et l’erreur hydraulique du principe de
l’immobilité des eaux dans le karst perméable au-dessous du niveau des bases d’érosion;
cette théorie ne pouvait donc pas connaître les courants profonds, souvent en siphons,
de cette (< eau karstique ».
Fig. 2
La théorie des cours d’eau souterrains présente des lacunes hydrogéologiques et
hydrologiques par ses cours d’eau karstiques indépendants liés aux ( cavités tecto-
niques ) mais non rattachés, du moins aux eaux basses, aux bases d’érosion; cette théo-
rie, même si elle reconnaissait l’existence des cours d’eau à siphon, ne pouvait embrasser
les nappes souterraines et leurs courants de profondeur. Ces erreurs techniques ont
entraîné des pertes économiques. En niant l’existence des cours d’eau au-dessous du
niveau des bases d’érosion, on a commis des erreurs dans l’endiguement des cours d’eau
karstiques : en niant l’existence des nappes souterraines et des courants souterrains,
on a recherché l’eau à tort et on a élargi les entonnoirs et les entrées des cavités pour
renforcer les écoulements. Et cependant, les nappes souterraines sont des unités hydrau-
liques dont les cours d’eau ne dépendent que de leur chute comme de la dimension et
178

de la forme des cavités et du mouvement; dans les cours d’eau souterrains et dans les
rivières à perte, il y a une dépendance des conditions hydrauliques de l’ensemble des
secteurs souterrains et non pas seulement des entonnoirs et de l’entrée des cavités. Les
recherches actuelles et l’expérience du karst, les lois hydrauliques des eaux et les pro-
priétés des carbonates montrent qu’il existe dans le karst un triple système aquatique :
i) nappes d’eau; 2) rivières à perte et jets; 3) courants souterrains.
Des sondages et des recherches géophysiques dans le karst dinarique découvrent
des nappes interrompues, en degrés, sinueuses, à diverses profondeurs, les plus basses
près des bases d’erosion. Imperméables dans leur essence, les masses carbonées sont,
dans la nature, toujours écrasées et perméables; mais selon qu’elles sont lavées ou au
contraire chargées de dépôts ou d’argile, elles ont un comportement local différent.
En temps de sécheresse, elles prédominent, saturées d’eau, à côté des masses sans eau;
en période de pluies, les eaux de nouveau s’élèvent à des niveaux différents et s’écoulent
au dehors dans les fissures et les canaux (le coefficient de perméabilité de la matière
karstique, même sans grandes fissures ou canaux est : k = 10-5 - 10-7 m/s). Les rivières
a perte sont des cours d’eau nés dans des matières imperméables comme le flysch, les
glaciers, le dolomite sableux qui, en passant dans le karst continuent leur cours excep-
tionnellement sur terre et le plus souvent sous terre dans divers défilés et canaux, rece-
vant OU perdant de l’eau sur leur parcours selon les pluies ou la sécheresse, la saturation
et l’état se de la matière environnante. Ce comportement des rivières à perte dans
le karst et sur le karst est la conséquence d’un excès d’eau dans une matière trop peu
perméable et des dépôts de calcaire et d’argile dans leur lit. ’
Les revêtements imperméables ayant été dénudés, les eaux de pluie ont chassé l’air
des matières perméables et se sont infiltrées jusqu’aux bases imperméables. Les e au
ont saturé les masses imperméables jusqu’aux niveaux des bases d’érosion intérieures
et extérieures (bases imperméables premières ou plissées intérieurs et extérieures); les
eaux gonflant encore, elles ont commencé à se répandre en dehors, créant ainsi dans la
nappe divers courants souterrains, sinueux, horizontaux et verticaux; au-dessus des
nappes, l’arrivée de diverses eaux étrangères dans la matière perméable a formé des
rivières à perte.
Les courants souterrains sont les voies d’écoulement fondamentales du karst, avec
des niveaux piézométriques aux basses eaux, aux points terminus d’érosion des bases
d’érosion correspondantes. C’est là l’essence du terrible manque d’eau sur le Karst o&
aux périodes de sécheresse, disparaît sur d’immenses superficies jusqu’à la moindre
trace d’eau.
Des sondages et des recherches spéléologiques montrent les niveaux piézométriques
des cours d’eau souterrains qui passent asymptotiquement à l’horizontale vers les
sources ou plutôt s’élèvent de 0,l à 1 %. Ce qui est égaiement compréhensible, c’est la
croissance et ensuite l’affaiblissement de la rapidit6 de transvasement dans les cours
d’eau souterrains et partiellement dans les rivières à perte avec la montée du niveau
(de quelques centimèires/seconde à 1 décimètre/seconde, avec UP léger abaisspment aux
niveaux les plus élevés). L’augmentation du transvasement fait que siphons et gorges
unissent toujours davantages la chute des eaux; leur vitesse d’écoulement augmente de
3 à 6 m/s, ce qui accentue le cours tourbillonnant et même parfois le mélange percep-
tible de l’air à l’eau, la quantité du transvasement restant stable. Les niveaux d’eau
s’élèvent ainsi égaiement dans les parties du cours à plafond plus haut, ce qui a pour
effet de diminuer les vitesses. Comme un pareil comportement des eaux prévaut dans
les secteurs souterrains, les vitesses d’écoulement diminuent avec I’dlévation du niveau
des eaux. C’est là en même temps cet afflux maximum des cours d’eau souterrains que
nous avons déjà mentionnés.
L’infiltration allant de la surface vers les rivières à perte où les cours d’eau souter-
rains et la retenue des eaux dans les champs et vallées karstiques étouffent les grandes
eaux karstiques, et dans le karst terrien, elles sont de 5 à 10 fois plus faibles que les
179

grandes eaux non karstiques; il n’y a guère de fetenue des eaux dans les rivières à perte
et les cours d’eau souterrains. I1 résulte de tout cela que des croisements de cours d’eau
souterrains sont possibles - bien que rares - à des niveaux différents ou méme des
croisements de cours d’eau karstiques avec des cours d’eau de surface (par exemple la
grande source sur la rive droite de la Sota en face de la source Mrzlek, etc.). L’hydro-
mécanique du point de rencontre du karst et de la mer est également caractéristique;
là, des eaux karstiques au-dessus et au-dessous de la mer, les diverses densités des eaux
douces et des eaux salées, le mouvement des marées créent un énigmatique accrois-
sement et décroissement des eaux et méme une absorption des eaux ainsi qu’un flux
et reflux et une modification dans la teneur en sel des sources karstiques de la côte. En
général, dans les périodes humides, toutes les sources sont douces; dans les périodes
sèches elles sont plus salées et diversement soumises aux marées; elle décroissent ou
même tarissent; ça et là, les sources sous-marines deviennent même des entonnoirs
(les ( moulins marins D de l’île de Kephalonia en Grèce absorbent constamment la
mer et font tourner deux moulins.
Circulation das eaux
doucc2s ut SalCGS
c
IQau .dQ
+
Fig. 3
-loaidcuce
Depuis longtemps on interprète tous ces phénomènes de diverses façons; on les
a d’abord considérks du point de vue hydrodynamique, tandis qu’aujourd’hui on con-
sidère comme fondée l’interprétation hydrostatique. L’explication hydrodynamique
repose sur la supposition d’une succion de l’eau des veines inférieures aux veines supé-
rieures par des goulots aux croisements; mais la fausseté de cette interprétation est
prouvée par le fait que ce sont justement les petites eaux qui sont le plus salées, et que
certaines sources sous-marines absorbent méme la mer en temps de sécheresse; par
ailleurs, il est impossible qu’il y ait dans le karst tant de siphons hermétiques. Tout
comme les bases d‘érosion terrestre, le karst déverse ses eaux vers la mer en courants
d’eau souterrains réguliers qui, à cause de la friabilité du terrain à leurs embouchures
se dispersent en multiples sources s’étendant sur des kilomètres. En principe, des cal-
culs expliquent tous ces phénomènes comme une circulation des eaux douces et des
eaux salées à leur profond point de rencontre et par des afflux d’eau douce.
HYDROMÉCANIQUE KARSTIQUE APPLIQUEE
Le karst et surtout le karst dinarique est une région de peuplement, une région de
passage et une région économique. Pour l’homme, le karst est plus sain que les terres
formées de roches éruptives ou métamorphosées, car le calcaire est en lui-même indis-
pensable à la vie, et par son origine marine il contient des substances également néces-
saires (iode, brome, sel, etc.). Evidemment, la terre et l’eau sont essentielles pour le
peuplement. Les champs karstiques argileux, les cuvettes de ñysch’avec des cours d’eau
et des nappes souterraines remplissent ces conditions; lemste du karst, sans eau et bois,
180

lande ou pâturage. En lui-même, le karst n’est pas ennemi de la végétation; les débris
de calcaire et de dolomite sont plus fertiles par exemple que les terres lourdes, les bois
du karst ressemblent à tous les autres bois, mais ce sont cependant les landes arides qui
prédominent en raison du climat et des mesures prises par l’homme.
Sous l’angle hydrologique, l’agriculture est praticable dans les champs karstiques,
les vallées de flysch et autres vallées imperméables; les pâturages occupent les coteaux
de dolomite et la forêt le calcaire karstique. La configuration du terrain suit cette divi-
sion : d’abord la plaine, puis les coteaux et, pour la forêt, toutes les situations depuis
le terrain plat jusqu’aux pentes raides.
Dans le karst, l’essence de tout c’est l’eau, soit qu’il y en ait trop dans les inondations
des champs et des vallées karstiques, soit qu’il en manque le reste du temps et dans les
autres parties du karst. L’eau est en meme temps une matière première, une source
d’énergie. L’économie des eaux est directement intéressée à l’eau pour l’énergétique,
les amendements, les adductions d’eau, les alluvions et la possible navigation, mais
l’économie tout entière est indirectement touchée par la question de l’eau.
Les mesures prises dans le passé se sont avérées en grande partie inefficaces. On a
élargi les entonnoirs et les cavités pour arrêter les inondations, mais sans grands
résultats; pour le ravitaillement en eau, on creuse sans succès des puits; on étend des
conduites d’eau sur une centaine de kilomètres, on puise jusqu’à 1.000 mètres. 11
s’agit ici de savoir si on restera à l’acqueduc romain avec de longuses conduites hori-
zontales ou si, dans des conditions favorables, on passera au puisage de l’eau des cours
d’eau souterrains et des nappes environnantes. Par leur grande abondance, leurs chutes
convenables, l’absence de dépôts, la possibilité de les accumuler et de les retenir, les
eaux du karst deviennent importantes comme source d’énergie; ainsi s’ouvrent de
nouvelles perspectives pour des réalisations jusqu’à présent u non rentables », pour la
captation des eaux en lacs, le ravitaillement en eau et d’autres possibilités. Tandis que
le manque d’eau des landes karstiques est un problème économique insoluble et que la
forêt et partiellement le pâturage sont les seules solutions possibles, pour les champs,
et les vallées karstiques, on peut remédier aux inondations et à l’état marécageux, ou
si cela risquait d’entraîner de trop grands frais, on peut capter les eaux en lacs pour la
pêche et le tourisme. D’une façon général, il n’est pas encore possible de situer tangi-
blement la place des cours d’eau souterrains dont on connaît hydrogéologiquement
l’existence. Des mesures géoélectriques ou mieux encore gravimétriques montrent par
exemple a une approximation de 10 m la position des cavités s&hes avec leur coupe
au-dessus de 100 m2 de surface jusqu’à une profondeur de 60 mètres mais on ne peut
pas constater les fonds.
Les principales mesures à prendre dans le karst dinarique sont l’accumulation des
eaux, diverses espkes d’endigages, le relèvement et la réorientation des cours d’eau
de surface et souterrains pour des fins énergétiques, avec solution simultanée des amen-
dements, des adductions d’eau et autres questions. Pour cela il est nécessaire de con-
naître la situation et le volume des cours d’eau et la perméabilité de la matière. Pour
quelques cours d’eau dont la hauteur et le volume conviennent et pour les champs et
vallées peu karstifiés, les accumulations sont réalisables sous les angles technique et
économique. On peut procéder à l’exploration des fonds et des flancs par des forages
géologiques et la mesure de la perméabilité des masses et des surfaces des nappes sou-
terraines. Aux points de vue technique, économique et de la protection du pays, surtout
pour les eaux captéees en lac supérieurs, le bon moyen est de rendre hermétiques les
zones d’entonnoirs par un revêtement d’argile avec filtres de protection en haut et en
bas. Les rideaux d’herméticité dans le karst retiennent ou dirigent les eaux, mais il faut
qu’ils soient reliés à la matière imperméable. Comme le prouve l’accumulation de la
Cetina dans la longue vallée calcaire au-dessus de Split, des rideaux tombant assez bas
sont efficaces dans le calcaire assez broyé (la purification du cours d’eau au-dessous du
rideau devant être assez lente pour que, pendant ce temps, la surface de l’accumulation
181

devienne alluviale). Les avantages du karst résident aussi dans la faiblesse des apports
et celle des grandes eaux, et dans l’impossibilité des inondations et de la pénétration
des eaux dans les charnps karstiques fermés.
Les impuretés entraînées par l’eau peuvent être évitées dans le karst grâce à des
industries convenables qui ne souillent pas les eaux; on peut encore dériver ces impu-
retés dans les cours d’eau souterrains de plus longue durée et moins endommagés et
enfin, s’il le faut, on peut procéder aux nettoyages les plus urgents.
Dans les secteurs non peuplés et non agricoles, les eaux karstiques n’ont en général
pas besoin d’être améliorées pour l’approvisionnement en eau; ce qui s’impose, c’est
la possibilité de les désinfecter dans les cas extraordinaires, tandis que les eaux des inon-
dations et celles de l’arrière-pays avec des eaux de surface doivent &re purifiées et
désinfectées. Dans le karst, jusqu’à présent, l’approvisionnement en eau a dépendu de
rares sources sur terre et de sources au bord de la mer. Les plus grandes quantités d’eau
se trouvent dans les cours d’eau souterrains qui sont encore en grande partie non exploi-
tés. C’est pourquoi pour l’instant, la principale possibilité d’avoir de l’eau en quantité
suffisante réside dans les fortes sources et les fossés et canaux au voisinage des cours
d’eau souterrains. Les pertes d’eau des gouffres à perméabilité mesurée permettent de
calculer théoriquement le quotient approximatif de perméabilité de la masse karstique;
à partir de la chute extrême du niveau des nappes souterraines, on peut calculer la
longeur des fossés de recueil des eaux pour des eaux déterminées. Dans la perméabilité
la plus fréquente de la matière karstique, k = 10-5 à 10-7 m/s, on peut obtenir théo-
riquement dans les nappes karstiques souterraines un débit approximatif de 100 l/s sur
une longueur de canal de 240 mètres.
Le ravitaillement en eau est plus tragique au point de rencontre du karst et de la mer
que sur la terre karstique. Depuis longtemps on essaie d’obtenir de l’eau douce des
cours d’eau karstiques qui se jettent dans la mer en mettant au jour le siphon supposé
sur la côte et plus récemment en captant les sources sous-marines dans des tuyaux
flexibles et des passages flottants, et en bouchant les sources par des injections de ciment.
Cependant, à cause de leurs sinuosités en siphons et de l’affaissement local du littoral,
les cours d’eau souterrains sont susceptibles de couler à l’arrière à plusieurs centaines
de mètres au-dessous du niveau de la mer. L’eau douce et l’eau salée se mélangent sur-
tout aux divisions des veines d’eau sous le rivage; par endroits, l’eau de mer étant plus
lourde inonde les espaces les plus profonds des veines d’eau dans les petites eaux, loin
à l’intérieur, mais les grandes eaux la repoussent à leur tour. I1 n’est possible de recueil-
lir de l’eau douce que plus à l’arrière, au moyen de fossés et de canaux dans les bandes
des cours d’eau souterrains, et juste au-dessous du niveau de la mer, et cela par épuise-
ment seulement d’une partie de l’eau douce. En empêchant par des rideaux d’herméti-
cité qui coûtent cher les fuites souterraines dans la mer dans le secteur des cours d’eau
souterrains de la côte, on peut attirer à la surface ou puiser dans les profondeurs de
plus grandes quantités d’eau sans traces de sel.
182

THE INFLUENCE OF FAULTING ON THE DISTRIBUTION
OF DOLINES: THE MIDDLE ATLAS LIMESTONE
PLATEAU OF AFENNOURIR
Jacques MARTIN
Morocco
Summary of a proposedpaper on a karstic problem in Morocco
Numerous depressions in the Middle Atlas are ascribable directly or indirectly to
tectonic accidents. A fault line may determine the formation of a doline at a particular
spot. In the case under consideration, the evolution of a dense network of subsidence
dolines was arrested following the development of a graben. This crust movement
brought about the disappearance of the charged groundwater system, and the drying-
out of a whole tier pocked fossil dolines.
The paper would comprise a section describing the Afennourir region, with an
exposition of the hypothesis of tectonic and hydrological cataclysms and their conse-
quences.
LE ROLE DES FAILLES SUR LA REPARTITION
DES DOLINES D’EFFONDREMENT : L’EXEMPLE
D’AFENNOURIR, CAUSSE MOYEN ATLASIQUE
Jacques MARTIN
Maroc
Résumé d’une communication éuentuelle sur un problème karstique au Maroc
De nombreuses dépressions karstiques du Moyen Atlas sont liées directement ou
indirectement aux accidents tectoniques.
Une ligne de faille peut déterminer localement la formation d’une doline. Dans le
cas envisagé, un réseau dense de dolines d’effondrement a eu son évolution bloquée à
la suite de l’affaissement d’un graben. Ce mouvement de blocs a entraîné la disparition
du réseau souterrain sous pression et l’assèchement de tout un gradin criblé de dolines
fossiles.
La communication comprendrait une partie descriptive de la région d’ Afennourir,
le développement de l’hypothèse des bouleversements tectoniques et hydrologiques et
leurs conséquences.
183

RESUME
LES EAUX SOUTERRAINES À LA BASE DES
COUCHES DURES NON STRATIFBES ET LES
CAVERNES DE LA BASE
Ernst SOBOTHA
Dans la région des couches épaisses, dures et non stratifiées les fissures diaclases et
les zones de faille rassemblent les eaux d’infiltration. S’il y a une zone d’altération per-
méable, l’eau s’infiltre vitement atteignant des profondeurs remarquables. L’écoulement
de l’eau souterraine et le débit des sources sont grandes. SI les couches dures ont subi
des pressions et des tensions tectoniques on trouve des phénomènes karstiques même
dans les grès massifs, par exemple dans l’environ du BURGWAFD en Hesse.
Dans les terrains calcaires les problèmes du karst sont bien connus. Mais on a
oublié l’importance de la zone de base des couches non stratifiées, où surtout dans les
synclinales la tectonique ouvre des diaclases. Les eaux y forment un système de caver-
nes suivant la face inférieure des couches inclinées. On le peut observer en Iran comme
en Sicilie, en Tunisie et en Yougoslavie. C’est une zone difficile pour 1a.construction
des barrages, mais elle conduit rapidement l’eau dans la profondeur alimentant des
nappes artésiennes avec des eaux relativement froides.
ABSTRACT
Underground water at the base of non-laminated hard srrata and caverns otz the lower
conlact
In the region of thick non-laminated hard rocks strata, water of infiltration accumulates
in the fissures, joints and brecciated zones. If there is a permeable weathering
layer, the water infiltrates rapidly and reaches notable depths. The flow of underground
water and the discharge from springs are both considerable. If the hard strata have
undergone tectonic alteration by pressure and tension, karstic phenomena are encountered
even in compacted sandstones, e.g. in the neighbourhood of the Burgwald in
Hesse.
In the calcareous terrains the karst problems are satisfactorily known, but there
has been forgetfulness of the importance of the base zone of the compacted non-laminated
beds, where, particularly in the synclinals, tectonic action opens diaclases. In
this zone the water forms a system of caverns along the lower contact of the inclined
beds. Examples are to be found in Iran, Sicily, Tunisia and Yugoslavia. This is difficult
country for dam-building, but it does carry water down to the depths at high speed and
recharges the artesian reservoirs with relatively cold water.
Dans les roches meubles la perméabilité est un problème de la porosité d’interstices-
Quand il s’agit de trouver assez d’eaux dans des roches endurcies et cimentées un cher-
cheur d’eau ne peut pas compter beaucoup seulement sur la porosité de fissures. Les
sondages dans la rkgion des roches cimentées n’atteignent pas des nappes normales
comme dans les sables et les graviers. Les courants d’eau dans les fissures et les dia-
clases sont séparés, le niveau de l’eau souterraine change rapidement. I1 y a des son-
dages secs à quelques mktres d’une source.
En cherchant le lieu d’un sondage il faut d’abord s’informer sur les zones des fis-
sures et des diaclases. On connaît les zones des failles en répérant une carte géologique.
Si les couches de la région sont uniformes ce n’est pas facile,mais peut-être comme dans
les granites et les chistes du Briovérin de la Bretagne des petits morceaux de quartz
sont les indices de fractures et de diaclases. La tâche fondamentale c’est l’épreuve que
les diaclases soient ouverts. Les fissures fermées soit par pression tectonique soit par
remplissage n’ont pas d’eau. C’est dommage qu’il n’y ait pas aujourd’hui une méthode
184

annonçant la direction des forces tectoniques dans l’écorce terrestre. I1 faut étudier
l’histoire géologique d’une région, constater les mouvements antérieurs et rechercher
les caractères lithologiques.
Ce sont les zones des roches dures où la pression et la tension tectonique forment
des diaclases et des fissures ouvertes et fermées. I1 faut donc chercher ces zones.
I1 y a des zones de failles entourant les blocs formés par des grès massifs et des cal-
caires compacts. Si elles sont provoquées par des fractures profondes de l’écorce ter-
restre elles se meuvent périodiquement. Des chemins s’ouvrent aux courants souter-
rains surtout dans les roches dures, l’eau infiltrée dans la surface altérée passe jusqu’a
la basedes roches hachées decassures. Onvoit cesroches fracturées si l’homme a exploité
les sables et les arhes de l’altération (fig. 1). Le diagramme explique la situation. Des
zones de failles coupent une voûte, le plissement a fracturé les poudingues du Permien.
Les diaclases sont ouverts sous la zone d’altération (fig. lu).
Fig. 1
Fig. la
Fig. 1 et la - Des zones des failles dans des couches dures non stratifiées (Source
a Gernshauser Teich n dans l’environ de Frankenberg, Hesse)
(I) Captage d’eau (ancienne source).
i“ Sondage sec.
3) Zone de faille, les poudingues sont hachées de diaclases (voyez fig. lu).
4) Carrière, peu de diaclases dans les grès triasiques.
(9 Poudineues du Permien.
(6) Marnecdu Permien
(7) Grès triasiques.
Dans les régions cantiques on a étudié l’écoulement des eaux souterraines - il
faut nommer par exemple les géologues de la Yougoslavie préparant les barrages -.
On a constaté des diaclases vides accompagnées par des fissures pleines d’eau. Exploi-
tant les riches ressources d’eau dans les blocs de grès bigarré de l’Allemagne on trouve
185

les mêmes conditions des courants souterrains. Seulement le chimisme diffère plus.
L’exemple d’une région du Burgwald (Hesse) nous montre des zones de faille remplies
d’eau plus ou moins dure (fig. 2). Dans la source du Christborn l’eau émerge d’un
système de diaclases conjugées. Un sondage fût fait de quelques mètres du Katzenborn
non loin du Müllersborn. Ce pompage n’a pas diminué l’émergence de ces sources. La
figure montre les détails.
Creusant une galerie à la base des grès massifs j’ai recherché des fissures vides. Le
plongement de la roche ouvrait les diaclases à la base qui accompagnaient Ia vallée de
la Sarre.
1”
Fig. 2
;naD m, 7;
, ,
OE noD m, 3:! Oit OU , ,?, , ,’? L , , oit , nOu , , , , F, , , 71 , Oit , 0
Fig. 2a
Fig. 2 et 2a - Zones des failles avec des eaux différentes et le Streuungsband. (Vallée
de Wiesenfeld à Ernsthausen, Hesse).
(i), (2), (3), (4) Grès triasiques non stratifiés; (H) Heiligenborn (source forte) pres
de Wiesenfeld; (C) Christborn; (M) Müllersborn, le Katzenborn est situé entre
(C) et (M); íB) Source de la Bruchmühle; (W) Source du Würzeberg.
O---- Source et ruisseau douce.
o- Source et ruisseau dure
Le (< STREUUNGSBAND D (fig. 24 donne la dureté totale des sources pendant les
mois de novembre jusqu’au 15 octobre: 15” d.H = 150 mg Ca0 par litre.
186

11 est facile de comprendre qu'il y a dans les régions d'un plissement, des zones avec
des groupes de diaclases parallèles (fig. 3) dans les plis synclinaux. Les roches non
stratifiées et dures ont subi un tension tectonique a leur base. Les eaux souterraines se
rassemblent dans ces diaclases en les élargissant. Dans les calcaires les eaux dissolvent
la chaux. Elles forment une système de cavernes. Un exemple unique c'est la caverne
EINHORNHOHLE dans les montagnes du HARZ. La caverne est située entre deux vallées
parallèles en suivant l'axe de la synclinale. Les diaclases sont ouverts à leur base et se
Fig. 3
Fig. 3a
Fig. 3 et 3a - Les diaclases et les cavernes de base dans les plis synclinaux et dans les
flexures. (3a EinhornhöhlejScharzfels-Harz) (3 Pente de la Sarre/Merzig).
(1) Couche dure non stratifiée (2) Diaclases de la base, cavernes dans les calcaires.
(3) Couche sousjacente
g : Grès bigarré; Zm : Calcaire du Permien; Cu : Carbonifère inf.; M : Melaphyre
altér6.
187

ferment vers le haut. Les grottes suivent la face inférieure de la couche dure, elles sont
situées sur la jointe de stratification. Un diagramme nous montre les collines près de
la porte du Koran sur la route de Shiraz vers Persepolis-Isfahan. Les calcaires éo-oli-
gocènes plongent vers la ville de Shiraz, des petites cavernes accompagnent la base des
calcaires (fig. 4). Onconstantelesmêmesgrottes aunord-ouest de la villecomme ausud-est
dans la vallée transversale avec le tombeau de SADI.
Fig. 4 Fig. 4a
Fig. 4 et 4a - Cavernes de la base près de la porte du Koran (Shiraz/Iran).
(1) Calcaires de grande épaisseur.
(2) Cavernes de la base
(3) Ancien barrage, rempli par des alluvions. (4) Marnes sousjacentes.
(5) Source près de la porte du Koran.
c Direction d’une tension tectonique.
J’ai trouvé cette couche de grottes en montant sur le sentier du MONTE PELLEGRINO
en Sicile comme au sud de Tunis en passant la route vers Monastir. L’apparition de
cette couche de cavernes au lieu de la construction du barrage de Grancarevo (vallée
de la TrebiSnjica en Yougoslavie) est d’un intérêt spécial en revoquant des devoirs
complexes et lourds.
Je ne connais pas de galerie de captage creusée dans ces cavernes de base. Les eaux
souterraines y atteignent rapidement des profondeurs remarquables. Elles restent froides
par la vitesse de l’écoulement comme on peut le constater au nord et au sud de la montagne
Elbours (Iran). Alimentant les nappes artésiennes dans les plaines entourant
la montagne elles ne sont pas sursalées. Le captage de ces eaux souterraines serait donc
très utile pour l’alimentation et l’irrigation dans des régions arides. L’âge de ces grottes
n’est pas encore étudié. Les cavernes affleuranies sont au moins formées au tertiaire.
Dans les environs de Fulda (Hesse) des carrières ont trouvé des grottes de base remplies
par des sédiments du pleistocène (fig. 5). Aujourd’hui une vallée sépare les cavernes
de la région qui a fourni le remplissage.
Ce sont les figures de la communication qui nous donnent le mieux tous les renseignements
pour les chercheurs des eaux souterraines dans les régions des roches dures et
non stratifiées. I1 faut rechercher la tectonique, elle desstine les zones fissurées et aussi
les cavernes de la base.
188

Fig. 5
Fig. 5a
Fig. 5 et 5a - Anciennes cavernes de la base près de Künzell (Fulda, Hesse).
(1) Marnes du Röt.
(2) Chaux jaunes à la base du Muschelkalk.
(3) Muschelkalk.
(4) Caverne de la base remplie par du limon et des graviers intercalés.
(5) Grès bigarrés (seulement dans la coupe montrant la situation).
BIBLIOGRAPHIE (EXTRAITS)
VAN DEN BROECK, MARTEL et RAHIR, Les cavernes et les rivières souterraines de la
Belgique. Bruxelles 1910..
CVIJIC, JOVAN, La géographie des terrains calcaires, Beograd 1960.
GRAHMANN, Rudolf, Die Grundwasser in der Bundesrepublik Deutschland und ihre
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Hydrogeologische Forschungen. Abhandl. d. Reichsamtes fur Bodenforschung NF 209
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ariden Räumen (Iran und Tunesien). Zs. Die. Wasserwirtschaft, 53. Jahrg. S. 102
ff. Stuttgart 1963.
189

SUR LE PROBLEME DE LA DÉTERMINATION
DES BASSINS VERSANTS ET DES DIRECTIONS
DE LA CIRCULATION DES EAUX SOUTERRAINES
DANS LE KARST DINARIQUE
RESUME
Dr Ing. Miornir KQMATINA
Institut de recherches géologiques et géophysiques-Belgrade
Parmi les nombreux problèmes du karst se compte aussi le problème de la déter-
mination des lignes de partage des eaux et des directions des eaux souterraines. On a
presque tout fait en utilisant une des méthodes les plus éprouvées - la méthode de
coloration des eaux souterraines et l’analyse des éléments géomorphologiques, et malgré
cela il y reste assez d’imprécis en ce qui concerne l’extension des bassins versants et la
détermination des directions de circulation des eaux souterraines. Les recherches se
basant sur les facteurs géologiques et hydrogéologiques n’étaient appliquées que secon-
dairement et c’est seulement dans ces dernières années qu’on les utilise à l’occasion de
la solution de ce problème du karst.
Dans cette communication l’auteur traite ce problème d’une manière générale en
citant les exemples variés du karst dinarique. On a prêté une attention particulière a
l’étude de la fracturation des roches carbonatées et du facteur qui avait prédisposé le
développement des principales zones de karstification et par conséquent la formation de
principaux collecteurs-conducteurs des eaux souterraines dans le karst. Dans ce but
il serait indispensable d’élaborer In carte des fractures, et lorsqu’il s’agit d’un district
plissé tectoniquement plus fori aussi la carte de l’intensité de la fissuration des roches
carbonatées.
SUMMARY
The problem of the demarcation of drainage basins and directions of fioiu of the under-
ground streams in the Dinar Karst
Among the many problems presented by the karst one is that of the demarcation
of the divides and the directions of flow of the groundwater. Almost all the work done
on this has relied on the injection of colour tracers into the groundwater coupled with
analysis of the geomorphological factors. This is one of the best tried methods but still
remains relatively imprecise as regards the extent of the groundwater basins and the
determination of the directions of groundwater flow. Studies based on the geologicals
and hydrogeological factors were very much of a side-line and it is only of recent years
that they have become a regular procedure when this particular karstic problem arises.
In his paper the author deals broadly with the question illustrating its varied forms
with examples from the Dinaric Karst. Special attention has been given to the study.of
fracturing in carbonate rocks as the predisposing factor in the development of the chief
zones of karstification and hence in that of the principal structures for groundwater
collection and movement in the karst. In this connexion it would seem essential to
prepare a map of fracture areas and also, in the case of districts with heavier tectonic
folding, of the relative intensities of fissuring of the carbonate rocks.
Les nombreuses tentatives faites jusqu’à présent dans le but de connaître une for-
mation naturelle aussi complexe que le karst, ont souvent été des échecs plus ou moins
grands, résultant soit de l’observation unilatérale, insuffisante et régionale, soit parce
qu’on a attribué à certaines régularités qui ne sont valables que pour les conditions
géologiques et hydrogéologiques déterminées, une certaine portée générale. C’est seule-
ment une étude minutieuse et complexe des facteurs géologiques, hydrogéologiques et
géomorphologiques qui pourrait offrir de nombreuses régularités de l’hydrogéologie
karstique et du karst en général, et seulement aprks l’étude et le classement de ces fao
teurs on pourra tenter de donner, par les méthodes h ydrogéologiques, hydrologiques
et hydrauliques, des solutions quantitatives objectives.
190

Faute de lois définies sur le complexe hydrogéologique karstique, il était difficile
d’observer les rapports hydrogéologiques concrets dans les districts pratiquement inté-
ressants d’une des plus typiques régions karstiques, les Dinarides externes. Sur l’étendue
de cette vaste région on a profité de toutes les possibilités offertes par une des méthodes
les plus éprouvées, la coloration des eaux souterraines; pourtant il y reste assez d’impré-
cision encore en ce qui concerne l’extension des bassins hydrographiques et la détermi-
nation des directions de la circulation des eaux souterraines. Par les recherches faites
pendant cette dernière décade, basées sur les facteurs géologiques et hydrogéologiques,
complétés par les éléments géomorphologiques et hydrogéologiques, on a obtenu, mal-
gré des difficultés considérables, une image sur les rapports des eaux souterraines qui
s’écoulent en suivant la loi de la pesanteur vers les différentes bases érodées. I1 est impor-
tant de souligner que l’image des bassins versants déterminés se différencie considé
rablement de ceux antérieurement donnés seulement sur la base des études hydrolo-
giques et morphologiques. D’autre part, il est visible que les bassins d’alimentation
déterminés, recherchés d’une manière complexe coïncident avec les valeurs numériques
de ces bassins obtenues par l’examen des données des observations hydrologiques de
longues années.
SUR CERTAINES QUESTIONS DE LA METHODOLOGIE DES RECHERCHES HYDROG~OLOGIQUES
DANS LE KARST
Pour la recherche des régions karstiques, on pourrait dire qu’il n’existe pas de
méthodologie généralement adoptée. Les recherches antérieures se basaient essentielle-
ment sur les études de la géomorphologie et de l’hydrologie des districts karstiques.
Fig. 1 - Lapiés, dans les calcaires du Jurassique supérieur aux environs de Dubrovnik.
191

Les facteurs géologiques et hydrogéologiques restaient souvent secondaires, leur intér&t
était réduit et c’est seulement dans ces derniers temps qu’on leur attribue un intérêt
accru.
On ne peut pas contester le fait que les facteurs géologiques et hydrogéologiques
sont ceux qui prédéterminent les caractéristiques des eaux souterraines dans le karst.
Avec combien de succès ils peuvent etre appliqués est une autre question. En tout cas, il
est logique et nécessaire de s’efforcer qu’ils soient étudiés le mieux possible. Les
recherches plus récentes,faites dans le karst dinarique, avaient démontré que c’est unique-
ment par l’utilisation au maximum des éléments géologiques et hydrogéologiques
natu-rellement en s’aidant, plus ou moins, des éléments hydrologiques et géomorpholo-
giques qu’on peut obtenir l’image complètes les bassins versants, même dans le cas où il
s’agit de bassins dans les calcaires propres ou d’importance locale. Avec cela, les éléments
hydrologiques et géomorphologiques peuvent être un bon contrôle et un indicateur à
l’occasion des observations hydrogéologiques, surtout pour le contrôle de la grandeur
d’un bassin versant et des directions principales de la circulation des eaux souterraines.
Les colorations peuvent offrir particulièrement les points de repère qui aideraient à
profiter de ces éléments géologiques dictant la répartition des eaux sur de petites
sur faces plus concrètement déterminées.
N’entrant pas cette fois dans de larges observations de tous les éléments géologiques
prédéterminant les caractéristiques hydrogéologiques des terrains karstiques, je vou-
drais mettre en évidence deux facteurs importants pour l’étude plus efficace des bassins
versants et des directions de la circulation des eaux souterraines. Ce sont :
- la répartition des terrains en régions d’après les formes structurales essentielles
(structures de contraction, structures de dilatation de l’écorce terrestre, etc.) et
- l’étude minutieuse de la fracturation des masses de rochers.
Des facteurs hydrogéologiques, il faut en mentionner tout d’abord deux :
- le rôle hydrogéologique des masses de rochers dans certaines régions, et
- le rôle des fractures.
Le premier exige en toute rigueur l’examen de chaque membre hydrogéologique
distingué, de chaque masse dolomitique à part, et le deuxième demande l’étude des
éléments dont dépend le rôle hydrogéologique de chaque fracture plus grande ou de la
zone de petites ou de grandes fractures.
En examinant le rôle hydrogéologique de certaines fractures on doit prendre en
considération toute une série d’éléments dont il est fonction. On peut partir de deux
règles :
- les principaux conducteurs des eaux souterraines dans un district calcaire sont les
fractures dictant le style de la fracturation de ce district, et
- pour autant que les fractures de semblables dimensions soient différemment orien-
tées, les principaux collecteurs-conducteurs sont alors les fractures de direction per-
pendiculaire (ou la plus proche de la perpendiculaire) par rapport à la direction de
la base érodée.
11 est particulièrement important d’examiner la constitution et les caractéristiques
des blocs de grandes fractures. La fonction du rôle hydrogéologique des fractures, et
de la constitution lithologique de leurs blocs peut-être très différente : très exprimée :
à titre d’exemple, les fractures, dont les entre-blocs sont des sédiments clastiques, sont
régulièrement les isolateurs hydrogéologiques, tandis que les fractures dans les calcaires
massifs et propres du point de vue chimique, étant déformées au plus haut degré par la
karstification, sont les meilleurs collecteurs des eaux souterraines dans le karst.
Comme on voit, en étudiant la répartition des eaux dans le karst, il est indispensable
d’étudier les zones tectoniquement endommagées comme des directions où est exclusi-
vement localisée la karstification profonde et par conséquent du milieu le plus propice
192

pour la circulation des eaux souterraines. Pour l’étude du rôle hydrogéologique des
fractures dans les terrains karstiques des Dinarides, j’ai grandement profité de la carte
des formes cassantes et de la carte de l’intensité de la fissuration. Pour cette raison, je
vais m’arrêter un peu plus largement sur cette question.
La carte des formes cassantes est dressée tout d’abord pour les districts avec un
nombre imposant de grandes fractures (fig. 3). Après l’élaboration photogéologique
détaillée des formes cassantes, on se met à la vérification et à l’observation sur le terrain
OU l’on récolte toutes les données géologiques et hydrogéologiques les plus importantes.
En même temps, sur les régions déterminées de 50 x 50 à 150 x 150 m, on enregistre
Fig. 2 - Faille fortement inclinée aux environs de Ljubinja dans l’Herzégovine orientaie.
toutes les cassures et fissures. A côté de toutes les grandes fractures et des diagrammes
de Schmidt enregistrés, il est souhaitable d’inscrire sur la carte aussi les éléments hydro-
géologiques et géomorphologiques caractéristiques qui sont en relation étroite avec les
fractures et de distinguer les districts faits de calcaires, de dolomies et de roches non
carboeatées.
La carte de l’intensité de la fissuration est utile tout d’abord chez les roches endom-
magées par les cassures (fig. 4). Ce sont les roches des districts plus intensément plissés.
On obtient la carte après l’enregistrement de la densité des cassures aux points disposés
dans les profils perpendiculaires àla direction des structures plissées. Sur la carte peuvent
être inscrits les axes des plis encore et la répartition des membres carbonatés, pour
mettre respectivement en évidence la fonction de l’intensité de fissuration de la position
dans le cadre du pli respectif, et celle de ces membres lithologiques.
SUR LES BASSINS VERSANTS DANS LE KARST
Les lignes de partage des eaux dans le karst sont représentées, soit par une large et
assez variable zone, soit par le contact des roches perméables et imperméables; elles
peuvent être aussi les lignes de partage des eaux topographiques. Dans le premier cas,
193

194
Fig. 3 - Maquette de la carte des formes cassantes.
Légende : 1. Calcaires; 2. Dolomies; 3. Roches non carbonatées; 4. Nappe de char-
riage; 5. Fractures; 6. Diagramme de Schmidt; 7. Gouffre; 8. Source karstique.
5 f -2 m
7 3-4
Fig. 4 - Maquette de la carte de l'intensité de la fissuration.
Légende : 1. Calcaires; 2. Dolomies; 3. Roches non carbonatées; 4. à 9. Champs
de la densité déterminée des cassures.

qui est le plus fréquent, la position et la détermination des lignes de partage des eaux
sont fonction des hauteurs d’eau, de sorte que la ligne de partage des eaux karstiques
est la mieux définie pendant l’étiage même. I1 est logique qu’à l’occasion de la déter-
mination de certaines lignes de partage des eaux, on rencontre le plus de difficultés
justement à l’occasion de la détermination des parties qui sont sous forme de vastes
zones.
En liaison avec la détermination des bassins versants je citerai quelques règles vala-
bles pour la majeure partie du karst dinarique et probablement pour les autres terrains
karstiques. Ces règles sont les suivantes :
- Le sens de la circulation des eaux souterraines vers l’aboutissement principal de
toutes les eaux sous l’action de la pesanteur, vers la mer, donc, vers le sud ou le sud-
ouest, est incomparablement mieux exprimé que le sens de la circulation vers le nord et
le nord-est, donc, vers les bases d’érosion locales, ce qui a comme conséquences que la
plupart des bassins versants sont asymétriques;
- Les lignes de partage des eaux hydrogéologiques peuvent être parallèles aux
directions de la circulation des eaux souterraines voisines. Ceci est conditionné par la
position même de certaines fractures comme de bons collecteurs des eaux souterraines
et la faible fracturation de certaines zones calcaires d’une part, et la position des buts
vers lesquels s’écoulent ces eaux en suivant la loi de pesanteur, d’autre part (fig. 5);
- De deux zones d’érosion voisines mais à différentes altitudes, l’eau s’écoule’
sur une bande beaucoup plus large, vers celle qui est plus basse;
-4 o
Fig. 5 - Un exemple de la détermination de la ligne de partage des eaux dans un terrain
purement calcaire. La ligne de partage des eaux zonée entre le bassin versant de la
source côtière A et la source sous-marine B est déterminée sur la base des éléments
tectoniques et géomorphologiques et les colorations des eaux.
Légende : 1. Poljé karstique: 2. Gouffre; 3. Estavelle; 4. Ligne de partage des eaux;
5. Fracture; 6. Direction de la circulation des eaux souterraines.
195

- Pour les cours d’eau karstiques, sur les lignes sous forme des canyons, c’est-à-dire
là où l’écoulement se fait à travers un terrain purement calcaire, le bassin de réception
se rétrécit considérablement.
- La grandeur du bassin versant est fonction de plusieurs éléments et le bassin
est d’autant plus grand en tant que ces facteurs agissent plus profondément. Ces él&
ments sont : l’orographie prononcée du terrain; le degré d’homogénéité de la compo-
sition lithologique; l’extension des collecteurs hydrogéologiques; le degré de fractura-
tion du terrain et les dimensions des fractures;la longueur,la profondeur du plongement
et la position de la principale barrière hydrogéologique, etc. Avec cela, pour autant que
la base d’érosion soit hypsométriquement plus basse, le bassin est plus grand, et inver-
sement.
- La forme du bassin versant est plus ou moins, mais toujours, asymétrique, ce qui
dépend de la composition lithostratigraphique et du type structural du district, puis
des caractéristiques géomorphologiques, hydrologiques et hydrogéologiques du dis-
trict, de la position vers le principal but des eaux vers la mer.
COUP D’CCIL SUR CERTAINS BASSINS VERSANTS DES DINARIDES EXTERNES
En vue de l’examen des particularités qui apparaissent à l’occasion de la déter-
mination de certains bassins versants, on va faire pour l’instant un classement généra-
lisé des terrains karstiques des Dinarides externes. Etant donné que les caractéristiqucs
hydrogéologiques, hydrologiques et géomorphologiques apparaissent comme consé-
quence tout d’abord d’un groupe de facteurs - facteurs géologiques, on peut distinguer,
en se basant sur les facteurs, les types suivants de terrains :
A. régions de contraction tectonique:
- basses pénéplaines près de la mer;
- districts des monts et des montagnes;
B. régions de la dilatation de l’écorce terrestre.
Les bassins versants et les directions de lu circulation des eaux souterraines dans les
districts tertoniquement plissés.
Sous le district tectoniquement plissé, on comprend une large zone littorale, limitée
par la ligne Obrovac-MubMostar-mer.
Dans ce district, un rôle important dans la répartition et l’acheminement des eaux
souterraines peut être joué par un nombre restreint d’éléments hydrogéologiques. Ce
sont : le rapport des barrières et des collecteurs hydrogéologiques, puis le système fran-
chement développé des cassures soit longitudinales, soit transversales ou diagonales et
les failles diagonales ou certaines autres grandes failles. Si les deux premiers éléments
sont essentiels, les bassins versants sont allongés dans la direction NW-SE ou W-E de
méme que les structures et, naturellement, la plus grande partie des eaux s’écoule dans
ce sens. Pour autant que les grandes fractures soient essentielles, surtout si elles sont
diagonales, et les structures plicatives faites essentiellement de calcaires, les bassins
versants sont plus irréguliers. On va citer à titre d’exemple, quelques cas du Littoral
de la Dalmatie septentrionale représentant des districts de basses pénéplaines, et du
Littoral plus large de Sibenik et de Split représentant des districts de monts et de mon-
tagnes.
Le terrain plan, faiblement développé du point de vue orographique, limité par des
zones flyschs de Bokanjac et de D. Zemunika appartient au bassin versant de la plaine
de boue Bokanjatko blato. A cause de la position spécifique vers les calcaires de l’anti-
clinal de Bokanjac, le Flysch éocène se comporte ici en parfaite barrière hydrogéologique
196

déterminant la limite sud-ouest et nord-est du bassin versant. C’est ainsi que le problème
de la détermination du bassin versant est restreint à la détermination d’une petite partie
de la ligne de partage des eaux du sud-est.
La circulation des eaux souterraines dans le bassin versant de BokanjaCko blato est
directement fonction de la constitution tectonique du terrain. La plus vive circulation
s’effectue par les cassures longitudinales le long de la crête anticlinale.
Aux environs plus larges de Sibenik, dans le cadre du bassin versant de la source
côtière Litno, les eaux souterraines circulent par les failles diagonales vers le sud-est,
pour se lier plus loin dans leur cours pour les cassures bien prononcées de la crête anticlinale
de Mrdakovica. Les amples recherches sur ce district révèlent que les grandes
formes karstiques sont développées le long des failles citées ci-dessus mème jusqu’à la
barrière flysch au SW du bassin, ce qui veut dire que les eaux souterraines circulaient
autrefois jusqu’à la barrière et puis déviaient vers le SE, et que la situation actuelle est
le résultat de récents plongements intensifs du terrain.
Autrement, le bassin versant de Litno est défini par les barrières hydrogéologiques,
à savoir du NE par la dolomie cénomanienne-turonienne, du SW par la zone flysch,
tandis que la limite nord-ouest du bassin, pareillement comme dans la plaine de boue
Bokanjatko blato, reste problématique encore.
Le bassin versant de Jadar est un des nombreux bassins faits essentiellement de
calcaires fort fracturés et karstifiés. La limite nord de ce bassin est précisément déterminée
et coïncide en partie avec la zone de contact des calcaires de VojniC et du Néogène
du poljé Sinjsko polje, et en partie avec la ligne de partage des eaux superficielles dans
le Werfenien imperméable de MuC. I1 est quelque peu plus difficile de parler de la ligne
de partage vers le Pantan. A L’Est, la ligne de partage avec le bassin versant de la Zeta
est jusqu’à un certain point déterminée par la coloration du gouffre à D. Dolac et certains
éléments géologiques, hydrogéologiques et géomorphologiques. Au sud, elle coïncide
avec le contact Flysch-calcaire. Les eaux souterraines circulent par les fractures
longitudinales au sud-est extrême du bassin versant et par les failles diagonales de la
direction nord-sud sur l’étendue plus large de Mu6 et de Sinj.
Les bassins d’alimentaiion et les directions de la circulation des eaux souterraines dans les
districts de la dilaiation de l’écorce terresire.
Les limites nord et sud du bassin versant de 1’Unac dans la Bosnie occidentale sont
assez nettement déterminées par les barrières dolomitiques de Grahovo, de Jedovnik
et de Bosanski Petrovac. La limite est mal définie par la disposition de sèches dolines
karstiques et des zones dolomitiques du Sator et de Javorova kosa, ainsi que par la
position du poljé karstique de Rora appartenant au bassin versant de la Sana.
Nous citons, sans nous arrêter sur le bassin versant immédiat de I’Unac, cette partie
du bassin se drainant à travers la source karstique plus forte de BastaSica. Vers cette
source s’écoulent les eaux des environs plus larges du poljé Resanovatko polje et de
Ja pénéplaine karstique de Kamenica. U n collecteur conducteur principal des eaux
souterraines suivait le système des fractures entre le poljé et la source même (fig. 6).
La rivière Cetina draine tant la région de son bassin versant immédiat, que le district
des poljés karstiques bosniaques occidentaux. I1 est caractéristique que vers la Cetina
s’écoulent presque exclusivement et seulement les eaux du nord-est, de la sorte que le
bassin versant de cette rivière est très asymétrique.
La position de la ligne de partage des eaux adriatiques et de la mer Noire dans la
partie correspondant au bassin versant de la Cetina d’une part, et au bassin versant de
la Pliva et de la Sana d’autre part, qu’on cite comme la plus problématique dans notre
karst en général, fut étudiée par de nombreux géologues, géomorphologues et hydrogéo-
logues. Leurs opinions sont différentes ce qui est la preuve de la complexité et de la
gravité de ce problème. D’après nos recherches, le rôle essentiel est joué dans ce cas
par la dolomie seule barrière bien prononcée. Gráce à ses propriétés isolatrices, sa
197

position favorable et le plongement en profondeur, la dolomie principale du GlamoE
et du PopoviCi a considérablement influencé la répartition des eaux souterraines et leur
acheminement vers le nord-est ou le sud-ouest.
Fig. 6 -Zone des fractures - collecteur-conducteur des eaux souterraines entre le
gouffre ResanovaEki ponor et la source de la BastaSica près de'Drvar.
Légende : 1. Calcaires jurassiques et crétacés; 2. Dolomies triasiques supérieures;
3. Néogène, 4. Fracture; 5. Direction de la circulation des eaux souterraines.
198
Fig. 7 - Source de la BastaSica près de Drvar.

On va mentionner, laissant à part pour le moment les rapports hydrogéologiques
complexes dans le domaine du bassin versant de ce cours d’eau karstique, deux collecteurs-conducteurs
prononcés des eaux souterraines de cette aire d’alimentation :
- La zone des fractures de Grahovo-Uniste-Vrelo (source) de la Cetina, collecteur
des eaux du gouffre &linac dans le poljé PaSicá polje, et drain des eaux souterraines
d’une partie de la Dalmatie nord-ouest;
- La zone des fractures diagonales de Zdralovac-M. KabliC de la direction NNW-
SSE qui joue le rôle du collecteur-conducteur principal des eaux souterraines de la
Velika Golija, du Crni Vrh et du Zdralovac.
Fig. 8 - Source sud de la Pliva.
Aux collecteurs cités nous ajoutons encore deux principaux collecteurs-conducteurs
bien prononcés des eaux souterraines de la partie NW du poljé ClamoEko polje vers la
Pliva et la Sana, marqués par toute une série de gouffres :
- la zone de fractures de la Dubrava (GiamoCko polje) - Cardak Livada, et
- la zone de fractures Odiak-MliniSte.
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STEPANOVIC B., 1957, Esquisse des provinces hydrogéologiques de Yougoslavie (thèse de
doctorat). Belgrade (manuscrit).
199

NAPPES KARSTIQUES ET CONDUITS KARSTIQUES
PREFACE
N. Llopis LLADO
Departamento de Hidrogeologia del
Consejo Superior de Investigaciones Cientificas
Madrid
Le problème de la circulation karstique n’est pas encore résolu. Cvijic (l), Martel
(ll), Grund (7), Lhemann (9), Davis (3) et beaucoup d’autres ont successivement
apporté des idées au long d’un siècle environ sans arriver à des conclusions précises.
Le problème le plus grave se pose quand on veut se décider entre ces deux points :
1. Admettre pour le karst l’existence de la ) préconisée par Grund;
2. Admettre avec Martel l’existence d’une circulation à travers des conduits, forcés
ou non (2), mais indépendants les uns des autres.
La nappe karstique comporte implicitement l’existence d’un niveau piézométrique
théorique, alors que la circulation à travers des conduits ne peut dépendre d’un niveau
piézométrique général.
I. TYPES DE FISSURATION DES CALCAIRES ET TYPES DE CIRCULATION
Quand on observe la fissuration des masses calcaires, d’ages divers et de structure
différente, on peut faire deux grands ensembles :
i. Calcaires à fissuraiion régulière et Ilornogène, caractérisés par l’existence de réseaux
de diaclases très réguliers et par des indioidus indépendants les uns des autres;
2. Calcaires ù,fissuration irrégulière et he‘térogène, caractérisés par l’existence de réseaux
de diaclases irréguliers avec des indicidus reliés les uns CIUX autres par des diaclases
accessoires.
Ces .deux types de fissuration nous amènent à la conception de deux types de circulation
différents dans les appareils karstiques :
a) Circulation par des conduits indépendants les uns des autres. Toutefois, ils sont
conditionnés par un niveau de base karstique ou épigé unique. Dans ce type de circulation,
il ne peut y avoir un niveau piézométrique unique. Par contre, chaque
système de conduits aura son propre niveau piézométrique. Des zones sèches existeront
dans le même niveau bathymétrique de la masse calcaire entre deux systèmes
de conduits à niveau piézométrique propre. La masse calcaire à circulation par des
conduits indépendants se caractérise en général par l’existence de grands systèmes
de diaclases à grands intervalles, développés dans des régions tabulaires ou en
(< cuesta ), dans la périphérie des régions de plissement intense. Les diaclases sont
en général des lèvres ouvertes et vides;
b) Circulation par des conduits reliés les uns aux autres par des diaclases accessoires,
en général par des diaclases de déchirement ou de relais. Dans ce cas, on arrive à
la conception de la c nappe karstique H du Grund, surtout si la texture et la structure
synsédimentaires de la roche se prêtent à la formation d’une nappe. Dans les carnioles,
par exemple, dans ies calcaires brechoïdes et dans des calcaires très fissurés, on
arrive à trouver des vraies nappes qui ressemblent énormément à tous points de
vue aux nappes phréatiques.
200

II. DENSITE DE VIDES
La perméabilité dans Les nappes phréatiques a été définie par la porosité. Dans le
cas des calcaires on ne peut peut-être pas parler de porosité, mais de densitéde oides. Nous
entendons par ceci le rapport entre le volume des zones imperméables ou compactes
d’une masse calcaire et leurs vides, par m3. Ainsi, on peut établir une échelle de perméabilité
pour les roches calcaires, exprimée par des indices de vides. Si nous appelons C
les zones compactes et V les vides, nous aurons :
1. C/V = 1 C = V = 50% de vides = roche moyennement perméable;
2. C/V = 10 C V = roche imperméable:
3. C/V = 0,i C V = roche très perméable.
A B
Fig. 1 - Deux types de diaclasation dans les massifs calcaires :
A. Diaclases normales dans une région tabulaire. Impossibilité de formation de
nappe karstique.
B. Diaclases dans une région plissde.
Possibilite de formation de nappe karstique.
Le rapport 3 est évidemment un cas théorique car dans les roches calcaires les vides
n’excèdent jamais 75% du volume total, mais le rapport 1 est très courant, ainsi que
les cas compris entre 1 et 10, ce qui nous permet d’établir une échelle de perméabilité,
d’indices compris entre 1 et 10, dans laquelle nous aurons une gamme de roches cal-
caires d’une perméabilité nulle jusqu’à une très haute perméabilité. Dans ce dernier cas,
nous pouvons accepter parfaitement l’idée de Grund, de la nappe karstique.
Fig. 2 - Les systèmes de diaclases dans le massif calcaire de Llenaire (Mallorca).
201

III. LA NAPPE DE LLENAIRE A POLLENSA (MAJORQUE), EXEMPLE DE NAPPE KARSTIQUE
Dans la chaine NW de l’île de Majorque, nous avons plusieurs exemples de nappes
karstiques. Dans la baie d’Alcudia et Cap Formentor, se développe un système d’écailles
entre trois éléments lithochronologiques :
1. Trias, formé par le Muschelkalk :
50-60 m. Calcaires lités, parfois dolomitiques, gris-blanchâtres.
Trias, formé par Keuper :
80-100 m. Argiles rouges et gypse. Marnes bariolées à ofites;
20-30 m. Carnioles jaunâtres.
2. Lias, formé par :
40-50 m. Calcaires dolomites brechoïdes;
250 m. Calcaires massifs, mal Ijtés du Domérien.
3. Bourdigalien, formé par :
10-12 rn. Conglomérats calcaires;
8-10 m. Grès jaunes;
250-300 m. Marnes bleues.
Fig. 3 - Coupe hydrogéologique de la vallée de Pollensa (majorque) et des buttes de
Llenaire.
K. Keuper. Dolomies jaunes et marnes bigarrés à gypse.
L. Lias. Domerien. Brèches calcaires à la base et calcaires fissurés.
M. Miocène. Burdigalien. Conglomérats à la base, grès jaunes et marnes grisâtres.
N. Niveau piézométrique du Karst.
P. Puits.
Ps. Puits sec.
Les éléments lithologiques rigides sont les calcaires du Lias; les éléments plastiques,
le Trias et lei Bourdigalien. Une tectonique à style en écailles se développe déversée vers
le NW. Les calcaires du Lias forment les reliefs et constituent les zones d’absorption
de l’eau. La fissuration de ces calcaires est très intense avec des indices inférieurs à I.
La paléohydrologie de ces massifs nous signale une ancienne circulation, surtout au
long des diaclases du système N 10-30 E., verticales; vers le SE. Dans ces conditions,
s’impose l’idée d’une nappe karstique développée dans les calcaires du Lias ayant pour
niveau de base karstique les marnes du Keuper. Le système de diaclase dominant est
le N 10-30 E., verticales ou inclinées 80” vers l’E ou vers I’W. Ces diaclases ont parfois
les levres très ouvertes et des remplissages de brkhes à éléments calcaires et matrice
de ( terra rossa ». Ces diaclases sont des zones régulatrices de la circulation (10).
L’absorption se réalise à travers ces systèmes et l’eau forme une nappe karstique,
dont le niveau piézométrique est en général peu profopd, quoique déterminé par les
marnes du Keuper.
Au pied de l’&aille du Turd Gros de Llenaire, existe une résurgence intermittente, le
( Pouet de Brabatxó D, qui fonctionne pendant quatre ou cinq mois après les périodes
de précipitation, qui ont lieu de septembre à décembre avec des précipitations de 700-
800 mm an.
202

Dans le Turó Petit de Llenaire il y a une nappe exploitée par le Pou Nou de Llenaire
(= le puit neuf de Llenaire), dans lequel le niveau piézométrique est à 9 m de la sur-
face et a un débit de 25 m3 a l’heure.
La nappe karstique de Pollensa est tres influencée par la structure tectonique; elle
est profondément déprimée dans les sinclinaux occupés par le Bourdigalien impermé-
able; en revanche, elle s’élève dans les zones d’absorption, dans les massifs calcaires
du Lias. C’est donc dans la base méridionale de ces massifs où il faudrait placer les
puits pour l’exploitation de cette nappe karstique. Les puits construits jusqu’à présent
corroborent parfaitement cette théorie.
CONCLUSIONS
On envisage l’existence de deux types de circulation karstique :
1. Circulation par nappes karstiques. Développée surtout dans les pays de plissement
où la densité de diaclases est très grande et où on trouve des diaclases en relais qui
relient tous les systèmes. L’existence de porosité synsédimentaire favorise la for-
mation de la nappe.
2. Circulation par conduits karstiques. Très courante partout dans les calcaires com-
pacts et peu tectonisés. Les régions tabulaires et en (< ouesta ) nous en offrent de
beaux exemples.
203

HYDRODYNAMIC ZONING OF KARST WATER
D.S. SOKOLOV
State Geological Committee, USSR
Study of the vertical hydrodynamic zoning karst waters is an important aspect of
karstic hydrogeology. This subject has been considered in some detail by almost all
prominent karst investigators at the end of the 19th century and first forty years of the
20th century (E. Martel, A. Grund, F. Katzer, J. Cvijic, A. Kruber, V. Varsanofyeva,
w. Davis, O. Lehmann, I. Shchukin, I. Zaitsev, etc.); it should be emphasized that as
early as the end of the 19th century P. A. Tutkovskii showed the essential role of artesian
waters in karst development. In the USSR, particular emphasis has been placed in the
last twenty years upon the vertical hydrodynamic zoning of karst waters (V. A. Aprodov,
N.A. Gvozdetskii, A.G. Lukoshin, F. A. Makarenko, G. A. Maksimovich, D.V. Ryzhikov,
D. S. Sokolov, etc.).
In the karstic areas composed of thick strata of carbonate and sulphate rocks, four
vertical hydrodynamic zones should be distinguished which differ in the karst water
movement conditions and regime. They are:
(o) The zone of aeration in which descending movement of infiltration and inflow
waters prevails; also the so-called “suspended” karst waters in the zone of aeration
are characteristic of many karst areas;
(b) The zone of seasonal fluctuation of karst water level;
(c) The zone offull saturation where drainage is governed by the local drainage network;
(d) The zone of deep circulation where ground waters move in the direction of remote
outlets, there being no direct influence of the local drainage network.
This subdivision reflects general features of the vertical hydrodynamic zoning of
karst waters; depending on geological structure and relief, these distinct zones may not
all be observed in certain areas.
The cavities where karst waters move developed on the basis of fracture and pore
permeability. It is impossible to draw exact boundaries in the series: primary crack of
known origin-karst crack-karst canal-karst cave and in the series: pores-caverns
-larger isometric karst cavities. Under natural conditions, all these cavities have no
sharp boundaries. Karst waters move through such a complicated system: they may
move mainly through pores and canvers or cracks and canals, or these types of move-
ment may be combined. Even in such isolated underground karst streams as cave rivers
one can observe karst inflow from smaller cavities or partial resorption of karst flow
in adjacent fractures and caverns. Therefore, underground karst flows are but a variety
of flow in zones with large cavities. More or less isolated underground karst flows are
observed in all three upper hydrodynamic zones, these flows can be confined or uncon-
fined. As a rule, underground river formation results from long development of karst.
Such flows, in turn, are of great importance to further karst development in a given
area.
THE ZONE OF AERATION
The thickness of the zone of aeration ranges within wide limits and can amount to
some hundreds of metres. It depends on climate, infiltration conditions of meteoric
waters, geological structure (rock position and permeability) and drainage conditions
of the massif being subjected to karsting (frequency and depth of erosion cuts).
204

Karst water movement in the zone of aeration is influenced first of all by the infiltration
factor. Its components are: the steepness of the land surface, character of the
ravine network and microrelief, composition and thickness of cover beds, precipitation
(climate governing its character and seasonal distribution), conditions of soil freezing
and thawing, the thickness of snow cover, its redistribution and thaw rate, the character
of vegetation.
The localized character of infiltration within the zone of aeration is further intensified
by the non-uniform permeability of soluble rocks. The main causes of this nonuniformity
are: (a) karsting that occurred at earlier stages of karst development when
strata were in lower hydrodynamic zones or underwent previous epochs of karst development;
in this connexion karst development in the zone of aeration invariably has
features of an inherited process, (b) the heterogeneity of the lithological composition
of strata of soluble rocks and the anisotropy of both fracture and pore permeabilities
connected with this heterogeneity; (c> filling of karst cavities with various subterranean
sediments; (d) the mode of rock occurrence.
In the zone of aeration of many karst areas “perched” karst waters are widespread.
The main cause of their formation is the non-uniform permeability of the strata of
soluble rocks and presence of local aquicludes in them. Encountering these aquicludes
descending infiltration waters change the direction of their movement from vertical to
near-horizontal. The aquicludes are interlayers of insoluble rocks or impervious parts
of soluble rocks; aquicludes are sometimes formed as a result of clogging of karst
cavities. The regime of “suspended” karst waters depends on the continuity of aquicludes,
on the character of karsting of rocks overlying them and on the regime of infiltration
waters. In some cases the perched water occurs as small seasonal water-bearing
lenses, in other cases it gives rise to seasonal or annual karst flows, which may be fairly
continuous or only appear at discrete levels.
“Suspended” karst waters move to the boundaries of the aquicludes or to cracks
within them, so penetrating into the lower horizons of the zone of aeration, or to valley
slopes where they form springs at different levels.
The aquicludes of “suspended” karst waters may be destroyed as a result of leaching
or (in uplift areas) graduai opening of fractures due to relaxation.
The most favourable conditions for formation of “suspended” karst waters are
observed in uplift areas confined to zones with a moist climate.
Water derived from precipitation and entering the zone of aeration is markedly
undersaturated with carbonate and sulphate compounds. The soil in which biochemical
processes take place is a most powerful generator of COZ. The COZ content in soil air
is tens and more often hundreds of times as great as in the atmosphere; the COS content
is the greatest in the soil air of tropical and subtropical zones. The formation of COZ
in soil is closely .connected with the growing period; depending on climate this
process may be seasonal or annual.
The CO2 of soil air is consumed as a result of (a) diffusion into the atmosphere, (b)
assimilation by plants, (c) diffusion into subsoil horizons of the zone of aeration, and
(d) dissolution in infiltration waters when they move through the soil layer. The last
two processes are of prime importance to the enrichment of the karst waters of the zone
of aeration with carbon dioxide; in summer the process of carbon dioxide diffusion
from soil air into subsoil horizons of the zone of aeration increases because of increased
thermal energy entering the soil.
In the subsoil horizons of the zone of aeration, CO2 forms at the expense of the
following processes: (a) the life and decomposition of organisms populating these horizons,
(6) oxidation of organic matter brought in by infiltration and inflow waters, (c)
oxidation of sulphides, and (d) at the expense of the organic matter of carboniferous
strata.
205

THE ZONE OF SEASONAL FLUCTUATION OF KARST WATER LEVEL
This zone is of transitional character: when water levels fall, it becomes part of the
zone of aeration and, vice versa, when water levels rise, it merges with the zone of full
saturation. This determines the periodic change of the horizontal and vertical circula-
tion of karst waters in the given zone.
The thickness of the zone greatly varies not only between various karst areas but
also within one and the same area. This variation is due to the influence of the infil-
tration factor, the non-uniform karsting of rocks and the amplitude of river stage fluc-
tuations in riverside areas.
Here are examples of these relations: (a) the thickness of the zone is greater where
there is a more marked seasonal irregularity of recharge by precipitation, (b) the thick-
ness of the zone is less in the locations where there are “suspended” karst waters in the
zone of aeration, discharging as springs on valley slopes, (c) the thickness of the zone
is greater in locations where the karst absorbs surface waters, (d) intensive development
of freely-communicating underground karst forms leads to a reduced thickness of the
zone.
Estimation of the permeability of rocks in individual locations of a massif subjected
to karsting can be successfully made on the basis of analysing groundwater contour
maps characterizing seasonal changes of the depression surface of karst waters.
In some karst areas of the USSR, there are persistent local depressions of the karst
water level along the river’s course. Such depressions are formed where the waters of
large rivers are partially and usually nnnoticeably absorbed by karst cavities in the bank
and downstream they return to the same river. Within such depressions, the thickness
of the zone of seasonal fluctuation of karst water levels is closely connected with river
flood stages.
The dissolving ability of karst waters of the zone under consideration in riverside
locations significantly increases as a result of mixing karst and river waters.
THE ZONE OF FULL SATURATION SITUATED IN THE SPHERE OF DRAINING INFLUENCES OF THE
LOCAL DRAINAGE NETWORK
In this zone karst waters move all the year round. The lower boundary does not
coincide with the water stage in the river or with the original valley floor; this boundary
is situated much lower covering the area of stream underflow and the sphere of karst
water discharge at the valley bottom. In the upper part of the zone, karst water movement
to the valley drainage is nearly horizontal. In deeper horizons of the zone, the
movement of karst waters as they approach their outflow assumes ap ascending character.
The boundary of the zone under consideration with the zone of deep circulation
lying below is of complicated nature. Its position depends on a number of factors: depths
and widths of river-valleys, permeabilities of the massif being karsted, difference between
the karst water level and the divide part of the massif and the river stage, etc. In coastal
areas, it is most difficult to establish the boundary between these zones.
Sites of intensive jointing, dislocations with a break in continuity and local karsted
locations act as underground drains in respect of the karst waters of the zone under
consideration. In the process of karst development the draining role of such local zones
usually increases and in them large underground karst flows are formed which are of
ascending character.
The presence of even thin interbeds of impervious rocks greatly influences karst
water movement to its outflow and in a number of cases is the cause of emergence of
relatively separated “basins” of karst waters in the massif.
206

Specific hydrodynamic conditions are observed in underchannel areas of this zone.
In flood periods ascending karst waters here mix with river waters. Particularly in these
periods, intensive clogging of underchannel karst cavities takes place. In some cases
such clogging is so perfect that karsted zones become safe aquicludes.
The karst waters of the zone under consideration are typical leaching waters, the
undersaturation of which is due to active water exchange. Only in some locations waters
saturated with calcium sulphate and carbonate compounds are observed.
The dissolving ability of these karst waters is primarily a result of the undersatu-
ration of the infiltration waters which enter the zone of full saturation via the zone of
aeration. The following processes maintain this state of affairs: (u) diffusion of COS
from the underground air of the zone of aeration which increases in warm seasons, (b)
sulphide oxidation, (c) oxidation of the organic matter brought in by infiltration waters
and trapped in rocks, (a') COZ formed as a result of the activity of bacteria living in the
given zone. In underflow locations, the dissolving ability of karst waters increases when
mixed with river waters.
THE ZONE OF DEEP CIRCULATION
This zone has been studied less and is characterized by slow water exchange. The
direction of karst water movement here is determined by the tectonic structure and
location of places of discharge which often arise far from recharge areas. For a number
of causes (self-diffusion, hypergene metasomatosis, sulphate reduction, etc. i these waters
undergo considerable transformation in their slow movement to their outflow.
In this zone, leaching processes are greatly weakened, but they are still proceeding,
so during a long geological period of time may cause the formation of caverns. Account
must be also taken of the fact that biochemical processes accompanied by formation
of COZ can develop at depths of more than one kilometre.
In each distinct hydrodynamic zone karst develops in a way peculiar to the zone.
However, there are generai regularities of the development of this process. They are
manifested in the following: (I) reduction of massif karsting with depth, (2) more inten-
sive karsting of near-valley sites as compared to the central parts of watershed massifs,
(3) close relation of karst development and climate, carbonate karst being also connec-
ted with vegetation (as a product of climate). These general regularities in some areas
appear very distinctly, in others due to certain local causes they are complicated and
concealed, in yet other areas they simply had no time to develop. As a rule, these com-
plications and concealment are due to certain peculiarities of the geological structure
and history of a given area. Specifically, the distinctness of general regularities of karst
development greatly depend on the interrelation of the rate of karst formation, the
rate of river erosion, marine abrasion and the extent of tectonic movements.
207

THE EFFECT OF KARST ON THE REGULARITIES
OF GROUNDWATER FLOW FORMATION
Professors B.I. KOUDELIN and V.P. KARPOVA
Moscow University, USSR
Groundwater flow into streams is formed principally under the influence of three
factors: climatic, topographic and hydrogeologic structure.
Climate gives groundwater flow distribution features of pronounced latitudinal
zonation. The groundwater flow moduli (1) in the territory of the European part of the
USSR decrease uniformly from north and north-west to south and south-east from
6 to 4 l/sec/km2 to fractions of a liter per second per km?. There is also a decrease in
annual precipitation from 700 - 600 mm to 400 - 300 mm and increase in evapotrans-
piration in the same direction.
Topography, closely connected with the structure of the earth crust, gives ground-
water flow features of vertical zonation which in turn are connected with distribution
of precipitation which depends on the elevation. On plateaux, the largest values of
groundwater flow are recorded in the uplands; within mountain-fold structures, ground-
water flow moduli generally increase with land elevation (to certain limits) along with
an increase in precipitation and increase in erosion depth and the length of erosion
cutting per unit area.
The hydrogeological factor disturbs the smooth zonal character of groundwater
flow distribution over the territory. It is most pronounced in areas of fissure-karstic
water occurrence. As a rule, karst sharply increases the values of groundwater flow
moduli as compared with their regional values .(?)
The Urals are a typical example of karst effect on groundwater flow formation. The
considerable water supplies of the territory and high long-term moduli of groundwater
flow of up to 10-12 l/sec/km2 in the basins of the rivers Shchugor, Vishchera, Kosva,
etc. are due to calcareous karst development in the Paleozoic rocks of the western slope
of the Urals. Here, rivers in their middle courses are incised in strata of karstic rocks
and drain these aquifers well. At the same time, in basins situated in the vicinity, where
karst is absent, the groundwater flow moduli do not exceed 3-4 l/sec/km2.
On the eastern slope of the Urals, karstic waters are observed occasionally in the
basins of the rivers Sosva and Vagran and are characterized by long-term groundwater
flow moduli of 3-3.5 l/sec/km2, while in basins devoid of karst they decrease to
2 I/sec/km2 and less.
The surface of the Ufa Plateau is composed of Lower Permian strongly karsted
calcareous and gypsiferous rocks, which easily absorb precipitation. Hence the increase
of groundwater flow modulis up to 4 l/sec/km2 in the basins of the Ufa River and its
tributaries Aya, Yuryuzan, etc., though in the territory adjacent to the plateau the
groundwater flow modulus is equal to 2-3 l/sec/km2.
Strong effects of karst on groundwater flow formation are observed in the Crimea.
Jn the mountainous part of the Crimea under common climatic conditions, ground-
water flow forms only in the area of Jurassic karsted calcareous sediments rich in
water, where flow moduli are 5-15 I/sec/km2 and more against the background of
Triassic, Jurassic, Cretaceous impervious rocks practically devoid of water.
(1) The groundwater flow modulus is defined as a volume of groundwater discharge
in a unit period of time from a unit of underground drainage area.
(2) The data on the characteristics of groundwater flow presented below are bor-
rowed from a set of groundwater flow maps of the USSR compiled by a group of
hydrogeologists and hydrologists under the scientific leadership of Professor B.1. Kou-
delin, the hydrological work was performed under O. V. Popov.
208

The effect of karst on groundwater flow is also observed in other regions. For
example, there are regions with anomalous values of flow moduli in karstic areas developed
among the mari-chalk rocks in the middle course of the Volga River, namely
in the basins of the rivers Serezha, Tesha and Pyana.
In the north, a small area of intensively karsted limestones and dolomites of Carboniferous
age, belonging to the Onega-North Dvina interfluve, occurs. Here, in the
basins of the rivers Emtsa and Vaimuga, the average annual value of groundwater flow
reaches 3.0-5.0 l/sec/km2, the background modulus value being 2.0-2.5 l/sec/kmz. In
the karsted basin of the Kuloi River, composed of Carboniferous limestones and dolomites
and Lower Permian gypsiferous sediments, the groundwater flow moduli are
equal to 5.0-6.0 l/sec/km2.
In theTiman Ridge, an increase in flow moduli from the edge to the centre amounting
to 4 l/sec/km2 is observed. This may be due to development of karstic and fissure-karstic
waters in Middle and Upper Paleozoic carbonaceous rocks.
Similar examples of increase in groundwater flow modulis in karstic areas also
can be found in the Black Sea zone of the southern slope of the Caucasus (Sochi-
Sukhumi), where flow moduli reach 35-40 l/sec/km2.
In karstic areas, a pronounced -increase in both average annual and minimum
groundwater flow moduli is observed. Thus, during the period of steady low water, the
long-term flow modulus for the Vishera River is 4.5 l/sec/km2, and for the karsted basins
of the rivers on the eastern slope of the Urals it is equal to 1.5 I/sec/km2. On the Ufa
and Onega-North Dvina plateaux the flow moduli are 3-3.5 l/sec/km2, and on the
Kuloi Plateau up to 4.0 l/sec/km2 and more, while for non-karsted river basins of these
regions minimum groundwater flow moduli range from 1 to 2 l/sec/km2. Sharp increases
in minimum groundwater flow moduli as compared with their zonal values are observed
in karstic areas of the southern slopes of the Caucasus, in the Crimea and in the middle
part of the Volga basin, etc. The controlling effect of karst on streamflow is thus manifested,
which was established by many hydrologists and hydrogeologists working in
karstic regions.
The controlling rôle of karst is manifested not only in annual redistribution of
streamflow, i.e. a decrease in spring floods and increase in stream low-water discharges,
but also in the ratio of groundwater Row to surface runoff. The portion of groundwater
Row in the total annual streamflow, or the so-called coefticient of base flow, invariably
increases in karstic areas.
Over most of the European territory of the USSR, the groundwater flow constitutes
20-30% of the total streamflow; in the south however it is less and in the north-east of
the country in the perma-frost area it is less than 10%. In the areas where karst is
developed, in the Urals, the Ufa and Onega-North Dvina plateaus and the Central
Devonian field, the coefficient of base flow increases to 40-50%; on the Kuloi Plateau,
in the area of the Caucasus and in the Crimea it is more than 50%.
The coefticient of groundwaterflow, i.e. the ratio of groundwater flow to precipitation,
also sharply increases in karstic regions. In karsted areas of the Kuloi Plateau, the
western slope of the Urals and the Caucasus, it is equal to 30-40% and more (from long-
term data), while in non-karstic areas it amounts to 10-20%. In the Crimea Yaiila, the
coefficient of groundwater flow reaches 70%.
In the Silurian Plateau on the coast of the Gulf of Finland, over an area of 3000 km2,
where recent intensive calcareous karst is developed (revealing itself on the surface as
single or multiple sink holes), surface runoff is absent altogether. All the precipitation,
except that lost by evaporation and transpiration, is absorbed by karstic rocks and
recharge the karstic waters to form groundwater flow. According to V. K. Kolotilshchi-
kov’s water balance investigations during the period of 1948-1954, evapotranspiration
209

losses constituted 41 to.61% of the total precipitation, the remaining 39 to 59% becoming
inflow and percolation into the limestone strata. For these seven years, an average of
38.7% of the total precipitation amount went to spring flow, and 2.5-23.2% went underground
to change groundwater resources and form deeper groundwater flow.
The phenomenon of intensive absorption of precipitation and surface runoff by
karstic rocks, exposed on the land surface, leading to elimination or sharp diminishing
of runoff is well known and observed in individuai areas of the Crimea Yaiila, the Ufa
Plateau and other regions of the USSR. G.A. Maksimovich and D.S. Sokolov give
examples of this phenomenon in many karstic regions of Italy, Morocco, Australia,
France, the Balkan Peninsula and other countries.
The “modulus of absorption” of the surface runoff in the Southern Urals in the
basins of the rivers Kamenka, Blinovka, Termenevkd, Pokrovka, etc., according to
P.V. Molitvin‘s observations, amounted to 4-5 l/sec/km2 in 1953 and 6-7 l/sec/kmz
in 1954; in the Uluir River basin it reached 4-6 l/sec/km2. For the karsted basins of the
rivers of the Onega-North Dvina divide and for the Pyarga River basin in particular the
“modulus of absorption” was 6.5 l/sec/km2 in 1949, for the Sukhaya Sheksna River
basin about 7.5 I/sec/km2, according to the same data.
The rivers mentioned above have a steady flow only at their mouths as a result of
karstic water discharge. Along all the river course steady flow is observed only in the
periods of spring floods, a significant amount of streamflow being lost in karstic rocks
at the bottoms of river channels and valleys.
However, losses of surface runoff and precipitation are largely of local nature and
lead to redistribution of groundwater flow in relatively small areas. Highly indicative
of this are the results of P.V. Molitvin’s investigations in the karstic regions of the
Northern and Southern Urals and the Onega-North Dvina interfluve.
The estimation of the water balance of the rivers Vagran and Sosva carried out by
P.V. Molitvin in 1947 showed that practically all the waters absorbed in the upper parts
of the basins of these rivers returned to rivers “at the moment of the rivers emergence
from the limestone band into the zone of non-karstic rocks, not influencing the water
volume at the final gauge station”. This phenomenon was also established by the same
investigator in the Southern Urals. The waters lost by surface runoff and channel flow
in the Kamenka River return underground to the Aii River, which is the main drainage
artery of the region .Within the area of the Aii River basin, 5384 kin2, the average annual
streamflow modulus becomes stable. The channel flow of the Emtsa River, the main
stream of the Onega-North Dvina interfluve, has also undergone great changes along
its course. These changes are due to the development of varied forms of calcareous karst
inits basin. However, with the basin area of 1467 km2 the streamflow modulus improves
and approaches the “climatic standard”. The flow which is lost “in the basins of the
rivers Pyarga and Sykhaya Sheleksna returns underground to the Emtsa River forming
large spring openings in its valley”.
The phenomenon mentioned above is of great importance to-the study’ of ground-
water flow in karstic regions. In regional estimation of the groundwater flow values and
natural groundwater resources in karsted territories using the method of river hydro-
graph separation, it is necessary to take sufficiently large basins, which according to the
classification of P.V. Molitvin, G.A. Maksimovich and L.A. Vladimirov are the so-
called “neutral river basins”, within which the exchange between surface and ground-
waters is of “closed” nature, i.e. absorption of the surface runoff and streamflow in
some areas of a basin is compensated by strong groundwater efflux in other areas.
Other types of rivers, namely, rivers “with predominance of flow losses in karstic rocks”
or “with partial flow loss into karst” cannot be used for estimatim and mapping of
groundwater flow and naturalgroundwater resources, as in this case:underestirnated
values of groundwater ,flow moduli wil be obtained. Conversely, karstic rivers “with
21Q

predominant groundwater drainage” wil give over-estimated values of groundwater
flow moduli due to groundwater movement from adjacent basins and due to lack of
coincidence of areas of surface and subsurface catchments. These rivers may be used
for the purposes mentioned above, ifthere is an opportunity to determine the areas of
subsurface catchments sufficiently precisely. These circumstances were taken into con-
sideration while compiling maps of groundwater flow of the USSR.
The characteristics of groundwater flow for karstic regions were obtained by the
method of separation of total streamflow hydrographs for sufficiently large basins of
from 1000-3000 to 10,000 kmz, and rarely 30,000 km2, which can be classed as “neutral
river basins”. However, the position of gauges on rivers has never exactly coincided
with the boundaries of karst development. In this sense, the data presented above are
somewhat conditional, though they reflect the principal features of groundwater flow
formation in karstic areas. If river gauges were located specifically, these features would
be expressed more clearly.
On the basis of the available material, obtained at the present time as a result of
many investigations, the following main conclusions can be made concerning the effect
of karst on the regularities of groundwater flow formation:
1. Karst leads to an intensification of groundwater flow. The averagelong-term, annual
maximum and minimum flow moduli (or inches of runoff), and the coefficients o
groundwater flow and base flow in karstic regions have markedly greater values than
the regional ones.
2. Karst interrupts the smooth zonal character of the distribution of groundwater,
flow values over the territory, which ordinarily depend on the climatic latitudinaif
zonation or vertical zoning in mountain-fold areas.
3. Within karstic regions, wide fluctuations of groundwater flow and surface runoff
are observed: areas abundant in water are replaced by arid waterless areas. This is due
to the nature of karst and hydrography of karstic regions.
4. Karst leads to redistribution of groundwater flow into rivers within relatively small
areas. When studying the groundwater resources of karstic regions by the genetic sepa-
ration of hydrographs of total streamflow, it is necessary to take sufficiently large
“neutral basins”, within which a full cycle of interrelation (exchange) of surface and
groundwaters takes place.
5. The large values of the moduli and coefficients of groundwater flow and base flow
in karsted regions are due not only to highly favourable conditions for absorption of
precipitation and surface runoff by karstic rocks but also due to the peculiar features
of the karstic water regime noted for its vigorous, turbulent and rapid groundwater
movement, relatively direct paths of water flow and well-developed recharge and dis-
charge areas. The average coefficients of groundwater flow for karstic waters are gener-
ally considerably higher than those for other types of groundwaters, excluding fissure
waters in mountain-fold structures.
6. The type of groundwater flow in karsted massifs in many cases (depending on the
type of karst) roughly resembles a streamflow regime and has the same phases with the
latter, but sometimes may lag behind the streamflow maxima and minima.
7. Karsted rock massifs are noted for relatively limited water storage as compared
with loose sediments. The average volume of interstices of karst massifs for large rock
blocks is typically a few per cent, whereas the porosity of loose sediments is equal to
tens of per cent. The values of groundwater flow moduli are conversely related. Accord-
ingly the time of renewal of karstic waters is much briefer than that of waters in loose
sediments.

The peculiarities of groundwater flow formation in karstic areas described above are
undoubtedly of a generalized nature. The regularities of the formation of groundwater
flow into streams are greatly influenced, apart froin karst, by other physiogeographic
factors-the presence of forests, lakes, marshes, the ruggedness of the territory, perma-
frost in the north-east of the USSR, the human factor, etc., which superimpose on the
principal factors which have been discussed above. The factors do not act in isolation,
but are interrelated. Only broad field experiments, which could be most easily achieved
in the programme of the International Hydrological Decade, wil help elucidate the true
rôle of karst in development of groundwater flow processes.
It should be pointed out that the typical features of the groundwater flow regime in
karstic areas, as described above, are of more general nature. They quite well characterize
groundwater flow in areas of fissure development in mountain-fold structures,in coarse
detrital rocks composing alluvial fans and in some other rocks, for example, young
quaternary lavas in the Armenian Highlands.
212

RESUME
LE REGIME DE TARISSEMENT DE LA FOUX
DE LA VIS
RTUDE PR~LIMINAIRE
Commune de Vissec : Gard
(Carte I.G.N. : Le Caylar XXVI-42, N”3)
J. FORKASIEWICZ et H. PALOC
Étude comparée de 11 courbes de tarissement d’une importante résurgence en
terrain dolomitique.
Analyse des courbes observées, extrapolées et décomposées, emploi des formules
et signification des résultats.
La Foux de la Vis (X = 69200, Y = 178,55) est la plus importante résurgence de
la région constituant les Grands Causses du Massif Central français, et l’une des plus
grosses sources de France.
C’est une source «de karst» dont le bassin d’alimentation se développe surtout
sur les calcaires et les dolomies jurassiques des causses méridionaux du Larzac, de
Campestre et de Blandas-Montdardier. Mais elle draine aussi, par l’intermédiaire de
captures souterraines dans les hautes vallées du Vissec et de la Virenque, les circulations
superficielles du versant sud du massif du Saint-Guiral formé de terrains primaires
pratiquement imperméables.
En période de très hautes eaux, ces captures ne sont pas suffisantes pour absorber
la totalité de l’écoulement : celui-ci réutilise alors le réseau superficiel creusé dans les
calcaires, empruntant sur plusieurs kilomètres en aval des points de captures les gorges
profondes, normalement à sec, du Vissec et de la Virenque. C’est à quelques kilomètres
en aval de leur confluence, sur la rive droite de la vallée ainsi formee, que se situe la
Foux de la Vis.
En période de moyennes et de basses eaux, ce n’est qu’à partir de cette résurgence
que se produit une circulation superficielle permanente dans la vallée : la rivière à
laquelle elle donne naissance est dénommée «la Vis)).
La localisation de la Foux est récente et son raccordement au talweg de la vallée
inachevé. Elle jaillit à 360 mètres d’altitude de la dolomie bathonienne et de nombreuses
grottes dans son voisinage attestent qu’elle s’est déplacée souvent dans ce niveau
dolomitique, et de plus en plus profondément.
C’est une source pérenne, bien que cette pérennité ait été interrompue au moins
quatre fois : en 1779 pendant 8 jours, en 1890 pendant 24 heures, en 1927 pendant
8 heures, et le 10 août 1961 pendant 6 heures.
Son débit d’étiage est élevé, rarement inférieur à 1 m3/seconde.
Son débit de crue paraît dépasser 10 m3/seconde.
A 4 km environ en aval de la source, une station de jaugeage (= prise de Navacelle)
a été aménagée par E.D.F. et, en dehors des périodes de très hautes eaux, les débits
mesurés peuvent être condondus avec ceux de la source, aucun apport ni aucune perte
ne se faisant entre ces deux points.
Nous avons eu à notre disposition les relevés des débits moyens journaliers pour la
période allant du ler janvier 1950 au 31 mai 1961(*). Ce sont ces relevés que nous
(*) Nous devons remercier ici MM. Brousse et Grand, ingénieurs de la
5e Circonscription Electrique à Toulouse, qui ont bien voulu nous confier ces relevés.
213

avons cherché à exploiter ici car il pouvait être intéressant, disposant de plusieurs
années d’observations, de préciser le régime de vidange de la source et de vérifier la
validité d’emploi des formules de tarissement habituellement utilisées pour caractériser
un exutoire.
Les services intéressés de 1’E.D.F. estiment que dans l’ensemble les relevés doivent
être assez précis pour les débits naturels inférieurs à 3 m3/s, c’est-à-dire ceux qui nous
intéressent surtout ici. Au-delà (débits naturels supérieurs à 3 m3/s) les évaluations
journalières faites seraient plus approximatives, certaines, au-delà de 10 m3/s, pourraient
même comporter une grosse marge d’incertitude.
La station est à l’altitude de 334,57 mètres et le bassin superficiel pour cette station
est voisin de 282 km2. Le bassin d’alimentation de la Foux, bien qu’encore imparfaitement
délimité, ne saurait être très différent de cette valeur.
Sur les quatre pluviomètres dont on pouvait disposer, un seul (Alzon) est situé à
l’intérieur du bassin versant superficiel de la Vis à la station, les trois autres (Le Caylar,
Saint-Maurice (bourg), Arrigas) se trouvant à sa périphérie.
Aussi est-ce avec la plus grande prudence que certaines observations doivent
être interprétées.
RELATIONS PLUIE-DEBIT
Afin de pouvoir analyser l’évolution du débit de la Foux en étiage et caractériser
ainsi le comportement de l’aquifère en régime rigoureusement non influencé, nous avons
cherché a déterminer l’influence de certaines pluies de saison sèche sur le débit de la
source.
Les résultats obtenus ne sont donnés qu’à titre indicatif, parce que d’une part
les 4 stations pluviométriques déjk mentionnées ne reflètent qu’imparfaitement la
pluviométrie réelle du bassin, en raison de leur petit nombre, et que d’autre part le
bassin étant relativement étendu et peu homogène du point de vue pluviométrique,
l’influence d’une pluie sur le débit de la source pourra Qtre très différent selon sa
localisation sur le bassin.
Toutefois, ayant pu disposer de nombreuses moyennes entre les quatre postes,
nous pouvons admettre comme twalables statistiquement)) les constatations ci-après :
- Les pluies d’étiage, inférieures à 10 mm, et isolées, n’influencent pas d’une
manière sensible le débit de la Foux.
- II suffit cependant que plusieurs pluies inférieures mais assez voisines de 10 mm
se succèdent pour provoquer une stabilisation temporaire du débit, ou un ralentissement
de la décroissance du débit de la source.
- Lorsqu’une influence se fait sentir, elle se manifeste à la source (station E.D.F.)
1 à 2 jours après la pluie.
11 est certain que cette influence des pluies sur le débit demanderait à être précisée
en fonction des nombreux paramètres que nous n’avons pas eu la possibilité d’étudier
ici : situation d’une averse dans le cycle hydrologique, durée et intensité, état de
remplissage du karst etc ...
Mais ne s’agissant pas d’un bassin versant expérimental, nous n’avons pu que
rechercher les seules indications qui nous étaient nécessaires pour sélectionner et
interpréter nos diverses courbes annuelles de tarissement.
ANALYSE DES COURBES ANNUELLES DE TARISSEMENT
Les périodes choisies pour l’analyse du régime de tarissement de la Foux de la Vis
sont les suivantes :
214

1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
I959
1960
du 19 mars au 15 octobre
du 19 mai au 12 octobre
du 4 mai au 20 octobre
du 20 mars au 15 septembre
du 16 mai au 22 novembre
du 1 er février au 23 septembre
du 30 mars au 24 septembre
du 17 juin au 10 décembre
du 4 avril au 15 septembre
du 30 avril au 4 septembre
du 28 mars au 26 juillet
210 jours
146 jours
169 jours
179 jours
190 jours
234 jours
i80 jours
175 jours
169 jours
127 jours
120 jours
Elles correspondent aux périodes pendant lesquelles le débit de la source décroissait
d’une manière plus ou moins régulière (pluies d’étiage et crues parasites) mais assez
continue.
L’action des précipitations survenant au cours de ces périodes peut être de deux
sortes :
- ou bien elles retardent le tarissement provoquant un décalage dans le temps de la
courbe de tarissement, comme par exemple pendant l’étiage 1953 (fig. Za), ce qui
signifie qu’il y a eu une recharge sensible des réserves;
- ou bien, si l’action des pluies est momentanée, l’hydrogramme de la nouvelle
décrue peut rattraper la courbe de tarissement au bout d’un temps plus ou moins
long, comme par exemple pendant l’étiage 1951 (fig. 1 a).
Dans le cas où l’on n’observe pas une courbe continue de tarissement en raison
d’une recharge des réserves sous l’influence d’une pluie d’étiage, ou s’il y a eu simplement
changement de vitesse de décroissance du débit, on a intérêt à séparer la partie
régulière représentant le tarissement pur tel qu’il se serait produit sans l’intervention
de la pluie d’étiage, de la partie modifiée sous l’influence de cette pluie (cf. figures 1 a
et 2n).
Nous avons donc essayé de reconstruire ces courbes de tarissement pur, que nous
appellerons par la suite

21 6
li
----___
------
Fig.la
Fig .I b

Fig. IC
Fig. 1 - Foux de la Vis. (Année 1957).
1 a : Courbe de tarissement observée et extrapolée.
1 b : Décroissance du débit en diagramme semi-logarithmique. log Q = f(t)
(hydrogramme observé).
1 c : Hydrogramme extrapolé et sa décomposition.
1 d: Essai d'application de la formule l/Qt2 = I/Qo2+Bt.
217

La formule permet de prévoir en période de régime non influencé (tarissement pii-)
quel sera le débit de la source au bout d’un temps f si l’on connaît le débit Qo au
temps to.
L’intégration de la formule permet d’évaluer le stock d’eau disponible contenu
dans les réserves souterraines à un instant t à partir du débit Qt correspondant à cet
instant :
I-.
‘x
Volume du stock = Qo e-“ dt = go = QoT
a
u-
pour I = 10
R~LTATS OBTENUS PAR APPLICATION DE LA FORMULE EXPONENTIELLE À LA Foux
DE LA VIS
Les diagrammes semi-logarithmiques (figs. 1 b et 26) où sont reportés en ordonnées
les débits observés en m3/s en échelle logarithmique, en abscisses les temps corres-
pondants, montrent que ces débits s’alignent convenablement seulement au bout d’un
temps assez long, ne donnant que des tronçons de droites qui sont courts par rapport
a la durée totale de la vidange.
Ainsi :
En
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1960(*)
Les points commencent
à s’aligner au bout de
i 30 jours
100 jours
100 jours
122 jours
108 jours
90 jours
50 jours
53 jours
(*) Les années 1957, 1958 et 1959 donnent des courbes.
A partir de qo =
i,i m3/s
1,6 m3/s
i ,I m3/s
l,i m3/s
2,0 m3/s
2,4 m3/s
2,8 m3/s
3,3 m3/s
Le coejïcient de tarissement OL uane ainsi de 0,0025 à 0,OI. On constate donc :
- Qu’il n’est pas possible de ramener ici la décroissance du débit en période de
vidange à une simple fonction exponentielle. Seules les parties terminales des
hydrogrammes obtenus (à l’exception des années 1956 et 1960) donnent des droites
218

dont les équations montrent une décroissance lente du débit qui correspond bien
à la vidange d’un réservoir en régime laminaire.
- Que le coefficient de tarissement habituellement utilisé pour caractériser une source
de karst, varie ici d’une année à l’autre. Cette variabilité pourrait être la conséquence
d’une hétérogénéité du bassin et d’une alimentation des réserves irrégulière dans
le temps et dans l’espace : les différentes valeurs de a pourraient par exemple corres-
pondre à une alimentation préférentielle de telle ou telle partie du bassin ... mais le
manque de points d’observation ne permet pas de conclure sur ce point.
ANALYSE DES COURBES EXTRAPOLEES DE TARISSEMENT
La partie supérieure de l’hydrogramme, celle qui donne une courbe en coordonnées
semilogarithrniques, indique qu’au début de la vidange il y a plusieurs régimes de
décroissance des débits qui se superposent au régime laminaire. Une première étude
de la Foux de la Vis a d’ailleurs déjà permis à l’un d’entre nous de reconnaître à la
dolomie un comportement aquifère qui rend bien compte de cette superposition de
plusieurs types d’écoulement.
Théoriquement, il est possible de séparer sur l’hydrogramme reporté en coordonnées
semilogarithmiques les différentes composantes de l’écoulement.
Les courbes de décrue de chacune des composantes sont alors représentées approximativement
par des droites de pentes différentes.
En décomposant pour la Foux de la Vis les ((hydrogrammes extrapolés)), on se
rend compte qu’il y a pour la plupart des années trois composantes d’écoulement
(figs. 1 c et 2c). Si l’on veut alors analyser le tarissement à partir de la pointe, le débit
de tarissement de la source à l’instant t sera la somme de trois (ou méme quatre pour
l’année 1950) exponentielles :
Les débits 40, 40 et q‘l et les coefficients al, a2 et a3 correspondant aux trois différentes
sortes d’écoulement, doivent être cherchés chaque fois sur les droites qui leur
correspondent. La somme de q’+q”+q”’ étant égale au débit observé.
Au bout d’un certain temps les premiers termes de 1’8q”ation peuvent être
négligés : ainsi :
Pour l’année 1953 (fig. 2c), la formule complète de tarissement en partant de
l’instant r = O et du débit de la pointe est la suivante :
le débit de la pointe observé = 10,8 m3/s.
Après 13 jours, le premier terme devient négligeable et la formule devient (en
tenant compte de la décroissance du débit) :
e -0,003Zt
Q = q” e-a2t + qlf‘ e-a3t = 1,2 e-0,048t + 1,3~
Et après 90 jours, elle peut être simplifiée à son dernier terme :
Q = 1,1 e-0,0032t
Le volume initial disponible serait donc la somme de trois volumes différents :

220
Fig.20

E I
Fig.2c
Fig. 2 - Foux de la Vis (Année 1953).
2a : Courbe de tarissement observée et extrapolée.
2b : Décroissance du débit en diagramme semi-logarithmique. log Q = f(t)
(hydrogramme observé).
2c : Hydrogramme extrapolé et sa décomposition.
2d: Essai d’application de la formule l/Qt2 = 1/Qo2SBt.
22 1

Le volume en fin de période de vidange serait seulement fonction du débit q”’ et
de m3 et correspondrait à celui des micro-fissures :
Veen in, = 9“’ . 86.400
u3
La différence des deux volumes donnant le volume d’eau écoulé pendant l’étiage :
volume écoulé = (Vo - I.-e)
Les tableaux ci-dessous donnent les coefficients de tarissement des différentes
composantes de l’écoulement (tableau I), et les volumes initiaux disponibles, résiduels
CE fin d’kt‘tiage, et écoules pendant l’étiage, pour les années étudiées, à l’exception de
1957 et 1958, les précipitations ayant été trop importantes pendant les étiages de ces
2 années pour qu’il y ait eu tarissement (tableau II).
TABLEAU I
Coeflcients de tarissement de diffirentes composanies de l’écoulement
Année
Débit observé
à l’origine
&O en m3/s
Cc0 a1 a2 u3
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1958
1960
10,4
17,5
18,6
10,8
14,4
24
10,3
10
22,4
1 0,286
0,4
0,286
0s
0,5
1
2
-
1
3
TABLEAU II
0,036
0,056
0,05
0,048
0,063
0,083
0,091
0,091
0,143
1950 1,3 793 52,O 60,6 31
1951 2J 67 54,5 63,5 31
1952
1953
3,4
1,3
8,6
3,6
65,6
37,4
77,6
42,3
39
21,4
1954
1955
0,9
171
7,6
8,1
54,O
61 ,O
62,5
70,2
24,9
20,9
1956
1958
1960
02
0,3
0,4
3,1
497
3,5
43,2
41,4
45,8
46,5
46,4
49,7
16
20,8
14,7
V, : volumes initiaux,
Ve : volumes résiduels en fin d’étiage,
Yo- Ve : volumes écoulés pendant l’étiage.
(Volumes exprimés en 106 m3).
222
0,0025
0,0038
0,0030
0,0032
0,0042
0,0045
0,007
0,0042
0,01
29,6
32,5
38,6
20,9
37,6
49,3
30,5
25,6
35,0

Les pourcentages des différents volumes qui entrent en jeu pour chaque année
considérée sont les suivants :
Année t‘O vó V: Vo’
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1958
1960
% %
12 86
10,5 86
11 84,6
8,5 88,5
12 86,5
11,5 87
63 93
10,2 89,2
7 92
Ces résultats permettent de préciser le comportement hydraulique de l’aquifère
de la Foux de la Vis :
1) Ils mettent en relief l’existence de vitesses de décroissance très différentes : à
03 correspond une vidange très lente, en régime laminaire, tandis que les vitesses sont
beaucoup plus rapides pour a2 (environ 14 fois plus rapides que pour a3) et pour mi
(environ 150 fois plus rapides que pour a3) : nous interprétons ces différences de vitesse
comme étant la conséquence de la juxtaposition de plusieurs types de porosité dans le
bassin d’alimentation de la Foux.
2) En ce qui concerne les volumes, on voit que dans tous les cas c’est le volume
Vó - qui correspond à a3 - qui est de beaucoup le plus important par rapport à
VA et Vi, constituant de 850,; (1952) à 93% (1956) du volume total à l’instant initial :
nous admettons que ces indications traduisent la prédomipance des micro-fissures
dans l’alimentation de la résurgence et nous lions cette porosité à la présence très
générale des dolomies du Bathonien (et du Lias) dans le bassin d’alimentation de la
Foux de la Vis.
3) Les différentes valeurs des coefficients a observés pour chaque année montrent
qu’il est risqué de vouloir caractériser le régime d’une source par de tels coefficients
si l’on ne dispose que d’une année d’observation. Nous avions déjà indiqué la difficulté
de tracer une courbe moyenne de tarissement de la Fou pour I’epsemble de ses étiages.
La figure 3 souligne ainsi que pour un même débit observé, les volumes résiduels peuvent
être très différents selon l’année considérée, variant parfois du simple au double. 11
paraît donc de la plus grande importance, si l’on veut que ces coefficients aient une
rigoureuse signification, de les relier de très près au régime pluviométrique d’un bassin,
et plus précisément à la répartition dans le temps et dans l’espace des averses sur ce
bassin. Faute de mieux, il sera préférable de donner des intervalles de variations de
ces coefficients pour le cycle d’années d’observation.
EMPLOI D’UNE AUTRE FORMULE
L’application de la formule exponentielle, parce qu’elle nécessite la décomposition
de l’hydrogramme observé, est dans le cas de la Fow de la Vis d’un usage peu
commode : en effet cette décomposition ne peut être faite que lorsque l’on connaît la
223

partie terminale de I’hydrogramme. Ainsi elle ne permet pas de prévoir le débit à
l’instant t2 en fonction du débit Q1 observé à l’instant t1 si l’on ne connaît que la
partie initiale de l’hyàrogramme, ni de calculer le volume emmagasiné en cet instant.
Aussi avons-nous procédé à la recherche d’une autre formule (cf. H. SCHOELLER 1948).
15.
IQ
9-
L
7.
b
5-
4.
3-
2.
1.
I
I~~~~
I
l
I
I
l
I
l
I
1 I
l
I 1
\
i ;
I i
I :
i ;
+
‘60
-Volume résiduel en l06d
I 80 70 60 50 40 30 20
Fig. 3 - Foux de la Vis. Volumes résiduels (d’après la formule exponentielle).
En étudiant la relation qui existe entre d4/dt et 4 qui ne nous a pas donné de
résultat, et ensuite entre log (-dqldt) et log 4, nous arrivons à une formule du type :
elle correspond à une nappe libre en régime mixte ou turbulent.
224

Dans notre cas n serait égal environ à -0,5, ce qui donnerait :
1 1 1
---
Q? Qg
- -i- Bt OU Q, =
Qo et Qt étant les débits observés aux instants to et t, et B un coefficient de décroissance
du débit.
Cette équation donne une droite en diagramme arithmétique si l’on porte :
- en ordonnées, l’inverse du débit observé au carré,
- en abscisses, le temps correspondant.
La pente de la droite permet de calculer 8.
Les graphiques obtenus (figs. id et 2d) montrent que l’on obtient de très bonnes
droites, notamment pour l’étiage 1951.
Au cours des autres étiages les crues survenant pendant la Mdange donnent une
dentelle de points et décalent les droites, mais en prenant les débits sur les courbes
extrapolées de tarissement (figs. i a et 2n), on arrive trks bien à tracer des droites pour
tous les étiages, sauf pour 1957 et 1960.
L’intégration de la formule entre deux instants donnés donne le volume d’eau
écoulé pendant cet intervalle :
donc :
’-> (VO - Ve),, m3 = 2 (-L - ‘ 86.400
P QI QO
Le tableau ci-dessus résume les résultats obtenus :
Année QO ß ( vo - Ve)
en 106 m3
1950 10,4
1951 17,5
1952 18,6
1953 10,8
1954 14,4
1955 24,O
1956 10,3
1958 10,o
1959 t6,7
0,0059
0,0040
0,0034
0,0093
0,0037
0,0028
0,0037
0,006
0,0041
En ce qui concerne 8 les valeurs sont assez homogènes.
Les valeurs des: volumes d’eau écoulés sont comparables à celles obtenues par la
formule exponentielle (cf. tableau II).
30
32
36
21
36
46
31
26
15
225

Ainsi, cette formule, beaucoup plus simple donc d’usage plus facile que la formule
exponentielle, a l’avantage d’être la méme pour toute la période de vidange. Elle
permet de prévoir le débit de la source en fonction du débit Qo observé à l’instant to,
en ne connaissant que le début de la courbe de vidange, ceci bien sûr en régime
non influencé.
En ce qui concerne l’appréciation des volumes, l’intégration de la formule permet
de calculer le volume d’eau écoulé entre deux instants, et seulement lorsque la durée
entre ces 2 instants est assez longue. Par contre, elle ne permet pas de calculer le
volume emmagasiné à un instant donné - l’utilisation de la formule entre un temps
donné et l’infini donnant toujours un volume infini - et c’est là son principal
inconvénient.
BIBLIOGRAPHIE
C. DROGUE, 1964, Etude géologique et hydrométrique des principales résurgences de
la région nord-montpelliéraine : sources du Lez, du Lirou et de Sauve. Thèse
3e cycle, C.E.R.H. Montpellier. Avril 1964.
H. PALOC, 1962, Contribution à la connaissance des circulations karstiques dans une
région type du midi-mediterranéen. Observations sur le comportement aquifère
des dolomies, Mémoires de I’A.I,H., tome V. Réunion d’Athènes, pp. 243-248.
- 1964, Carte hydrogéologique de la région karstique nord-montpelliéraine à
l’échelle du 1/80.000. Edition B.R.G.M., Paris. Foux de,la Vis : numéro 211.
H. SCHOELLER, 1948, Le régime hydrogéologique des calcaires éocènes du synclinal
du Dyr-El-Kef (Tunisie), Bull. Soc. Géol. Fu., 5e série, tome 18, pp. 167-180.
- 1962, Les eaux souterraines, Edition Masson et Cie, Paris, pp. 205-214.
226

RESUME
STATISCICAL ASPECT OF THE PROBLEM
ON THE PERMJ3ABILITY OF THE JOINTY ROCKS
RATS M.V. and CHERNYASHOV, S.N.
Aspects statistiques du problème de la perméabilité des roches fissurées
L’étude des paramètres de perméabilité à l’eau des roches fissurées (coefficient de
filtration, coefficient d’absorption spécifique de l’eau) permet d’appliquer à l’analyse
de ces roches l’appareil de la statistique mathématique.
Dans la présente étude, les auteurs étudient les lois qui régissent la répartition des
paramètres de fissurabilité et de perméabilité de ces roches, et examinent du point de
vue statistique l’hétérogénéité ou l’homogénéité de la fissurabilité et de la perméabilité.
Ils proposent des critères à appliquer pour distinguer les milieux homogènes des
milieux hétérogènes, et ils déterminent les limites dans lesquelles peuvent s’appliquer
les différentes lois de répartition des paramètres de perméabilité : le paramètre loga-
rithmo-normal, le paramètre de Maxwell et le paramètre normal.
Ils donnent des exemples d’application des méthodes statistiques, à l’analyse des
variations géographiques des paramètres de fissurabilité et de perméabilité, en fonction
des conditions géologiques telles que le développement du karst et d’autres phénomènes
physiques ou géologiques.
The problem of statistical description arises in cases one studies popular processes
and an investigator is interested in summary results of the process. Such description
proves to be possible when the process is characterized by “Stability of frequencies” i.e.
when experimented under similar conditions the trials yield in homogenous (Stable)
results. As experience shows parameters of jointing and permeability to water prove to
be stable within the limits of geologically similar parts. As appears from the above
statistical study of distribution laws of jointing and permeability to water parameters
is possible on condition of careful and tedious investigation of the geological region
structure.
For practical uses the solvation of jointing quantity study wil be satisfactory if one
succeeds in constructing the mathematical model of fracture net, breaking the massif
of rocks. This problem is to be solved with the help of statistical genetic method of
jointing research (Rats 1963, Rats and Chernyashov 1965). According to this method
each of the jointing parameters (fracture length, distance between the fractures, their
width and orientation) is studied statistically, separately for each system of jointing
developed in massif(*).
Hypothesis on logarithmically normal distance distribution between neighbour
fractures and lengths for fractures of different origin in rocks of different composition
and age has been checked with the help of K. Pirson’s criterion x2 in Rats and Cher-
nyashov’s work (i 965). Proper coincidence of data with lognormal distribution gives
the opportunity to use the lognormal law for getting the most effective estimates of
mean and dispersion density and fracture length for estimation of the required quantity
of measurements and so on. (Aitchison and Brown 1957).
These estimations in comparison with ordinary ones give the possibility to get the
same precision (for given reliability) in the presence of less quantity of definitions, while
difference in quantity of the required definitions increases considerably with the rise of
logarithm dispersion.
* Under system of jointing we mean a lot of fractures roughly parallel to each other
and making a single maximum on the net of azimuthal projection.
227

Two models were proposed in the USSR for transition from the jointy parameters
to the permeability parameters of the jointy massif. G.I. Barenblatt and others (Barenblatt,
Zheltov and Kochina, 1960) have deduced an equation of the underground water
movement in the rock massif, broken by the chaotically oriented fractures. In their
model they have taken into account jointy permeability and interblocked pory permeability.
The single parameter L has been introduced for characteristic of all geometric
peculiarities of the medium. It is not likely yet to get L estimation for the real massif
by means of the experiment. Another model was introduced by E. S. Romm (Romm
and Pozinenko, 1963). In this model the rock massif is presented as the medium broken
by some systems of strictly oriented infinite fractures. Fracture width and the distance
between them, besides orientation, has been taken into account. Permeability parameters
are presented by the function of the assumed parameters and tensor magnitudes.
E. S. Romm has given the analytical expression of the jointy parameter connection with
the components of the permeability tensor. It is not unlikely, using his equations and
jointy parameter estimation, discovered by means of statistics, to define the permeability.
It is not unlikely either to accomplish the inverse task-to find jointy width estimations
using permeable parameter estimations and distance between joints. Such a task has
been achieved by the authors while studying Tolstomys trapp intrusion, the river of
Angara. Estimations of orientation fracture parameters, average distance between
fractures and permeability magnitude Kf has been obtained by means of statistical
treatment. Estimation of the average fracture width and the massif porosity has been
calculated on the basis of these data. The calculations have been made for some genetically
separated intrusion parts of different jointing and, consequently, of different
permeability. The porosity n% for the internal part of the intrusion has been defined
by V.I. Koptev by means of ultrasound well logging. Estimation x 0.2% has been
achieved by him which properly coincided with the result of calculations which gave
for this part of the intrusion n O. 1 %.
The principal quality of jointing and permeability is their spatial heterogeneity.
We’ll distinguish 3 types of heterogeneity subdivision (orders of heterogeneity).
Heterogeneity of the 3rd type (order)-that is the established in petrography structure
heterogeneity of the rocks; form difference, grain (crystal) size difference, heterogeneity
of cement and pore distribution, different character of the contracts between grains,
presence of microjoints and so on. Owing to this heterogeneity two samples of mostly
homogeneous rock wil possess porosity and permeability of different degree.
Heterogeneity of the 2nd type (order)-is a heterogeneity of structure andcomposition
of the rocks within the limits of one bench rhythm, layer, which is widely known in
hydrogeology; interstratification of the rocks of different composition, presence of
macrojointing, small tectonic, non-tectonic dislocation and so on. On account of this
heterogeneity two test pumpings, two superchargements in the boreholes within the
limits of mostly “homogenous” element of the massif wil never yield the same results.
At last heterogeneity of the 1st type (order)-that is heterogeneity of the rock massif
which is well known in geology: presence of different by suites composition structures
texture, facies, variability, magma intrusion, different degree of lithification tectonic
faults, zone of hydrothermal action, weathering relief of the above situated rocks and
so on. Heterogeneity complex of the Ist type (order) is no other than geological structure
of the massif. All the engineer and hydrogeological prospecting work is usually aimed
at the exposure and study of the 1st type (order) heterogeneity.
All the above mentioned heterogeneities have two common qualities: (i) their
relative character (homogeneity or heterogeneity depends on the detailed consideration)
and (2) their statistical nature.
The idea of heterogeneous relativity may be illustrated by the graph of structural
heterogeneity (see also Fridman, 1956)-figure 1. Size of structural heterogeneity is to
be placed on the abscissa axis, line size of the zone of exploration or of the influenced
228

zone, i.e. the doubled influence radius while pumping, sample size, if one studies core
permeability, length of the pressure front in a dam range and so on-on the ordinate
axis.
Fig. 1 - Graph of structural heterogeneity of the rock massif M,N-predominant
areas of different distribution laws on permeability-lognormal, Maxwell and
normal (Gauss') respectively.
The graph diagonal differentiates at the 1 st approximation area, representing the
homogenous structure (from above) and heterogenous one (at bottom). The border in
the first approximation is given conditionally according to the ratio Lg/Lc = 10. In
the upper part (Lg/Lc> 10) heterogeneity is statistically levelling and becomes apparent
to us as the medium quality. In other words, one can suppose some equivalent homogenous
medium for the top of the graph having the same qualities as the real medium
with heterogeneityk

entire fracture mapping with 1:50 scale on 40 sq.rn. was taken as an example. The area
was divided at random first into 10 right-angled small parts and then into 5. While
dividing the area into 10 parts, hypothesis on even distribution is rejected. Fact material
doesn’t contradict with the even distribution hypothesis in decreasing the number of
parts of the area twice as little.
That is why it is useful to differ heterogeneities concerning their relation to the size
of influence sphere in each specific task. They are as follows:
(i) Heterogeneities of the highest order that represent themselves in the form of qualities
of the equivalent homogenous medium and
(2) Effective heterogeneities conditioning dispersion of the test results (the hatched areas
on the graph). Size of these heterogeneities (upon the average) is at an order higher
than the influence area size (Lg/Lcw IO). These are, for example, heterogeneities of
the 2nd order (macrojointing) while test superchargement in boreholes.
(3) Heterogeneities of the lowest order are those which sizes are more than (or equal to)
the sizes of the influenced zone. Statistical nature of these heterogeneities is being
hazed: they display themselves as macroscopic ,phenomenologic peculiarities of the
structure. Such are for example, heterogeneities of the Ist order (geological structure
of the massif and its elements) while carrying out test-filtration works which are
considered at the end of the report.
Permeability is an additive function of jointing. If one supposes jointy parameters
in the first approximation as interindependent then using conclusion of the statistical
physics, one can write:
Y= 16 (1)
where V - ratio of permeability variation.
II - fracture quantity (or ways of filtration) in the researched volume.
In other words, variation of permeability diminishes with growth of the filtration
canal number in the researched volume. At the same time the change of the researched
volume doesn’t influence the average permeability magnitude.
Permeable dispersion depends, in fact, on filtration canal number in the rock volume
involved in the test sphere, as B.T. Baishev (1960) proved and as appears from the facts
given in Law’s work (1944), Beljaev’s work (1959) and the rest. A similar idea belongs
to Lyikoshin (1958). The form of the curve of distribution is to be changed parallelly
to dispersion alteration because the distribution curve of the permeability parameters
is asymmetrical with the left assymmetry. Definition results of the porous permeability
on the samples of the oil wells are distributed logarithmically normal, as that was first
discovered by J. Law. Research of the rock permeability in the borehole by geophysical
methods gave less asymetrical Maxwell’s distribution (B. T. Baishev, 1960). At last,
filtration test of the alluvial deposits with large depression radius gives seria of results
with normal distribution (B. T. Beljaev, 1959). Influence limits of all three distribution
laws are seen on figure 1, and correspondent curves of distribution are shown on figure 2.
Dependence of curve distribution form of the permeability parameters from filtration
canal quantity, involved in the test sphere appears as dependence of the distribution
form from the test volume. However, this connexion is indirect. W.C. Walton and
J. C. Neil (1963) have got the same lognormal law of the results distribution by hydro-
dynamical method while researching jointy permeability T. Law of dolomites have got
the same results in the porous cores. Test volume in these cases differs at least in IO6
times. Grain volume (d = O. 1 sm) differs from the block of jointy dolomite (a = 10 sm)
at the same order. Consequently, in J. Law’s trials as well as in Walton and Neil’s were
tested the equial quantity of filtration canals.
Checking up of the coincidence empiric distribution of permeability parameters
that have been got by means of Gidroproekt engineer and geological research at different
230

parts of the USSR and for different rocks with theoretical lognormal distribution
confirms Walton and Neil’s conclusions (table). Checking up of mutual independence
of the test results has been carried out that have given the positive results, as checking
up of the distribution law has the sense only for mutually independent or slightly
dependent magnitudes.
P
4. O
O. 8
O, 6
a4
I22
O i 2 3
Fig. 2 - Principal distribution types of permeability:
u) Lognormal;
b) Maxwell;
c) Normal.
4 5
Conclusion on coincidence of permeable parameter distribution-specific water
absorption and filtration ratio KF-with theoretically lognormal distribution gives the
opportunity to calculate the estimations of these parameters (Aitchison, Brown 1957).
Influence analysis on jointing and permeability of the lowest order heterogeneities,
especially of the geological structure of the massif is of great interest together with the
mentioned above effective heterogeneities.
(i) With bad thickness expansion the distance between “common” fractures as well
as their width increases. Giving the qualitative analysis to these dependence D. S. Soko-
lov (1962) considers that with increasing of the limestone bed thickness the massif
permeability is to be increased too. Quantitative estimations for the sandstones of
Ordovician flysch (Central Kazahstan) have been carried out by Rats (1963). According
to the field measurements of jointing (fig. 3).
Ig o = 0.41 lg nz + 0.45 (2)
lg 3 LI = 0.41 Ig m -0.64 (3)
where rn - bed thickness, sm;
a - average distance between neighbour fractures, sm;
An - average fracture width, mm
For filtration cases, perpendicular bedding (along a fracture) by Romm’s formula
we may get:
Kf = 0.82Igm-0.19 (4)
where Kf - permeability m/daily;
m -bed thickness, sm
23 1

4-
Treatment of test-filtration work with calculation of Spirman's rank correlation has
confirmed the considerable permeability increasing at the areas, complicated by rough
flysch with increased bed thickness.
Fig. 3 - Parameter dependence of the "common" fractures from the bed thickness of
sandstones:
u) Dependence of average distances between neighbour fractures (a) on layer
thickness (m) ;
6) Dependence of the average fracture width (u) on bed thickness.
(2) It is known that near the earth surface the rock massifs are subjected to exo-
genetic deformations and weathering. According to D. S. Sokolov (1962) exogenetic
deformations always promote the permeability increasing and its heterogeneity. Weath-
ering increases or diminishes the permeability. It depends on geological conditions.
The diagrams of alteration with the depth of specific water absorption in the zone of
exogenetic deformations are shown on figure 4.
232
-Ja- , w,
*I7
*/*
. .

Average values q at some dozen metres depth have considerable stability. With
approaching the surface they suffer specific alterations. First of all as a result of the
massif discondence permeability increases. Further on, as the degree of the rock weath-
ering increases, this intensification either slackens and then near the surface transits
e
X
X
%
X
X
' kX
Fig. 4 - Dependence of permeability to and its dispersion on depth of the test interval:
a) In sandstones, aieurolite, argillites, of Tushamyask Carbon, ferous, period series
(Middle Angara basin);
b) In trapps (Middle Angara basin).
233

s,
b
&
*
2
b
bo
a
C
'E: .
e
U
M
-
E
-E.
W
2
v>
vi
9
3
W
a.
oi
d:
3
a
x
*
O
O
r
*
e
*
e
o
*
-e
*
vi
d
I
N
r-2
ò
I
a.
2
I
234

abruptly into permeability lowering as a result of fracture culmatation by clay products
of weathering (fig. 4a), or intensification increases as a result of weathering fracture
formation (fig. 46). In the last case, as it is observed from the dispersion alternation
diagram D lg a: permeability heterogeneity increases to the surface too. Similar depen-
dences have been got by the authors for granites in different regions and for Ordovician
red deposits of the Eastern Siberia. Similar dependences were described by E. Wigel
(1962) for slates of the Rhine slate mountains.
(3) The regular alterations of permeability near the Tolstomis trapp instusion
contact with the enclosed rocks are shown in figure 5. They are connected with strength-
ening near the contact of the trapp primary jointing and with strengthening of the
joints of sedimentary rock troubled while being intrused.
Fig. 5 - Dependence of permeability on distance on intrusion contact with the enclosed
rocks. Below-trapps. On top-sedimentary rocks.
235

The stated above statistical analysis methods of jointing and permeability of the
jointy rocks may be used for permeability research of the karsted massifs and the karst
formation processes. For example, statistical analysis of permeability dependence from
the layer thickness gives quantitative expression to D. S. Sokolov’s conclusions on
permeability of increased layer thickness and consequently the heightened intensity of
the karst formation processes in them. Karst development leads to the increasing of
the average magnitude and fracture width dispersion and fracture permeability. In
accordance with this the statistical analysis for jointy and permeability parameters for
limestones of possible different degree of karsting will make the research of the karst
formation process. It stands to reason that the statistical method serves the cause of
addition to the qualitative geological analysis and substitutes the latter on no account.
236

EXPLOITATION D’UNE NAPPE KARSTIQUE CAPTIVE
À EXUTOIRES SOUS-MAIUNS
PROBLÈMES POSES ET SOLUTION ADOPTEE
COTE LIBANAISE
RESUME
Louis MOULLARD (I), Borivoje MLJATOVIC (2), René KAREH (9
et Bernard MASSAAD (4)
Dans la région de Chekka, Liban-Nord, d’importantes quantités d’eau (6 m3/sec
en période d’étiage et plus de 50 m3/sec en hiver) jaillissent dans la mer par plusieurs
sources sous-marines situées entre 20 et 2000 m de la côte.
Deux problèmes principaux se posent :
a) Etude des possibilités d’invasion de l’eau de mer à partir des sources sous-marines;
b) Captage de la nappe karstique sur la côté en des points où l’écoulement souterrain
et les charges sont convenables.
Les phénomènes sont schématisés de la façon suivante :
i) Les calcaires sont recouverts de marnes sénoniennes et les sources sous-marines
jaillissent soit en des points où l’épaisseur des marnes est faible, soit le long de
fissures traversant ces marnes;
2) Les calcaires sont compacts dans certaines zones alors qu’ils présentent dans
d’autres des fissures importantes typiquement karstiques. L’existence de ces canalisations
souterraines très importantes est confirmée par la rapidité de l’incidence des
pluies alimentant ces calcaires sur les débits enregistrés aux différents exutoires et
les niveaux piézométriques;
3) Certaines sources sous-marines sont permanentes alors que d’autres (comme la
plus importante Siz) se tarissent en fin de période d’étiage, ce qui provoque une
entrée d’eau salée dans les canaux karstiques.
Toutes ces remarques nous permettent de considérer ce système hydraulique comme
un équilibre dynamique entre l’eau douce et l’eau salée dans des canaux karstiques
suivant la relation :
AP (H+h)pg-Hps g
AP = Variation de pression;
H
h
p
pz
g
= Hauteur de l’eau de mer;
= Hauteur de l’eau douce au-dessus du niveau de la mer;
= Densité de l’eau douce;
= Densité de l’eau de mer;
= Accélération de la pesanteur.
La conclusion de ces études préliminaires a abouti à des essais de pompage exécutés
dans des forages ayant recoupé des fissures dans les marnes communiquant avec les
calcaires cénomaniens. Les résultats définitifs ne pourront être fournis qu’à la suite des
essais en vraie grandeur (i m3/sec) prévus.
ABSTRACT
Exploitation of a captive karstic nappe discharging through submarine springs-Problems
arising and solution adopted (Lebanese Coast)
In the Chekka region of north Lebanon, considerable amounts of water (6 ms/sec.
in the low water period and over 50 m3/sec. in winter) spout up in the sea from a number
of submarine springs lying between 20 and 2,000 m off-shore.
(l\ Directeur du Projet des eaux souterraines.
(2) Expert de5 Nations Unies.
(3) Hydrogéologue du Projet.
(4) Hydraulicien du Projet.
237

This poses two main problems :
(u) That of the possibility of sea water invasion of the aquifer via the submarine springs;
(b) That of tapping the karstic nappe on the coast at points where underground flow
and pressures are suitable.
(I) The limestones are overlain by Senonian mark and the submarine springs arise
either at points where the marl cover is thin or along fissures cutting it;
(2) In some zones, the limestones are compact while in others they exhibit large and
typically karstic fissures. The presence of such major underground channels is con-
firmed by the rapidity with which rainfall infiltrating the limestones reacts on the
discharges recorded at the various outlets and on piezometric levels ;
(3) Some submarine springs are perennial: others (like the largest, S12) cease flowing
at the end of the low water period, which produces an influx of salt water into the
karstic channels.
All the foregoing suggests that this hydraulic system is one of dynamic equilibrium
between fresh and salt water in karstic channels expressed by the relation:
A P = (H+ II) pg - Hps g where
dP = variation of pressure;
H is the height of sea water;
h = height of fresh water above sea-level;
p = density of fresh water;
pz = density of sea water;
g = gravity of acceleration.
The complication of these preliminary studies was followed by pumping tests carried
out on bore holes cutting through fissures in the mark communicating with the Cenomanian
limestones. The final results wil only be available following the projected fullscale
(I msjsec.) trials.
Dans la région de Chekka (Liban-Nord), plusieurs sources sous-marines, situées
entre 20 et 1500 m de la côte permettent à d’importantes quantités d’eau de se perdre à
la mer. Leur débit varie de 6 111”s en période d’étiage à plus de 60 m3/s en période de
crue.
Le nombre total des sources connues est de 17; 7 sont permanentes, les autres, parmi
lesquelles la Si2 dont le débit est de 50 m3/s, ne se manifestent qu’en hiver.
Leur étude préliminaire a permis de décrire avec présicion, grâce à des plongées
sous-marines, les sources visibles en été; l’inventaire des points d’eau existant sur la
côte a également été effectué et a permis de décrire plusieurs forages et deux sources
intermittentes artésiennes, appelées crevasses. A la suite des résultats obtenus, qui ont
montré l’existence d’une nappe typiquement karstique à exutoires sous-marins, nous
avons choisi la solution du captage sur la côte. Une campagne de géophysique nous
permit de différencier les zones douces de celles OU les eaux souterraines subissent
l’influence de la mer (fig. 1).
T. DESCRISTION DES PHENOMENES
Les calcaires Cenomano-Turoniens qui constituent un bassin versant d’environ
350 km2 sont recouverts dans la région de Chekka par les marnes du Sénonien; les sources
sousmarines jaillissent soit en des points où l’épaisseur des marnes est faible soit le
long des fissures traversant ces marnes. Elles sont sensiblement alignées sur un axe sudest-nord
ouest qui pourrait être l’anticlinal des calcaires dont l’amorce a été décelée par
les sondages électriques effectués en bordure de la côte. ífig. 2) Les calcaires sont en
général compacts (T = 9,8.10-5 ma/s dans F3) mais ils peuvent présenter des fissures
importantes (T= 1.3 mr/s dans crevasse C). Nous admettrons que, au sein de ces
calcaires compacts, il existe un réseau typiquement karstique bien développé mais
limité et représenté par de véritables conduits souterrains. En effet, les variations de
238

débit sont rapides et importantes, les fluctuations du niveau statique de très grande am-
pleur et, en hiver,l es sources sous-marines fournissent une eau remarquablement douce.
Même si les calcaires sont fissurés dans l’ensemble de leur masse, ces trois phéno-
mènes laissent supposer que le rôle de ces fissures est négligeable comparé à celui des
chenaux karstiques.
Nous pouvons donc admettre que ce réseau karstique est mis en charge par les
marnes du Sénonien malgré la présence des exutoires; cette mise en charge est due, en
été, à la densité de l’eau de mer et, en hiver, à la section des conduits qui ne peuvent
évacuer la totalité des débits d’alimentation.
Les seuls exutoires naturels de la nappe sont les sources sous-marines, dont le
nombre et le débit varient en fonction des pluies et les deux crevasses sur la côte qui
fonctionnent comme des sources intermittentes. Le débit d’hiver remarquable de ces
deux crevasses (2 m3/s) témoigne qu’elles communiquent directement avec le réseau
karstique par l’intermédiaire de cheminées naturelles traversant toute l’épaisseur des
marnes.
Les teneurs en ions C1 des eaux prélevées dans les sources au fond de la mer varient
de 16.000 mg/l en été à 46 mg/l en hiver; par contre, l’eau prélevée dans la crevasse C
239

est douce (21 mg/i) durant toute l’année. Dans ces conditions, il paraît raisonnable
d’admettre qu’une ou plusieurs sources sous-marines, qui ne débitent pas en été (comme
la SIZ), se tarissent lorsque la charge en amont est trop faible et fonctionnent dans le
sens inverse au cours de cette même période en provoquant une invasion d’eau de mer
dans le réseau.
Marner (SENONIEN)
A-A
Ech. horiz = 1 : 20 O00
Sources proietees
LEGENDE
Fig. 2
II
II
Crevasse C et les
lorages projetés
RBseau karstique
Sources sous-marines
CWWSSeS
Des observations analogues ont d’ailleurs été faites dans d’autres karsts littoraux
de la Méditerranée (Grèce, Yougoslavie).
I1 est certain que la présence de l’épaisse série de marnes imperméables constitue la
condition essentielle à la formation d’une nappe partiellement douce à exutoires sousmarins;
en effet, l’absence de cet écran aurait immanquablement provoqué un envahissement
total de l’eau de mer. Cette situation privilégiée, qui limite les possibilités de
retour d’eau salée et permet l’évacuation périodique de celle-ci, n’est réalisée dans aucun
autre groupe de sources sous-marines du bassin méditerranéen et laisse un bon espoir
d’exploiter, en période de déficit pluviométrique, d’importants débits d’eau utilisable.
Deux problbmes principaux se posent donc à nous :
- la détermination des limites d’invasion de l’eau de mer à partir des sources sousmarines
;
- la possibilité de l’aménagement d’un captage sur la côte en des points où I’écoulement
souterrain et les charges sont convenables.
2. OBSERVATIONS HYDRAULIQUES
Les observations des sources sous-marines ont été entreprises depuis le début de
l’été 1963. Des observations régulières sur la côte ont été effectuées depuis le début 1964;
ce n’est qu’au mois de février de cette même année que l’artésianisme de forages et des
crevasses déjà connu des habitants de la région a été constaté et mesuré d’une manikre
240
SE
50
O
50
1 O0
150

certaine. C’est ainsi que nous avons pu définir, sans risque d’erreur, les points d’eau
correspondants à la nappe karstique des calcaires.
2.1 Niveaux piézométrigues
Tous les forages ayant atteint le Cénomano-Turonien subissent des fluctuations
périodiques dues aux marées. Ces fluctuations sont instantanées et très bien prononcées.
&té 1964 -A la fin de la période d’étiage, le niveau le plus bas a été mesuré dans le F14,
forage situé à 300 m de la côte. Les niveaux piézométriques dans les forages F25 et
F, se trouvant à 700 m environ de la côte, sont plus élevés durant la même période et le
gradient constaté suppose d’importantes pertes de charge.
Période d’observation Niveau piézométrique en m
Et6
F14 F25 Fe Q en ma/sec
2,37 6,35 6,5 6
Hiver 1964 - Au début de février 1964, les forages 9, 13, 14, 21, et 25 et les crevasses
sont devenus artésiens. I1 a été impossible de mesurer la charge au sol d’une manière
précise car aucun équipement étanche n’était installé. Elle a pu cependant être estimée
sur les forages 13,21 et 25, ces derniers étant parfaitement isolés par des tubages jusqu’à
la surface. Elle est de I’ordre de 1 m sur les forages 13 et 25 et de 11 m sur le Fz~; la
distance qui sépare les forages FI3 et Fzl n’est que de 650 m. Ce gradient particulière-
ment élevé est dû aux grandes vitesses de l’écoulement souterrain au cours de l’hiver,
entraînant des pertes de charge considérables.
Période d’observation Niveau piézométrique en m
2.2 Débits et vitesses
Hiver
&té 1963 - Les mesures effectuées sur les sources en été (par la Parsons Co) ont indiqué
un débit total de 6 m3/s; la source Sa fournirait à elle seule 2,150 m3/s. Les vitesses
enregistrées aux exutoires varient entre 0,005 m/s dans la s6 et 0,455 m/s dans la S2.
~ ~~ ~ ~~
No des sources Zone productrice Vitesse moyenne Débit
(m2) (mts) (m3/s)
I 25
II A- 3.75
B - 4.50
III 50
IV 60 (5 m2 intense)
(55 m2 faible)
V 36
VI 6
~
0,041 6 0,750
0,26 0,975
0,455 2,150
0,039 0,750
0,139 1,20
Non mesurable 0,20
0,038 0,lO
Total 6,OO
24 1

En appliquant la formule Vm
Q,+Q, ... R,
nous avons trouvé une vitesse moyenne de
1,463
Vml - = 0,24 m/s
6,OO
Hiver 1963 - Il nous a été possible d’effectuer des mesures de débit sur la Siz, qui
constitue en cette période de l’année, l’exutoire sous-marin le plus important. Son débit
a été estimé à 50 m3/s environ. Les crevasses fournissent un débit total de 2,O m3/s. On
peut cependant estimer, par comparaison, que le débit total évacué est de l’ordre de
60 m3/s.
La vitesse moyenne qui correspond à ce débit remarquable serait donc dix fois plus
élevée que celle du débit d’été.
Vm, = Q 2 Vm, = -.0,24 m/s = 2,4 m/s
QI 6
II est à remarquer que cette augmentation considérable se manifeste quelques heures
à peine après les premières chutes de pluies violentes en montagne.
2.3 Interprétation des observations
Toutes les observations faites nous permettent, au point de vue théorique, de con-
sidérer ce système hydraulique comme un équilibre entre l’eau douce et l’eau salée dans
un réseau typiquement karstique répondant à l’équation générale de Ghyben-Herzberg :
AP = variation de pression;
H, = hauteur de l’eau de mer;
H = hauteur de l’eau douce au-dessus du niveau de la mer;
Y = poids spécifique de l’eau douce:
Ys = poids spécifique de l’eau de mer.
Si AP > O, l’eau douce sort du niveau aquifère pour se perdre dans la mer;
Si LIP < O, l’eau salée pénètre dans le niveau aquifère (fig. 3).
Le d6bit de sortie de l’eau douce diminue en même temps que AP; donc, pour H
donné, le débit de sortie sera d’autant plus faible que Us sera plus grand, toutes choses
restant égaies; par ailleurs, si dP = O, il existe toujours une certaine cote d’équilibre
de l’interface eau douce-eau salée donnée par.
La profondeur Hs est donc fonction du niveau piézométrique d’eau douce et de la
différence de densité entre l’eau douce et l’eau salée. Ainsi, à Chekka, où lts =
1,040 g/cm3, et y = 1,000 g/cm3, on obtient N coefficient de Ghyben-Herzberg))
?)/ys - y 25; la profondeur de l’interface sous le niveau de la mer est donc 25 fois
plus grande que la charge d’eau douce en amont.
La source 5’12, qui apparait comme la plus importante résurgence intermjttente,
se trouve à 45 m au-dessous du niveau de la mer, c’est-à-dire 25-30 m plus bas que les
6 sources d’été.
242

La charge de l’eau de mer, exprimée en eau douce, aux points de sortie en mer est
égale à :
H=””= ‘H 1,04.45 = 46,80m
Y
Fig. 3
----
I1 faudrait que la charge d’eau douce amont, comptée audessus du niveau de la mer,
soit au moins égale à :
H = (ys-y)H3 = 0,04.45 = 1,80m
La charge en Sia en période d’étiage est alors supérieure de 2,37 m à la charge obser-
vée sur F14. I1 est alors normal que le front d’eau salée avance jusqu’au forage Fi&
repoussant et contaminant l’eau douce.
Le fonctionnement de la source SIZ est comparable aux phénomènes constatés sur
la côte yougoslave et grecque et connus sous le nom d’e Estavele marinen :
- Lorsque l’alimentation dans l’aquifère provoque une charge suffisante pour repous-
ser l’eau de mer jusqu’a I’exutoire Si2 et vaincre la contre-charge créée par les 45 m
de hauteur d’eau en mer, la source s’amorce et son débit augmente rapidement pour
atteindre 50 m3/s
environ.
- Au fur et à mesure que le niveau de la nappe baisse, le débit de la source Sir diminue
et I’eau de mer se mélange graduellement à l’eau douce au-dessus de la sortie de Siz.
La contre-charge de l’eau de mer se trouve ainsi augmentée, réduisant encore le débit.
L’eau salée envahit alors le passage à travers les marnes et pénètre dans 1’a.quifère. 11
y a inversion du sens de l’écoulement, et la source SIZ se transforme en gouffre.
Les fluctuations rapides des débits et des niveaux piézométriques prouvent d’une
manière indiscutable que le réseau karstique n’intéresse qu’une partie de la masse calcaire.
Ce réseau se réduit plutôt à uncertain nombre de conduits dont les diamètres sont
insuffisants pour évacuer rapidement la totalité des débits d’hiver.
243

Examinons maintenant les valeurs des débits disponibles en été et en hiver en fonc-
tion des pertes de charge relevées en amont aux memes périodes.
Si les pertes de charge causées par les sources elles-mêmes sont négligeables, la perte
de charge hw entre deux points 1 et 2 doit se traduire en principe par la différence entre
les niveaux piézométriques augmentés du terme V2/2g dû à l’écoulement dans les con-
duits karstiques :
Mais ii -est impossible de déterminer le terme V2/2g; nous examinerons donc les
pertes de charge sur la base des niveaux piézométriques seulement.
Pour le calcul des pertes de charge en été et en hiver, il faut prendre respectivement
en considération les contre-charges produits par SZ et S12.
La perte de charge dans l’aquifère serait :
- en été, de l’ordre de 1,57 m entre le forage FI4 et SZ, compte tenu de la colonne de
20 m d’eau de mer, de ys = 1,04, surmontant SZ.
- en hiver, au moins égale à 13,7 m entre le forage 21 et la Si2 (en considérant que
les 50 m3/s débités par Si2 remplacent l’eau salée jusqu’à l’exutoire en mer et
que la contre-charge de la mer est assez réduite).
En comparant ces chiffres, nous constatons que, pour des débits 10 fois supérieurs
en hiver, la perte de charge est 8 fois plus forte qu’en été. Ceci est incompatible avec le
régime turbulent qui existe vraisemblablement dans les conduits karstiques et l’on est
amené à considérer que les cheminements à travers les marnes provoquent aux sources
mêmes des pertes de charge considérables. Nous avons essayé de les calculer en tenant
compte des vitesses moyennes aux points de sortie, ce qui nous donnerait une perte de
charge 100 fois plus forte en hiver qu’en été.
Période d’observation Débit en m3/s h en rn Forage
Et6 6 2,37 F 14
Hiver 60 15,5 F 21
II semble que les vitesses d’écoulement dans les zones privilégiées de l’aquifère
soient assez élevées. On est amené à une correction de perte de charge comprise entre
O et 0,50 m en appliquant l’équation de Bernoulli.
3. ETUDES CHIMIQUES
Dans le courant du mois d’août 1963, pendant les mesures de débit, des prélève-
ments ont été effectués en mer et sur la côte. Comme pour les niveaux piézométriques,
nous avons éliminé de cette étude tous les points n’ayant pas atteint d’une manière
certaine les calcaires.
Eré 1963 - Les teneurs en C1 de toutes les sources sont très élevées et en empêchent
l’utilisation immédiate. Par contre, sur la côte, parmi une quarantaine d’échantillons
prélevés, quatre seulement intéressent la nappe karstique; un seul d’entre eux (F14)
a fourni une eau salée :
244

Forage F 14
F9
F 21
F 25
Source S 1
s2
s3
s4
s5
S6
Eau de mer
C1 : 3777 mg/l
43
46
43
CI : 16.000 mg/l
15.000
15.000
14.000
15.000
16.000
37.000
Hioer 1964 - Après les premières pluies, toutes les eaux deviennent remarquablement
douces, même celles prélevées à la sortie des sources sous-marines.
Forage F 14
F9
F 21
Source S 1
s2
Crevasse C
CI : 32 mg/l
16
14
48
26
14
Les prélèvements étant impossibles à exécuter par plongées à cette période de
l’année, nous n’avons pu analyser que les eaux des deux sources les plus accessibles.
Les résultats obtenus nous montrent toutefois qu’un changement complet se produit
dans le mode d’écoulement dès que les débits atteignent une valeur suffisante.
3.2 Evolution chimique des eaux
Les analyses ont été représentées sur des diagrammes logarithmiques et des diagrammes
en losanges; les premiers permettent de définir l’origine des eaux, les seconds
leur évolution chimique en cours de cycle hydrologique.
Les prélèvements effectués ne sont malheureusement pas assez nombreux et échelonnés
dans le courant de l’année pour nous permettre de suivre avec précision I’évolution
des eaux de l’été à l’hiver et inversement. On peut cependant remarquer que les
points représentatifs des eaux d’hiver des sources et du FI4 se déplacent en été vers
l’eau de mer pure; par contre ceux de Fg et F21, quoique indiquant une faible augmentation
en ions C1, se déplacent vers une zone légèrement plus riche en sels mais sans
augmentation sensible de Na (fig. 4).
Le front de l’eau salée est donc assez large au voisinage du forage FI4 et nettement
plus réduit dans la zone des forages Fe et Fzi, ce qui montre que l’interface entre l’eau
douce et l’eau salée se déplace assez rapidement en fonction des fluctuations saisonnières
de la nappe.
Par conséquent, dans le courant de l’été et en liaison avec une diminution du débit
du réseau karstique, on peut constater une invasion de l’eau de mer dans certaines
régions. Par contre, les régions où se produisent les écoulements souterraines les plus
importants (zones des crevasses, de FS et de FZ~), ne subissent aucune influence de la
mer malgré une exploitation continue des forages Fsi et Fs.
4. ESSAIS DE POMPAGE SUR LE FORAGE Fe DANS LA CREVASSE C
Un essai de pompage a été exécuté le 6/3/65 sur le forage Fc se trouvant dans la
crevasse C. I1 a été déjà constaté que les crevasses B et C jouent le rôle d’une cheminée
d’équilibre en période de crues, lorsque les sources sous-marines ne peuvent évacuer
la totalité des debits d’alimentation.
245

Le niveau piézométrique dans le forage était de +8,05. Au cours des essais, on a
obtenu une stabilisation instantanée du rabattement de 12,5 cm pour un débit de 104 I/s.
I1 a été impossible d’effectuer une étude quantitative des coefficients d’emmaga-
sinement et de transmissivité sur la base de l’évolution transitoire, car nous nous sommes
trouvés en présence d’un régime permanent, normal pour un réseau karstique. Nous
Fig. 4
nous baserons donc simplement sur les pertes de charge et les rabattements. Pour cela
nous avons réalisé plusieurs stabilisations et avons obtenu un diagramme

II faut bien noter que l’influence de la marée est instantanée dans la région. Or,
après stabilisation du niveau, toutes les variations sont dues à la marée. On ne peut
donc considérer qu’un temps très court de stabilisation.
4.1 Équation du diagramme
Nous nous placerons dans le cas général de la présence d’une perte de charge dans
le forage. L’équation de la courbe caractéristique est de la forme :
s = aQ2+bQ
où s représente le rabattement en crn
et Q les débits du pompage en i/s
Nous tiendrons donc compte, pour la détermination de l’équation, des deux premières
stabilisations :
- Celle obtenue lors du développement : Q 104 i/s et s 12,5 cm
- Celle obtenue au début de l’essai : Q 20 l/s et s 2,O cm
Les autres rabattements seront déduits par calcul. Nous trouvons :
a : 2,42. 10-4
b == 9,51 - 10-2
donc :
s = 2.42 10-4 Q3+9,51 Q
Le coefficient n = 2,42. lop4 est faible; les pertes de charge sont pratiquement
négligeables par rapport au terme up2. Donc, pour de faibles débits, on obtient pratiquement
une droite.
Mais pour des débits importants, le terme aQ3 n’est plus négligeable; les pertes
de charge croissent alors rapidement et nous aurions :
pour Q = 250 l/s s = 39cm
Q = 1000 1,’s
’ s = 337 cm
Les autres stabilisations seront :
s = 8,75 cm
s = 12 cm
pour Q = 17 lis
pour Q = 104 i/s
En utilisant la formule approximative de calcul de T découlant de la formule de
Theim où rl est le rayon du forage et re le rayon d’influence :
O 104
T = 1,39 = 1,3 L- = 1,13 m2/s
S 0,12
Cette transmissivité élevée montre bien l’existence d’une karstification bien déve-
loppée.
4.2 Annlyses rhimiqires
Les échantillons d’eau ont été prélevés toutes les 6 heures. La salinité est restée
constante pendant toute la durée de l’essai :
~~~~~ ~~
Ca Mg Na C1 SO4 C03H Res.sec Dh Ph
~~~ ~~~
mg/l 70 7 6 21 10 6 210 21 7,6
m.e. 3,5 0,6 0,3 0,6 0,2 3,6 - - -
247

4.3 Conclusion sur l’essai de pompage
Etant donné l’accroissement des pertes de charge en fonction des débits, il est pré-
férable de limiter ces derniers, donc d’augmenter le nombre de forages. Quatre forages
de 250 11s donneraient un rabattement de 0,40 x 4 = 1,60 m. En considérant que l’influ-
ence produite par un forage sur un autre ne peut être supérieure au rabattement d’un
forage considéré seul, nous nous placerons toujours en régime laminaire. Cet essai à
104 11s nous a montré d’une manière indiscutable que des débits beaucoup plus impor-
tants peuvent être exploités dans la crevasse C, avec des ouvrages analogues à celui
déjà exécuté.
Mais il faut bien souligner qu’il est toutefois indispensable, pour reconnaître les
variations de salure en période d’étiage, d’exécuter un essai de plus longue durée à
plusieurs centaines de l/s. Cet essai nous fixera définitivement sur les débits qu’il est
possible d’exploiter sans risque d’invasion importante de l’eau de mer dans le réseau
karstique autour des crevasses B et C.
5. DETERMINATION DU COEFFICIENT D’EMMAGASINEMENT
Nous avions déterminé, par essai de pompage sur le forage Fc, la transmissivité T
du réseau karstique dans les calcaires. 11 nous avait été impossible de calculer le coeffi-
cient d’emmagasinement, car le rabattement assez faible et instantané n’a provoqué
aucune influence sur le forage piézométrique F,i. C’est pourquoi nous avons appliqué
l’équation générale de la théorie des fluctuations périodiques dans les nappes dues aux
marées sur la nappe karstique captive à Chekka pour déterminer le coefficient d’emma-
gasinement avec précision.
5.1 Fluctuations périodiques daris la nappe captive à Chekka dues aux marées
L’eau de mer monte et descend périodiquement suivant l’équation :
2nt
H = ho sin -
to
ho étant la demi amplitude et to la période. La nappe captive subit des fluctuations
périodiques de niveau sous l’action de la marée. Ces fluctuations donnent naissance
à des ondes se propageant dans la nappe :
Dans le temps, en un point donné, à une distance x, la variation du niveau de la
nappe est sinusoïde de période to, déphasée de
et la demi-amplitude des oscillations est réduite à
248

A un instant t, la surface de la nappe a l’allure d’une sinusoïde amortie, d’amortissement
J-- et ia longueur d’onde est : A = 2 -
TtO E
La vitesse de propagation des ondes est :
Nous pouvons calculer S d’après l’équation de l’amortissement des ondes :
2 60-
2 40-
log !2 = 0,4343 x
h,
puisque nous connaissons les valeurs de ho, hz et fo d’après les diagrammes du lim-
nigraphe et T d’après l’essai exécuté.
5.2 Résultats obtenus
Deux limnigraphes installes dans les deux forages Fi4 et F25 nous ont donné les
valeurs des variations des niveaux d’eau. Simultanément, un limnigraphe installé dans
le port de Chekka nous donnait les variations du niveau de la mer. Les répercussions
de la marée se font bien sentir. II existe deux marées pour la période de 24 heures : une
grande et une petite. L’amplitude maxima de la marée est de 40 cm, celle de FI4 de
24 cm et celle de F25 de 10 cm (fig. 6).
6.40
T
0.40
-l-
,j
A-- v-
Fluclualions pèriadiques dans le forage F 25
Fluctuaiions périodiques dans le forage F 14
A A
Fluc~uaiions périodiques de la marée dans le port de Chekka
A
, 20/8/60 , 21 , 22 ,23/8/64
Fig. 6
La période de la marée est de 12 heures : to = 4,3 - IO4. Les forages FI4 et F25 sont
respectivement à 500 et 900 m des sources les plus grandes.
249

a) Forage FI4 Nous avions trouvé d’après l’essai de pompage effectué sur le Fc, une
transmissivité : T = 1,13 m2/s
40
log - = 0,4343.500
24
40
log - = 0,4343 ‘900
10
d’oh : S = 0,04 - 2,4 * 10-2 = 2,4%
Ces valeurs se rapprochant, nous admettrons la valeur moyenne de S = 2%. A
titre indicatif, la vitesse de propagation des ondes serait de l’ordre de 13 cm/s.
6. SOLUTION ADOPTEE POUR L’EXPLOITATION DE LA NAPPE
La solution qu’on adoptera est basée sur trois facteurs essentiels :
1) Le niveau piézométrique (+6,5 cm) dans la crevasse C en fin d’étiage indique
que la charge de l’eau douce en ce point compense largement celle due à l’eau de mer-
2) La crevasse C étant reliée à travers les marnes à l’aquifère karstique, nous sommes
persuadés que nous nous trouvons dans la zone la plus fissurée du système.
3) La cote de la crevasse étant de + 18 m, la hauteur manométrique de refoulement,
en exploitation, ne serait que de 13 ou 14 m, ce qui est parfaitement raisonnable du
point de vue économique.
Avant l’aménagement complet du système pour une exploitation définitive, 4 forages
de 20” ont été exécutés dans la crevasse et arrêtés à la cote absolue -2. Ces forages
ont été essayés à 100 l/s et ont donné les mêmes résultats que l’essai entrepris sur le Fc.
Ces premiers résultats nous permettent d’espérer un rabattement de l’ordre de
1,60 m pour un débit total de lm3/s. Ce dernier essai est prévu pour le mois de septembre
1965 et son but essentiel serait de nous indiquer l’évolution possible des salures à des
débits d’exploitation importants.
On peut espérer qu’au cours de cet essai, la charge ne baissant pas au-dessous de
+4,5 m au minimum, restera suffisante pour compenser celle de l’eau de mer.
Dans le cas où les résultats de cet essai, exécuté en fin de période d’étiage, seraient
concluants, cette première tranche pourrait être livrée immédiatement à la consom-
mation et des travaux complémentaires sont prévus pour déterminer les débits inaxi-
mums possibles.
250

DEVELOPMENT OF PERMEABILITY AND STORAGE
IN THE TERTIARY LIMESTONES OF
THE SOUTHEASTERN STATES, U.S.A.
H.E. LEGRAND and V.T. STRINGFIELD, Geologists
U.S. Geological Survey
Washington, D.C.
This contribution has been published in the “Bulletin ofthe hternational Association, of
Scientific Hydralogie (XI Année No 4 - dérembre 1966).
ABSTRACT
Permeability and storage characteristics in the Tertiary limestone system of south-
eastern United States have developed progressively but non-uniformly as circulation
of water and solution in the limestone have changed during the geologic and hydrologic
history.
The limestone formations, predominantly of Eocene age and subordinately of
Oligocene and Miocene age, are widespread at and beneath the surface. They commonly
dip gently seaward and are covered in coastal areas by Miocene to Recent clays and
sands. Sinkholes and other karst features are common, but topographic relief is gene-
rally not great.
Circulation of water under water-table conditions when the limestone was exposed
to meteoric weathering (before middle Miocene time) resulted in development of secon-
dary permeability as solution channels in near-surface parts of the limestone. Marine
deposition of middle and late Miocene clays and later emergence converted part of the
water-table circulation system to the present great artesian system. Later, Pleistocene
changes in sea level caused changes in places wheTe water discharged, which in turn
caused changes in rates of circulation and,changes in rates and positions of solution of
limestone. Both present and past circulation of water have contributed to changes in
permeability and storage of this limestone system.
This paper was published in 1966 in the Bulletin of I A S H
DEVELOPPEMENT DE LA PERMÉABILITE ET DE LA
CAPACITE D’EMMAGASINAGE DES CALCAIRES
TERTIAIRES DANS LES ÉTATS DU
SUD-EST DES ÉTATS-UNIS
H.E. LEGRAND et V.T. STRINGFIELD
(États-Unis)
RESUME
La perméabilité et la capacité d’emmagasinage qui caractérisent le système calcaire
tertiaire du sud-est des Etats-Unis se sont accrues progressivement, mais non unifor-
mément, à mesure que la circulation de l’eau et la dissolution des calcaires ont évolué
au cours de l’histoire géologique et hydrologique.
Les formations calcaires, principalement écocènes et secondairement oligocènes et
miocknes, sont largement répandues en surface et en sous-soi. Elles sont généralement
inclinées en pente douce vers la mer et, dans les régions côtières, elles sont recouvertes
par des argiles et des sables allant du miocène à un Ige récent. On y reconnaît fréquem-
ment des avens et autres caractères karstiques, mais le relief n’est généralement pas
très accentué.
La circulation de l’eau en régime libre lorsque le calcaire était exposé à l’altération
méttoïique (avant le miocène moyen), a provoqué le développement d’une preméabilité
secondaire par la formation de galeries de dissolution dans la partie supérieure des
calcaires. Le dépôt d’argiles marines au milieu et à la fin du miocène et plus tard une
surrection ont transformé en partie ce système de circulation en régime libre pour don-
nei le grand système artésien actuel. Plus tard, au pléistocene, les variations du niveau
de la mer ont déplacé les exutoires de la nappe. Ces déplacements ont à leur tour causé
des changements dans l’intensité de la Circulation, le taux de dissolution et le! zones
de dissolution du calcaire. Donc le cheminement passé et le cheminement habituel de
l’eau ont contribué à l’évolution de la perméabilité et de la capacité d’emmagasinage
de ce système calcaire.
Le mémoire a été publié in entenso en 1966, dans le bulletin de l’A I H S.
251

RÉSUME
INFLUENCE DE LA LINEATION SUR
LE COURS DES EAUX SOUTERRAINES DANS
UNE ROCHE HOMOGÈNE
A.P. SCHICK
(Israël)
L'importance de la fissura tion linéaire (par exemple, diaclases), telle qu'elle appa-
raît dans le tracé d'un réseau de drainage, ne peut être évaluée que par comparaison
avec I'angularité d'un système de chenaux qui se serait formé dans un ensemble litho-
logique homogène, non fissuré. La valeur ( de référence >) de la déflexion aléatoire de
la direction locale des chenaux par rapport à la direction générale d'écoulement dépasse
300 de part et d'autre sur environ 50% d'une longueur donnée et peut dépasser 60° de
part et d'autre sur 10% ou plus de la longueur du chenal.
Les réseaux d'écoulement indicateurs d'une fissuration linéaire ne peuvent être
observés directement que dans des cas exceptionnels. Les diagrammes de déflexion
caractéristiques d'un substratum à structure linéaire sont souvent bimodaux, contraire-
ment au diagramme généralement unimodal d'un milieu homogène. Les deux modes
tendent à avoir un écartement de 60" à 100" (disposition en damier) et sont asymétriques
par rapport à la direction principale de l'écoulement (O'). La symétrie bimodale n'ap-
paraît que dans le cas des chenaux à méandres recoupés; les modes ont alors souvent
un écartement supbrieur à 90".
On décrit une technique d'utilisation des diagrammes de déflexion, dans le cas où
les observations sur le terrain sont limitées, en vue d'évaluer le degré de lineation dans
une région donnée. Cette technique est illustrée par des exemples de chenaux de tailles
diverses observables dans différentes régions du monde.
ABSTRACT
JOINTS AND STREAM CHANNEL PATTERNS
A.P. SCHICK
The extent of jointing as expressed in the alignment of the drainage network can be
judged only in comparison with the angularity of a channel system developed in a ho-
mogeneous, non-jointed lithology. This " background" value of random deflection of
local stream direction from the generai direction of the drainage exceeds 30° to either
side in about 50% of a given channel length, and may exceed 60° to either side in 10%
or more of channel length.
Drainage patterns indicative of heated jointing can, be identified visually only in
unique cases. Deflection diagrams characteristic of a jointed substratum are often
bimodal, in contrast to the generally unimodal diagram of a homogeneous substratum.
The two modes tend to be 60"-90" apart (checkerboard arrangement) and are assy-
metric with respect to the cardinal drainage direction (O"). Bimodal symmetry is shown
only by stream channels with incised meanders, with the modes often more than 90"
apart.
A technique is described by which drainage deflection diagrams can be used, in
conjunction with limited field checking, to estimate the degree of jointing in a given
region. This is illustrated by example from stream channels of various sizes in different
parts of the world.
252
This paper was published in the Bulletin of IAHS.

2.3
Hydrologies karstiques régionales
Karstic Hydrology of Regions

SUMMARY
THE BASIC HYDROLOGIC CHARACTERISTICS
OF THE KARST RIVER LJUBLJANICA
Friderik LEWICKI
Hidrometeoraloiki zavod SRS, Ljubljana
The river Ljubljanica, an upper course tributary of the Sava has a great part of its
drainage basin on karstic terrain. The karstic features of this basin influence the hydro-
logic characteristics of the river. Therefore the hydrologic characteristics of the
Ljubljanica differ considerably from those of the Sava and the neighbouring Sofa
which are not subject to such an extent to karstic influences.
The waters forming the springs of the Ljubljanica flow through the drainage basin
partly as surface water and partly as groundwater. During periods of heavy precipita-
tion in flat lareas of flish regions, when water flows above around level, floods occur
owing to the small infiltration capacity of the “ponors” infiltration. These floods have
a beneficial effect on the springs of the Ljubljanica where water level is low in pro-
portion to the large area of the drainage basin.
Since the water is both retained on the karst fields and accumulated underground
the previously low level of water at the Ljubljanica springs becomes fairly constant and
relatively high.
The special hydrologic characteristics of the Ljubljanica, caused by the karstic
features of the drainage basin, influence downstream hydrologic conditions especially
those of the Sava.
On the Ljubljanica drainage basin a great deal of research work has been carried
out from the hydrologic, geologic, speléologic as well as other points of view,nevertheless
there are many problems remaining which ought to be solved in order to obtain more
useful and permanent results.
RÉSUM~
Caractéristiques jòiidumentales de la rivière karstique Ljublianica
Une grande partie du bassin hydrographique de la Ljubljanica, qui est un affluent
du cours supérieur de la Sava, est constituée par des terrains karstiques. Les caractères
karstiques de ce bassin influent sur les caractéristiques hydrologiques de la Ljubljanica.
C’est pourquoi les caractéristiques hydrologiques de cette rivière sont très différentes
de celles de la Sava et de la Soea voisine, qui ne subissent pas à un tel degré les influences
karstiques.
Les eaux qui alimentent les sources de la Ljubljanica traversent le bassin de drainage
pour une part en surface, et pour une autre part souterrainement. Pendant les périodes
de fortes précipitations sur les étendues plates de flych, lorsque l’eau coule au-dessus
du sol, des inondations se produisent par suite de la faiblesse de l’infiltration dans les
( ponors ». Ces crues ont un effet favorable sur les sources de la Ljubljanica, OU le
niveau d’eau est bas proportionnellement à l’étendue du bassin de drainage.
Comme l’eau est retenue sur les surfaces karstiques, d’une part, et qu’elle s’accumule
sous terre, d’autre part, le niveau des sources de la Ljubljanica primitivement bas
s’élève de façon appréciable et reste constant.
Les caractéristiques hydrologiques particulières de la Ljubljanica, dues aux carac-
tères karstiques de son bassin, influent sur les conditions hydrologiques en aval,
notamment sur le régime de la Sava.
Le bassin hydrographique de la Ljubljanica a fait l’objet de nombreux travaux
de recherches des points de vue hydrologique, géologique, spéléologique etc. ; mais
il reste de nombreux problèmes à résoudre pour obtenir des résultats plus utiles et
durables.
Ljubljanica is the river whose drainage area is located in the so-called classical
karst territory. Speleology has been made its appearance there as a science, helping
to investigatethe secrets below the earthsurface. In spiteof a hundred years of investiga-
tions there are still many questions to solve.
255

The river Ljubljanica is the right tributary of the upper part of the Sava, in the north
west comer of Yugoslavia. Its drainage area includes most of the central part of
Slovenia. This area borders on the watershed of the Notranjska reka to the south,
on the SoCa basin to the west, on the direct region of the Sava with its tributary Sora
to the north and on the watershed of the Krka and Kolpa, which belongs to the Sava
hydrographic system-to the east. The border between the watersheds of the Ljubl-
janica and Notranjska reka and the watershed of the SoEa is the part of the hydro-
graphic border between the Adriatic and Black Sea. The border of the Ljubljanica
drainage area is not precisely determined everywhere. This determination is difficult,
due to the Karstic character of the drainage area of the upper part of the river Ljubl-
janica.
This drainage area is located in the extreme north west part of the Dinara mountain-
system. This system is orographically decomposed, the highest point (Sneinik) being
1,796 m above sea-level and the lowest (Ljubljanica outlet into the Sava) only 266 m
Thus we have a difference of 1,530 m.
We can divide the whole drainage area of the Ljubljanica into 3 parts:
1. Upper drainage area with typical karstic character (the “Notranjski Karst”);
2. The part of “Polhograjski dolimiti” and the tributary region on the edge of
“ Ljubljansko barje” (Ljubljana-moor);
3. The lowland part of the Ljubljanica, lying mostly in the moor land.
The whole drainage area of the Ljubljanica is at present 1.889 km2. From this
part (1) is 1.087 km2 (57,6% of he whole area), part (2) 642 km2 (23,9%) and part (3)
approximately 160 km2 (8,5%).
The Ljubljanica has this name only in its lower part. The hydrological characteristics
are given to it from its whole watershed. The flow of the Ljubljanica is only 33 km long.
Its numerous springs are collected mainly into three groups:
(i) Springs of the Small and Large Ljubljanica;
(2) Springs of the Lubija;
(3) Springs of the Bistra.
All these springs are strong and create the main flow of the Ljubljanica. Its drainage
area is the karstic part of the Ljubljanica watershed.
As the first and most distant spring of the Ljubljanica we can consider the spring
Trebuhovica-Prezidski potok. This spring, at an altitude of 765 m, is of karstic character
too. After a short length of surface flow about 500 m, this brook starts to disappear and
after 1 km disappears completely.
Only the tracing conducted in the May of this year by Hydrometeorological
Institute proved finally the appearance of the Trebuhovica water in the springs of
Veliki Obrh and Bajer in Loi-valley at an altitude of 575 m. For this underground route,
about 6 km long by air, the waterflow needed 130 hours. The Veliki Obrh and Bajer
join the Mali Obrh and other springs. The surface flow of the joint Obrh is very short
again and starts disappearing into the swallow holes until its complete disappearance
into the Golobinska Cave at an altitude of 542 m.
Until recently the catchment area of the LoBki potok was added to the drainage area.
This area is located to the north of Prezid, close to Travnik. The tracing experiment
in 1964 showed that this region, 52,3 km2 large, belongs to the hydrographic system
of the Krka and partially to that of the Kolpa.
The water of Obrh is lost underground, appearing again after 2 km as Strzen,
which is the strongest inlet on the Cerknica-plain. At last tracing, the flow were quite
plentiful, and needed about 30 hours to travel between Golobina and StrZen springs.
On the Cerknica-plain-besides Strien-many other strong flows appear, as LipsenjS-
Eica, ZercvniSca, GrahovSEica and others from the east and north side of the plain.
256

From the south side (Javorniki mountains) we do not notice any stronger surface inlet.
During rainy periods however, this region produces large quantities of groundwater.
The 36 km2 large Cerknica-plain, extending in Dinara NW-SE direction, is 9 k m
long.
The Strien meanders in the same direction and so does (to the north of Strien)
another stream, called Vodonos. In addition, another strong tributary-Cerknilca
appears at the extreme north west edge of the Cerknica-plain. The CerkniSca has
about 45 km2 of watershed, and it partially disappears even before it reaches the
Cerknica-plain. O n the north and north west side of the plain ali thsse waters disappear
again into numerous swallow holes. The most important are Retje, ReSeta, Vodonos,
Velika and Mala Karlovica, Svinjska jama and others.
During heavy, continuous rain these swallow holes are not able to absorbs consume
all the flow. At that time the plain changes into the lake. The plain is on average 7-8
months of the year more or less flooded, and thus deserving the name of Cerknica-Lake.
Experiments on the underground connection showed that the disappearing water
of the Cerknica-Lake partially drains directly to the north to the springs of the Ljubl-
janica at Vrhnika (to the springs of the Bistra, Lubija and Velika Ljubljanica. The other
part of the water, in particular that disappearing into the underground and into
swallows and Karst holes of the Velika and Mala Karlovica and Svinjska jama is
connected to the springs of Rak which are at a distance of 2,3 km. The Rak flows
through the short, very interesting sinking valley only for 1,7 km on the surface. After
that it disappears again, and it comes on the surface once more on the Planina-plain.
The Planina plain also receives the water from the south west part of the drainage
area of the Ljubljanica. In the neighbourhood of the village Kneiak when it rains the
water starts to collect in the otherwise dry riverbed in the upper Pivka valley. The
riverbed of Pivka meanders in the northern direction up to Postojna. On the way it
is joined by tributaries which, in times of drought, together form only a small discharge.
At Postojna the Pivka disappears and flows through the well known Postojna Cave
into Pivka Cave. After 2,4 km of unknown course, this water appears again in the
overflow-siphon of PivSki rokav in the Planina Cave.
In the Planina Cave this water joins the waters coming from the Cerknica Lake.
This water flowing through “Rakov rokav” comes on the Pianina-plain as Unica.
In the springs of the Planina plain this water possibly joins the water from the southern
part of the Ljubljanica region. This is the region Javorniki, which has no surface flows.
Unica has more springs, Beside inflow from the Planina Cave, to the Unica are
joined the water of the springs of Maljni and Skratovka. All these springs are very
strong.
Unica starts disappearing after 2-3 km except at high water, when the length of
flow increases. The first larger swallows for the low waters are “MilavEevi KljuEi”.
The most distant swallow holes from the springs are those at Jakovica and Podstene,
which are about 14 km far off.
On the extreme north west edge of Planina-plain Unica there are a few smaller
inconstant springs from the region of Kalce and GrEarevec. Along the underground
way from the swallows on Planina-plain to the springs at Vrhnika the flow increase
with the brooks Hotenka, LogalEica, Rovtarica and Petrovec, which all disappear
on the flat north from Logatec.
Like Cerknica-plain, the Planina-plain and Logatec-plateau are flooded many
times too, however not to such an extent as Cerknica-plain. The reason is, likewise,
the limited discharge capacity of the swallow-holes.
The water retention on the karst plains (Loi plain, Cerknica Lake, Planina-plain)
and the retardation due to the underground drainage give the Ljubljanica a special
hydrological picture which is different from that one of the Sava or SoEa. The last two
rivers coming from the Alps, have the character of alpine rivers.
257

The watershed determination on the Karstic drainage area is impossible (or approxi-
mate only). The hydrographic borders do not follow the orographic ones and in many
places is absolutely impossible to draw the hydrographic borders due to bifurcations or
different drainage directions at different water states.
Likewise the drainage quantity determination of the Ljubljanica drainage area very
difficult. On the short flow section between the last springs and first swallow holes it
is sometimes almost impossible to find the characteristic profile which would collect
all the water and where the regular observations and the necessary measurements would
be possible.
On the drainage area which is contributing its water to the springs of Ljubljanica
the net of water-measuring stations is organized.
CHARACTERISTIC DISCHARGES
Based on observations and measurements conducted by Hydrometeorological
Institute of Ljubljana for the drainage area of Ljubljanica and for the years 1962 and
1963 the values of discharge on the extended network of flow-measuring stations are
established. With additional data from some representative flow-measuring stations for
longer period the application of these data on the longer period from 1924 to 1958
(34 yrs) was possible. On the basis of these data and on the basis of established mutual
underground connections between individual sections of the region, conclusions about
the discharge means are possible.
In unkarstic circumstances, for a certain profile where the discharges are not known,
we can use more or less the low that for similar ground and climatological conditions
and equal watersheds the specific discharges (in m3isec. km2) are nearly the same and
that the specific discharges decrease with the extending watershed. Dealing with Karstic
streams this is of no use. First of all we do not know the boundaries and the area of
the watersheds and secondly, the discharges of disappearing streams and karstic springs
are dependent on the permeability of the swallows, canals and siphons, the length
of the underground stream, the underground inlets, splitting of the streams etc. Thus
that discharge means depend on a series of conipletely inknown factors. Therefore we
cannot show graphically the discharge means along the streams as we can for unkarstic
streams, where the discharges as parameters of the length of the waterstream from the
source to the mouth could be plotted. Similarly we cannot plot the chart showing the
relation between specific discharge and the area of the watershed.
MEAN FLOWS
The near discharges for the period from 1924 to 1958 are shown in the following
table: (See trrble next page)
Estimating this data, we can get them using the following chematic chart of near
annual discharges (fig. 1).
The picutre of surface and underground inflows of average discharges in the karstic
part of the Ljubljanica drainage area gives the underground inflow on the Cerknicaplain
(in the “Strien” from Javorniki region) to be approximately 5,7 m3/sec., on the
Planina-plain (in the Unica) approximately 6,7m3/sec. Thus there Rows into the springs
of the Ljubljanica, Lubija and Bistra from the Cerknica-plain, CerkniSca and the
region between Cerknica-plain and Vrhnika approximately 12.3 m3/sec.
LOWEST FLOWS
In times of drought the inflows are very low. The Loi-plain has an inflow of approximately
0,2 m3/sec. only, the Cerknica-plain approximately 0,9 mS/sec., the Rak riverbed
258

No. Ri ver Water-meas. Discharge
ís tream) station m3/sec.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
i 6.
17.
18.
19.
20.
21.
Vel. Obrh
M. Obrh
Obrh
StrZen
GoriEki potok
LipsenjSEica Lipsen
ZerovniSca
GrahovSEica
Martiniski p.
Cerknika
Rak
Pivka
Unica
LogaSEica
Hotenka
Rovtarica
Petkovec
Hri bSEica
Ljubljanica
Lubija
Bistra
Vrhnika
KozariSEe
Pudob
Gor. Jezero
GoriEica
Lipsen
Zerovnica
Grahovo
Martinjak
Cerknica
Slivice
Postojna
Haasberg
Logatec
HotedrSEica
Rovte
Zaplana
Vrhnika
Vrhnika
Verd
Bistra
1,81
1,74
3,12
9,20
0,13
1,26
0,33
0,05
0,12
1,23
9,85
4,98
21,6
0,48
0,24
0,30
0,20
0,82
23,1
6,30
6,45
is almost dry and the Pivka in Postojna has almost no discharge. The whole Unica
has only 0,4 m3/sec. The lowest waters of the karstic region springs at Vrhnika have
together 3,50 m3/sec. which for an area of 1.032 km3 gives the specific outflow of
3.391/sec. km2. If we add the discharges from Cerknica and Planina plain and the
inflows of the Logagcica, Hotenjka, Rovtarica and PetkovHek up, the sum is approxi-
mately 1,5 malsec. The difference between the water from the springs and the quoted
inflows, which is approximately 2,O m3/sec. is added partiaiy by underground streams
of the regions where there is no surface flow and partialy by the underground reserves
-the retained water. How much is added by one and how much by the other remains
an open question.
HIGH FLOWS
During heavy rains only the part of water is drained through swallows. The rest
of the water fills up the riverbeds and floods the plains. Thus the high-water discharges
on the downstream-plains and the karstic spridgs of Ljubljanica decreas. The karstic
plains on the Ljubljanica watershed are flooded for a number of months in the year.
The Cerknica-plain is flooded the longest time. Due to the retention of the water on
karstic plains and in the underground spaces, high flows in karstic springs are consid-
erably decreased. In such a manner the high flow at Vrhnika for the period 1924-1958
is only 159 m3/sec. This means a specific discharge of the maximum water of only
154 ]/sec. km2.
259

CHARACTERISTIC DISCHARGE DURATIONS
Regarding duration, the karstic springs give together at Vrhnika the following
characteristic discharges:
Lowest discharge 3,s rna/sec.
medium low discharge 7,6 m3/sec.
9-monthly discharge 14,8 m3/sec.
6-monthly discharge 23,4 m3/sec.
3-monthly discharge 46,O m3lsec.
medium high discharge 112,O malsec.
highest high discharge 159,O malsec.
DISPOSITION OF THE DISCHARGE DURING THE YEAR
The outflow on average, regarding yearly outflow as 100%:
from January to April 44,3%
from May to September 19S%
and from October to December 36.2%
The highest flows occur in general in October and December and the lowest in
August.
COMPARISON WITH NEIGHBOURING STREAMS
In the following a comparison of characteristic values with unkarstic, high-mountain
rivers Sava and SoCa at approximately equal watersheds is given:
Discharge:
Karstic region
of Ljubljanica
Equivalent region of
Sava
SoCa
Medium discharge 35,O m3/sec. 55,8 m3/sec. 73,5 m3/sec.
Lowest discharge 3,5 m3/sec. 7,7 m3/sec. 10,5 m3/sec.
Highest discharge 159,O m3/sec. 960,O m3/sec. 1424,O m3/sec.
9-monthly discharge 14,8 m3/sec. 29,8 m3/sec. 32,O m3/sec.
6-monthly discharge 23,4 ma/ ,. 45,l m3/sec. 50,3 m3/sec.
3-monthly discharge
Discharge percent
48,O mYsec. 70,O m3/sec. 146,O m3/sec.
from I.-IV. 4433 % 259 % 3 1 ~
Discharge percent
from V.-IX.
Discharge percent
from X.-XII.
Yearly precipitations
Approximate drainage
19s %
362 %
1,690 mm
44,1 %
308 %
2.155mm
403 %
28J %
2.576 mm
coefficient 0,58 0,80 0,87
260
%

Fig. 1 -Surface and underground average medium yearly discharges in m3/sec. On the
inlets of Ljubljanica in the karstic region of its watershed.

The comparison of hydrological characteristics shows the drainage coefficient of
Karstic region of the Ljubljanica to be extremely low. The low flows are proportionally
low too and the high flows are especially low.
Due to the retention of the water on karstic plains the dynamics of the drainage
during the year is particularly interesting. At Ljubljanica the discharge is the lowest
in summer months (from May to September). During this period the discharge of
Sava and Sota is, in contrast, the highest. The drainage from the Karstic region of
Ljubljanica is highest during the first months of the year and lower during the last
months.
The low high flows and the adverse dynamics of the drainage, having regard to
the season of the year, have a very favourable influence on the downstream hydrological
circumstances of the Ljubljanica and Sava. At future eventual interventions in the
natural water regime these hydrological means have to be kept, and futhermore pro-
fitably utilized.
262

SUMMARY
THE HYDROSYSTEM OF KARSTIC SPRINGS
IN THE TIMAVO BASIN
Franc BIDOVEC
HidrometeoroloSki Zavod SRS, Ljubljana
The short river Timavo, which flows into the Adriatic Sea about 20 kilometers
north-west from Trieste, is fed by karstic springs. The problem, from where these
springs receive the relatively abundant water quantities, has been technically studied
for over 100 years. Yet “the mystery” of the Timavo has remained an unsolved problem
up to the present, although its karstic region belongs to the most thoroughly explored
areas. The results of the tracing of the subsurface water connection between the
Notranjska Reka and the Timavo carried out in 1962 with tritium, have not been
hydrologically correctly explained either, therefore the erroneous opinions about the
water connections of the Timavo have not been completely done away with. Applying
a thorough analysis of the hydrologic conditions and taking into account the different
permeabilities of the particular regions the complicated system of the Timavo springs
can principally be correctly solved. More accurate results of the water quantities that
the Timavo springs get under various hydrologic situations from the basins of the
Sota, Notranjska Reka, and from its own adjacent area, can be obtained only with
a well organized hydrometric service and broader systematic investigations. Since the
drainage basin of the Timavo lies on both sides of the Yugoslav-Italian border, the
hydrologic investigations must needs be coordinated.
RESUME
Le système hydrographique des sources karstiques du jîeuue Timauo
Le court fleuve Timavo, qui se jette dans l’Adriatique à une vingtaine de kilomètres
au nord-ouest de Trieste, est alimenté par des sources karstiques. Depuis plus de 100
ans, on cherche à déterminer d’où ces sources reçoivent leurs eaux relativement abon-
dantes. Cependant, c< le mystère» du Timavo est resté entier jusqu’à maintenant, bien
que le bassin karstique de ce fleuve fasse partie d’une région explorée à fond. Les
résultats de la recherche effectuée en 1962 à l’aide du tritium pour déterminer le cours
de la communication souterraine entre le Notranjska et le Timavo n’ont pas non plus
été correctement interprétés du point de vue hydrologique; c’est pourquoi i1 subsiste
encore des idées fausses sur les connexions du système hydrographique souterrain du
Timavo. C’est surtout par une analyse approfondie des conditions hydrologiques et
en tenant compte des différentes perméabilités de chaque région que le système com-
plexe des sources du Timavo pourra être expliqué correctement. Des données plus
précises sur les quantités d’eau que les sources du Timavo reçoivent, dans des conditions
hydrologiques diverses, des bassins de la Socà, de la Notranjska Reka et des régions
que lui-méme traverse, ne pourront être obtenues que par un service hydrométrique
bien organisé et à la suite de recherches systématiques plus étendues. atant donné que
le bassin hydrographique du Timavo s’étend de part et d’autre de la frontière italo-
yougoslave, il faudra que ces recherches hydrologiques soient coordonnées.
DUE TO DEFICIENT HYDROLOGICAL RESEARCH AND DISCUSSIONS THE “MYSTERY” OF THE
PERSISTS
TIMAVO
The intensive use of water nowadays demands much better and more exact infor-
mation on water resources. The collecting of reliable hydrological data to rationalize
water projects and economize the use of water is, in general, a difficult task. A special
problem, however, is the collecting of data on Karstic springs. In a hydrological study
of Karst territory with complicated underground drainage system we are concerned
with certain questions, and no real advance can be shown. The reason for this state is,
263

first of all, the undeveloped hydrological science and the disorganised hydrological
service. Instead of systematic and continuous research based on professional hydrological
principles and conducted by a unified hydrological organization such research is
carried out by several institutions independantly. The hydrological study of Karstic
region in the past was limited mostly to the study of underground-water connexions.
There was very little donc in the field of quantitative research. It is true that hydrological
investigations in Karst areas require corresponding research on geological,
morphological, chemical, and other questions, but the results of those, for the hydrological
research auxiliary studies, have to be interpreted from the hydrological point of
view.
A good example of previous inadequate methods and results of hydrological study
of Karst areas are the experiments in the Timavo basin. Although the Timavo basin
was one of the most extensively studied Karstic regions we are today still facing some
basic problems of its hydrographic background, and we are still lacking reliable
hydrometrical data on the main springs of the Timavo. Better information on the
hydrology of this region is essential to several interests, such as the water supply of
Trieste or the need for exact explanations of consequences provoked by possible
interventions in the river régimes of the N. Reka or the SoCa river as well, etc.
In order to get better and more complete hydrological data, it is necessary to
conduct continuous and systematic professional hydrological research. Above all,
we have to organize in the Timavo basin a good flow-measuring service, because such
data are indispensable for all future experiments.
The history of hydrological research of the Timavo basin shows that people have
been for a long time interested to know from where the short river Timavo, which has
its outlet into the Adriatic sea about 20 kilometres north-east from Trieste, was receiving
such large quantities of water. They were looking, first of all, for a connexion with the
N. Reka river, which disappeared in the Skocjan Caves (fig. I).
The first tracing experiments in this connexion were conducted in the 17th century,
and sawdust was used as tracers. Those experiments and many others with different
floating particles gave no results. Not before the beginning of this century was the
connexion between the Timavo springs and the N. Reka river disclosed by tracing
tests with different substances (marked eels, dyes, chemical substances, and radioactive
isotopes). Most of these experiments were performed for the study of the water supply
of Trieste by G. Timeus, professor of chemistry.
The problems of the Timavo “mystery” and the results of quite extensive research
work were published in many papers, but the final form was given in the study by
Boegan “IL TIMAV0”4. The entire catchment of the Timavo should occupy, according
to Boegan, 874 km2, of wich 482 km2 should belong to the N. Reka river (the
upper Timavo), and 392 km2 to the underground part of the Timavo. According to
Boegan, the N. Reka river is connected with all the main Timavo springs, with the
Sardotsch and Moschenizze springs, with the springs at Auresina, and with several
other springs along the sea coast. Only the Bagnoli springs should not be connected
to the N. Reka river.
When, in 1956, the question arose as to what the effect would be on the Timavo
discharge of a diversion of the N. Reka river into another hydrographic system, water
balance analyses for the Timavo basin and the adjoining catchment areas were made.
it was established, however, that the N. Reka river with the lowest discharge
Q = 160 l/sec. and an average low discharge Q = 400 ]/sec., respectively, could give
but a very small contribution to the Timavo springs, which were presupposed to have
a discharge of about Q = 10 m3/sec. At low stage, the Timavo springs seemed to be
fed mainly by water from the SoCa river basin. Mr. d’Ambrosi, however, did not agree
with this opinion, and attributed the large flow of the Timavo springs at low stage to
the retention of the N. Reka river water in Karst.5
264

The experiments of the last years, as well as groundwater research in the Sota-
Vipava region and the tracing of the underground connexions of the N. Reka river
carried out in 1962 with tritium have, to a large extent, cleared the basic hydrological
problems of the Timavo. Unfortunately, the results of the tracing in 1962 were not
correctly interpreted in the papers6s7 where they had been published. In the
reports of both papers the contribution of the N. Reka river to theTimavospringsis
Fig. 1 - Inflow of the N. Reka river into the Skocjan caves.
calculated too low. In the former report an excessive contribution is attributed to
the SoEa river. In the latter report, however, the contribution from the SoEa river
is reduced and contributions from Citarija and the Podgrad region and from else-
where are presumed instead.
26 5

THE FLOW DEVIATIONS OF THE N. REKA RIVER ACCORDING TO THE RESULTS OF THE
TRACING IN 1962
In discussing the Timavo springs, we have to take into account that they are fed
partly by water from their own immediate catchment area, and partly by waters from
the basins of the N. Reka and the SoCa rivers as well. At different run-off conditions
these different drainage basins may have different influences on particular springs. The
conducting capacity of the underground drainage system of the Timavo is limited as
regards the high flow quantities. In addition, the run-off of high flows of the N. Reka
river is slowes if heavy rainfall occurs in the immediate area of the Timavo springs than
it is if there are no local precipitations. Further, if at low water stage the discharge of
the main Timavo springs suddenly increases as a result of high local rainfall, or if
the main springs are artificially raised, the backwater produces, owing to the small
water surface slope, a rise of water level in the Auresina springs and in the Trebiciano
Cave. For each spring and river section studied in the Timavo basin we have to con-
sider the constant changing of discharges and drainage circumstances in the hydro-
graphic system.
The tracing of underground connexions of the N. Reka river in 1962 was planned
to be carried out at steady low water stage. Actually at 13 hour on 3 July, when 200 C
of tritium and 100 kg of fluorescein were injected, the discharge of the N. Reka river
at the entrance into the Skocjan Caves was only 500 ]/sec.
As a matter of fact, the N. Reka river starts disappearing a few kilometres before
the Skocjan Caves, approximately 400 m downstream from the water-gaging station
Cerkvenik mil (fig. 2), where the river channel crosses limestone strata. Water disap-
pearing in this river reach has a connexion, according to Timeus’ tracing, with the
flow in the Skocjan Caves. Therefore, we have to take into account the total discharge
Fig. 2 - The schematical plan of underground waterconnections of the N. Reka river
with the springs of the Timavo hydro-system after the tracing experiment in
July 1962.
Cuves: 1. Skocjan, 2. KaEna, 3. Trebiciano, 13. Brestovica, 14. Comarie.
Springs: 4. Bagnoli, 5. Osp, 6. Riiana, 7. Guardiella, 8. Aurisina, 9. Timavo,
10. Sardotsch, II. Moschenizze, 12. Lisert.
266

of the N. Reka river as measured at the gaging station Cerkvenik mill. In the time of
injection the discharge of the N. Reka river amounted, however, to Q = 1,2 m3/sec.
On the same day heavy rainfall started after the injection and the N. Reka river rose
considerably. The flood wave peak attained the value of Q = 50 m3/sec. at the gaging
station Cerkvenik mill. This increase of flow ought to be taken into consideration in
the tracing experiment.
During the tracing experiment samples were taken at 14 different points, which are
shown in the plan (fig. 2) and indicated by numbers from 1 to 14.
The observation point No. I (the Skocjan Caves-Hanke bridge) was situated
470 m dowsntream from the point of injection and had the sole purpose verifying of
the quantity of the passing tracer. As regards the computation of the quantity of the
passing tracerG~~, I would like to remark in general that Karstic underground channels
with their large dead spaces as well as the manner of sample taking does not satisfy
the basic conditions for an exact determination of the passing tracer. even if the accuracy
of the sample analyses was assumed1.
The 300 m deep Katna Cave (fig. 2-5) has no flowing water. The bottom of the cave
ends in a siphon where water ñuctuates. This water could only be under the influence
of the backwater in the channel system of the N. Reka river. Sampling at this observation
point was not possible at the time because the access into the cave was established
too late.
The same also occurred in the 329 m deep Trebiciano Cave, where sampling did not
start in time. Only on 6 July, when the high water stage in the Trebiciano Cave was
already in recession, was the first sample taken. The resulting incomplete record of tbe
time-curve of concentration and the impossibility of establishing flow-rates of the
flood wave, during the appearance of the tracer, did not permit determination of the
quantity of the passed tracer. By means of visible trails in the Trebiciano Cave the
Fig. 3 - Time-curves of cencentration in the observed springs during the 1962 tracing
of the N. Reka river connections.
267

highest level at the peak discharge was determined to be H # 14 m. In figure 3 the
approximate hydrograph is plotted in dotted line. If a stage-discharge curve for the
Trebiciano Cave were available, it could be easily demonstrated that the rates of
flow in the Trebiciano Cave must have been many times larger than the values computed
in the
The computations with assumed discharges in the Trebiciano Cave (400.000 m3/
day = 4,63 m3,kec.) too low and the supposition that the N. Reka river was contributing
only 500 l/sec. were the main causes of incorrect conclusions in the reportses7. Thus
were brought to life again old and new hypotheses, that the underground flow of the
Timavo draws waters from the Podgrad, the Citarija and from other regions’. Such
hypotheses could not appear if a sounder hydrological analysis of the region had been
worked out.
Fig. 4 - Discharges of the N. Reka river and of the observed springs during the 1962
tracing.
The abundant flow rates of the RiZana spring and the tracing test, already performed
on the disappearing Odolina river by Timeus, indicate that the region of Materije
belongs to the RiZana river basin. Likewise, special investigations and searching for
an underground flow in the valleys of the GlinSEica and the Osp rivers could be omitted.
According to the theory of Professor Marussi7, based on the study of some morpholo-
gical features of terrain, which are regarded as a consequence of erosion of the “paleo”
rivers, this underground flow ought to descend from the cicarija region and be con-
nected with the underground flow of the Timavo river. Such an imagined flow con-
nexion, however, is not possible, because at high stage in the Trebiciano Cave the
268

water level rises for more than 100 m (fig. 5). Under such circumstances, in the valley
of the GlinSEica river, lying low above sea-level, springs would appear and ground
would be Aooded.
According to the results of the tracing in 1962, it can be assumed that the N. Reka
river does have connexion with the Bagnoli spring (fig. 2-observation point 4), which
is at variance with the results of previous tracings. Unfortunately, the sample taking
did not start in time. The concentration level of the first samples (5,s mpC), the com-
parison with the time variation of tracer concentration in the Trebiciano Cave, and
the form of the regression curve of concentrations show that tracing matter appeared
in this observation point. It is possible, of course, that only high waters of the N. Reka
river flow over to the Bagnoli spring.
Fig. 5 - Schematic longitudinal profile of the N. Reka river from the place of disap-
pearing to the Timavo springs Elevations above sea-level by Boegan (4).
The springs of the Osp river (fig. 2-observation point 5) and of the Risana river
(fig. 2-observation point 6) gave samples during the tracing in 1962 without any sign
of tracer. The spring of the Osp river should be observed, nevertheless, in future tracing
tests, especially in the case of high water stages in the N. Reka river.
In the Guardiella spring (fig. 2-observation point 7), which is supposed to get
water directly from the local catchment area5, no tracer was detected during the tracing
in 1962.
In the springs at Nabreiina (fig. 2-observation point 8) the tracer appeared a
few days later than in the main Timavo springs, in spite of the fact that the latter ones
have an air-line distance from the point of injection 7,2 kilometres longer. Therefore,
the time variation of concentrations and of levels of concentrations are more extended
than is the case with the main Timavo springs.
In the three main Timavo springs (fig. 2-observation point 9) the concentrations
appeared at the same time and passed away similarly in regular waves. The normal
duration and form of the concentration waves of the main Timavo springs and of other
observation points as well prove that no significant retention of waters running
the regions of the N. Reka river and the underground Timavo takes place2a5.
269

It is interesting to note that the samples taken from the Sardotsch spring (fig. 2-
observation point lo), which feeds the water supply of Trieste, did not show any
tracer. The Sardotsch spring seems, therefore, to get water from the Sora-Vipava
groundwater basin and not from the N. Reka river, as considered up to the present.
It can be assumed, likewise, that the springs Moschenizze (fig. 2-observation
point 1 i), Lisert (fig. I-observation point 12), Comarie (fig. I-observation point 14),
and Dolenca (fig. I-observation point 13) are not connected to the N. Reka river,
but are fed by groundwater from the Sota-Vipava region, although very low concentra-
tions in the samples were detected, showing steadily variations up to & 3 mpC as the
natural background.
INVESTIGATIONS OF THE SOEA-VIPAVA GROUNDWATER AND ITS DRAINAGE TOWARDS THE
SPRINGS
SIMAVO
While the N. Reka river disappears visibly through the mighty Skocjan Caves
into the Karst underground, the disappearance of the Sota and Vipava rivers is not
visible. The study of the percolation of groundwater into the Karst is therefore a more
difficult problem, because the places of disappearing are hidden.
The SoEa river begins losing water, that percolates into the groundwater system,
immediately after Gorica, whilst the Vipava river shows water losses from Dornberk
downwards. The Sota-Vipava groundwater is also recharged by precipitation on its
own catchment area. Only by special investigations could it be determined whether
this groundwater system is also recharged by the headwater of the Sota river and/or
by the deep Karst streams of the plateau BanjStica and Trnovski Gozd territory.
The direction of flow of the groundwater and the.altitude above sea-level of its water-
table at low stage in the Miren region is proof of the diversion of the Sota-Vipava
groundwater into the Tirnavo springs.
Fig. 6 - General plan of the Sota-Vipava groundwater with approximate water-
table contours at low water stage.
270
$

In future more detailed research must be established in which places does groundwater
percolate into the Karst, what is the percolating amount, and with which springs
of the Timavo region particular underground streams communicate. With this intention
some investigations have been made already. The Geological Institute in Ljubljana,
for example, employed in 1962 a geo-electric method in order to establish directions of
groundwater flow in Karst. For this purpose two profiles stituated about i km south
of Miren, along the contour line of 100 m were investigated (fig. 6, profile 1-1 and profile
11-11) and by the method of apparent specific resistivity zones of low and high resistivity
were delermined. Resistivity in the profile 11-11 was on the whole very low. In the
profile 1-1, at the point of the lowest specific resistivity, indicating supposedly a possible
water flow, an 80 m deep hole was drilled by the Geological Institute (fig. 6-point
M i). In this borehole, penetrating fractured and porous limestone, no water was found
at the time of drilling; on the contrary, between the depths from 63,9 to 80 m, drilling
water was disappearing. In the borehole M 1 water appears in periods of rainfall and
rises very high, but at low-water stage it disappears through the bottom of the borehole,
which lies 16,25 m above sea-level. Regrettably, the borehole is not deep enough to
permit determination of the lowest level of the Karstic subsurface water at this point.
In the borehole M 2, made by the Geological Institute on the left bank of the
Vipava river (fig. 6-7, point M 2), water appeared in the depth of i7 m, that is on the
boundary between the Quaternary deposits and the limestone strata. In the 50 m deep
borehole M 2, which had been chosen as a point of injection for the intended tracing
test, the Bundesversuchs und Forschungsanstalt Arsenal, Wien, tried to establish
flow direction and velocity of the groundwater by the method of dilution of the injected
tracing substance, but no satisfactory results were obtained. These experiments would
have had more success if they had been directed by hydrological criteria and if the
already available hydrological informations on this region had been consulted.
The groundwater of the Sota-Vipava region does not flow into the Karst frontally
through one or more trenches following the direction and remaining on the level,
which is characteristic for this groundwater as long as it is mowing through the deep
-
M ü km
Fig. 7 - Schematic longitudinal profile of the subsurface flow of the Sora-Vipava
groundwater from the Miren region to the Thavo springs.
l
27 1

waterbearing gravel layer. On the contrary, the groundwater is percolating into the
fractured and porous limestone in many places, at different altitudes, and in different
geological and hydrological situations of its large swallowing zone. That explains why
the water table in such a zone cannot be shown by a contour map.
in the swallowing zone of Miren, south of the Vipava river, along the reach from
the village Vrtote to the State border, there are numerous wells for local water supply.
(fig. 6) The fluctuation of the water level in these wells (fig. 8), their specific yield and the
chemical properties of water indicate a variety of origins of the groundwater in this
region. Some of the wells are recharged from the Karst only, that is from the opposite
southern direction (fig. 6 and 8, wells X, N, VI), in others, however, groundwater
of the Sota-Vipava region prevails. In some of these latter wells, dependent on the
actual hydrological situation, water is mixed more or less with water flowing from the
Karst. In view of the large and fast water level oscillations in the wells X and P as in
the borehole M 1 as well, one can conclude that this water has weak outflow and
insufficient connexion with the main drainage arteries. In spite of the low permeability
of the terrain, the well P and especially the borehole M 1 (fig. 6) may have connexions
with deep-lying drainage arteries, which is inferred from the lowest water stages attained
here.
'i
30-
m
'O 1
s i i 5'
n X il, N VI N II Mz P
Fig. 8 -Water levels and hardness of the ground water in the wells of Miren-region
south of the Vipava river.
In the water flowing only from the Karst (the well N) the hardness rises when the
water stage is receeding; in the wells recharged mainly from the groundwater of the
Sota-Vipava basin, however, the hardness is falling when the inflow from the Karst is
diminishing (fig. 6 and 8). Analyses of chemical and other properties of water can be
very helpful if they are conducted in connexion with other hydrological research.
Even the most recent interesting research of the Timavo origins by Professor
Tongiorgio in Pisa, who is analysing and characterizing samples of water taken in
different places of the Timavo hydrographic system, by the structure of the atomic
nucleus of oxygen cannot give quantitative results by itself and requires a parallel
basic hydrological research.
As was shown for the SoEa-Vipava groundwater, the origin and the properties
of water are changing very fast. Taking samples for water quality analyses demands,
therefore, that not only the profile but also the point of sampling be examined critically.
For the determination of flow quantities an adequate flow measuring service should
be organized first and charged with the task to establish the amounts of water seeping
272

from the rivers Sora and Vipava and percolating as groundwater into the Karst, as
well as the amounts of water discharged by springs in the Timavo region, the origin
of which is still uncertaina. The lowest discharge of the main Timavo springs was
estimated in papers published to the present to be 10 m3/sec4. In view of this lowest
discharge the contribution of the SoEa river would be proportionally large3. In accor-
dance with later estimates that the main Timavo springs discharged only one half Of
that quantity, 5 m3/sec., approximately, at low stage attained in October 1962, the
contribution from the Sota basin would be proportionally smaller. For the Moschenizze
springs, which discharge relatively large amounts at low stage, and could therefore be
taken into consideration for the solving of water supply problems, there are no usable
data on characteristic flow quantities at our disposai.
On the other hand, the water losses of the Sota and Vipava rivers must be deter-
mined by simultaneous flow measurements. These losses, being dependent on the piezo-
metric level of the watertable, can be different even at the same river stage. Simui-
taneous flow measurements on the Vipava river show losses up to 1.0 m3/sec. (fig. 9).
Fig. 9 - Lines showing discharge distribution along the Vipava river ad established
by simultaneous flow measurements.
Analysing the results of simultaneous Row measurements we have to be careful
and take into account the accuracy of such measurements, the variations of the water
stages and of the water surface slope, etc. The results of more detailed and co-ordinated
hydrological investigations of the Soca-Vipava groundwater system (water table
elevations, direction and velocity of flow, discharge) covering the entire pertinent
Yugoslav-Italian territory, wil by themselves solve the question of the groundwater
percolation into the Karst. These results will also be necessary for future tracings of
the underground flow connexions.
From previous research of the groundwater it can be deduced that the main amounts
of water lost by the SoEa river on Italian territory percolate into the Karst. Large
outflow apparently occurs at the well 31 (fig. 6) and in some places downstream from
the Vipava river mouth. The circumstance, that the groundwater flowing from che Karst
has in some places along the left bank of the SoCa river its water table at a higher level
than the level of the SoEa river stage does not exclude the possibility of groundwater
273

percolation into the Karst either at another depth or in another place nearby under
specific local outflow conditions.
On Yugoslav territories, the we11 I1 (fig. 6) and the adjoining wells reveal best the
Character of the Soca-Vipava groundwater. They have large yields, and it would be
advisable therefore to seek here a location for boreholes that would serve as injecting
points for possible tracing of underground connexions. Injecting the tracer directly
into the Vipava or SoCa rivers would cause loss of great quantities of the tracing
substance, but it would not establish through which swallow holes the tracer comes into
the Timavo springs.
The hydrological research of the complicaled hydrosystem of the Timavo springs
wil be more ~uccessîul if we get a clear insight into all hydrological problems of the
Timavo basin which were in this report but briefly stated, due to limited space, and if
we start with extensive and systematic research co-ordinated perfectly on both sides
of the Yugoslav-Italian border.
REFERENCES
I. B~DOVEC F., The investigation of the karst underground watersystems and hydrology.
The report, 4th interizationtrl Congres of Speleooiogy iir Yugoslacia. Ljubljana
1965.
2. BIDOVEC F., II servizio idrologico deve esaminare e dimestrare il collegamento dell’
Isonzo con il Timavo. Tecnica Ituliuiia, N. 9. 1961. Trieste.
3. BIDOVEC F., Il contributo della Notranjska Reka alle quantità d’acqua delle
sorgenti carsiclie del Timavo. Tecnica ftnlirrnn, N. 9. 1960. Trieste.
4. BOEGAN E., II Timavo. Trieste. 1938.
5. D’AMBROSI C., Sul problem0 dell’ alimentazione idrica delle fonti del Timavo
presso Trieste. Tecnica ífnliuria, N. 8. 1960. Trieste.
6. ERIKSON E., F. MOSETTI, K. HODOSCEK and L. OSTANEK, Some new results on thc
carstic hydrology with the employ of tritiated water as tracer. Bolletlino di GeoJisica
Teorica ed Applicafu, N. 17. 1963. Udine.
7. MOSETTI F. and collaborators : Un nuovo contributo alla conoscenza dell’ idrologia
sotterranea del Timavo. Tecnica Italiaitu, N. 4 1963. Trieste.
274

RESUME
HYDROLOGIE EN ZONE KARSTIQUE AU MAROC
SEBOU-BETH
R. HAZAN
Chef du Service des Ressources en eau
et
Dj . LAZAREVITCH
Dipl. Ingénieur hydrologue k l’ON1
La présente étude tente de dégager les caractéristiques hydrologiques essentielles
d’un bassin en zone fissurée, karstique.
Pour une meilleure interprétation, une comparaison est faite entre des régimes
hydrologiques semblables intéressant les bassins de nature géologique différente : kars-
tique et impermeable (primaire ou secondaire).
Les modes d’écoulement seront donc comparés, ainsi que leurs caractéristiques
essentielles : débit, ruissellement, crues, étiages, débits solides etc.. . La répercussion
de ces phénomènes sur l’exploitation de ces ressources en eau sera dégagée succinte-
ment en connaissance de cause : laminage par des barrages, envasements, énergie élec-
trique etc.. .
SUMMARY
Surface water Iijdrolugy of karstic zone of Seboit-Beth
This paper seeks to exhibit the essential hydrological characteristics of a drainage
basin in a karstic fissured zone.
For clearer exposition comparisons are drawn between similar hydrological regimes
in the geologicully unlike - karstic and impermeable (primary or secondary) types of
basin.
Accordingly the runnoff patterns in the two instances and their essential characteris-
tics - discharge, runoff over the surface, flouds, low-water periods, solid discharges,
etc. wil be compared after which the inferences of these phenomena for the exp!oi-
tation of these water resources will be drawn succinctly and advisedly- ‘‘ reduction
in peak discharge” “laminage” by dams, silting, electric power, etc.
L’hydrologie d’un cours d’eau est fonction de très nombreux paramètres. L’étude
analogique entre deux ou plusieurs cours d’eau, impose l’existence d’un certain nombre
de paramètres communs ou semblables, de telle sorte que l’étude ne porte que sur les
seuls paramètres qui diffèrent.
L’hydrologie en zone karstique ne peut à elle seule, dégager

LE BASSIN DU HAUT BETH
A l’amont d’El Kansera est entièrement établi sur les formations imperméables du
Primaire et du Permo Trias du Massif Central marocain : les basaltes quaternaires sur
lesquels coule l’oued Beth naissant sont de trop faible importance pour être pris en
considération.
Dans le vaste ensemble pal6ozoïque, d’âge ordovicien, gothlandien et carbonifère
les schistes, admettant parfois des intercalations de quartzites et de calcaires, forment
l’essentiel des formations.
Plus au Nord, mais à l’amont d’El Kansera apparaissent les argiles rouges salifères
du permo trias auxquels sont associés quelques basaltes d’extension limit&
LE HAUT SEBOU
Issu du vaste château d’eau du Maroc qu’est le Moyen Atlas s’écoule dans des for-
mations sédimentaires a prédominance calcaire du Lias. Le faciès dolomitique domine
dans le niveau de base du Lias et le faciès calcaire est prépondérant dans le Lias moyen.
Cette unité a été l’objet de failles et accidents tectoniques répétés au cours des temps
géologiques qui, en plus desa nature calcaire, la prédestinaient aux actions de l’érosion,
particulièrement aux eaux météoriques chargées de gaz carbonique. I1 en est résulté une
série de circulations par les puits ou diaclasses pouvant aller jusqu’a la création de véri-
tables chenaux et cavernes. L’épaisseur de ces formations calcaires peut atteindre 300 m.
Les eaux ainsi filtrées réapparaissent sous forme de sources ou alimentent latéralement
des nappes phréatiques ou artésiennes ou des sous-écoulements d’oued.
II. CARACTERISTIQUES GENERALES
Leurs caractéristiques hydrologiques générales permettent une comparaison rapide
entre les deux cours d’eau.
Le Sebou à Aïn Le Beth à
Timedrine El Kansera
Superficie du bassin
versant en km2 4.387 4.542
Pluviométrie moyenne en mm 616 700
Débit moyen fictif continu
en m3/s 2130 11,40
DBbit spécifique moyen
en l/s/km2 4,97 2,51
Coefficient d’écoulement 26 % 12%
Débit maximum millénaire
en m3/s 1.950 3.100
Débit maximum spécifique
en m3/s/km2 0,438 0,682
Longueur du cours
d’eau en km 125 189
Pente en 1/1.000 12,6 995
Débit minimum m3/s 427 0.60
276

Le choix entre les sections de comparaison sur les deux cours s’est fait :
- sur le Sebou : à la station d’Ah Timedrine;
- sur le Beth : au site d’El Kamera.
Pour ces deux emplacements, les superficies des bassins versants sont pratiquement
identiques. La pluviométrie moyenne annuelle est pratiquement semblable. Elle est
respectivement de 616 et 700 mm donc légèrement plus abondante sur le Beth que sur
le Sebou.
O JO
Fig. 1
IS0
277

Ces remarques permettent de classer les deux bassins dans un certain nombre de
conditions comparables : contiguïté, superficie des bassins versants, et pluviométrie
équivalentes.
Malheureusement, les différents autres paramètres, indépendamment de la géologie,
qui interviennent dans les écoulements sont peu semblables.
Ainsi :
Les longueurs des cours d’eau sont 1
- 125 km pour le Sebou à la station étudiée;
- i89 km pour le Beth à la station étudiée.
La superficie étant égale, il semble que le bassin du Beth soit en moyenne plus étroit
que celui du Sebou.
Les pentes
La pente moyenne du Sebou de sa source à Aïn Timedrine est de 13,6 pour mille.
Celle du Beth jusqu’à El Kansera est de 93 pour mille.
Le schéma 1 montre la relation (altitude-longueur) de chacun des cours d’eau.
La dénivellée du Sebou à Ain Timedrine est de 7.200 - 625 = 1.575 m
Celle du Beth à EI Kansera est de . . . . . . 1.940 - 140 = 1.800 m
I1 faut toutefois remarquer que sur leurs premiers quarante kilomètres, la pente
du Beth est supérieure à celle du Sebou; par la suite celle-ci devient supérieure.
COEFFICIENT D%COULEMENT MOYEN
De 26% pour le Sebou il n’est plus que de 12% pour le Beth.
Cette différence peut provenir du fait que la pente générale du Sebou est supérieure
à celle du Beth; d’autre part les 3/4 du cours supérieur du Sebou est à une altitude
supérieure à 1.000 m. Alors que seulement le 1/4 du cours supérieur du Beth est à une
altitude supérieure à 1 .O00 m. Aussi pour ces deux raisons le Beth est plus soumis aux
effets d’évaporation et évapotranspiration que le Sebou. D’autre part et c’est là le
caructère fondamental, les roches karstiques constituant le haut bassin du Sebou permettent
une infiltration très importante, infiltration qui est alors non soumise aux efets
thermiques, et est restituée en sources dans le lit du Sebou de façon plus ou moins retardée.
Les roches karstiques jouent par leur qualité de perméables en grand, le rôle de réservoir
économisant ainsi de grandes quantités d’euu, qui seraient sans cette qualité, perdues
par évapotrunspirntion.
Le gain est ici de :
21,8 - 11,4 = 10,4 m3/s pour le Sebou.
soit un peu moins de 90%, ce qui est considérable.
Nous allons maintenant comparer pour les deux cours d’eau un certain nombre
de caractéristiques hydrologiques.
III. COMPARAISON ENTRE LES DEBITS MOYENS ANNUELS
ET LES PLUVIOMGTRIES ANNUELLES
Le graphique 2 compare pour les deux cours d’eau et pour 30 ans de mesure, les
rapports :
K = Pa/Pn (Pa pluviométrie annuelle)
(Pn pluviométrie moyenne sur 30 ans)
K = Qa/Qn (Qu débit moyen annuel)
(Qrt débit moyen sur 30 ans).
278

279
.- J
a
CI

On remarque que :
a) En années exceptionnelles :
Le débit moyen annuel atteint un rapport de K = 2,s pour le Beth et K = 1,9 pour
le Sebou.
C’est-à-dire que le débit du Beth est 2,s fois celui de son année moyenne; tandis que
celui du Sebou est 1,9 fois son débit moyen interannuel.
I1 y a donc une régulariiéplus grande sur le Sebou en zone karstique, que sur le Beth.
b) Ea amées très pauures : l’inverse se produit.
Le rapport K pour le Beth est de 0,4; tandis que pour le Sebou en moyenne K est
de 0,7; là encore, apparaît, en période sèche, la régularité du Sebou par rapport à celle
du Beth.
Ainsi donc i’ ffydroiogie en zone kaïs:iquc cs? mr?rp&, fo!Jf~s choses égales par
ailleurs, par une remarquable régularité des débits moyens annuels, par rapport à ceux
en ione non karstique.
Cette remarquable régularité annuelle est également complétée par une re‘gulurisation
pluriannuelle.
Ainsi durant la période 46 à 48 très sèche, la pluviométrie sur le Beth est supérieure
à celle tombée sur le Sebou. I1 n’en demeure pas moins que les débits moyens annuels
en cette période sur le Sebou sont toujours supérieurs à ceux du Beth.
DEBITS MOYENS ANNUELS
Le graphique 3 donne les débits moyens annuels comparés,
soit 21,8 m3/s pour le Sebou et i 1,4 m3/s pour le Beth.
Les courbes sont assez homothé?iques. On voit clairement que les débits minimums
sont supérieurs à :
15 m3/s pour le Sebou
5 m3/s pour le Beth.
Le Sebou a donc indépendamment de sa régularisation naturelle annuelle et pluriannuelle
un

28 1
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Fig. 4

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Pour une fréquence inférieure à 70% K Sebou est supérieur à K Beth. Pour les
années extrêmement sèches, il y a relativement plus de débit sur le Sebou que sur le
Beth; nous nous en expliquerons plus loin.
IV. DEBITS MOYENS MENSUELS
La courbe no 3 établit la comparaison des débits moyens mensuels sur 30 ans entre
les deux cours d’eau.
Les courbes sont homothétiques avec décalage des axes
Le maximum a lieu en février pour le Beth et en avril pour le Sebou; soit un retard
de deux mois pour l’écoulement en zone karstique. L’effet G tampon D est ainsi bien
marqué; la nature karstique du terrain en est le principal artisan.
D’autre part si au cours des mois de septembre à janvier la différence entre les
débits moyens mensuels est d’environ 4 m3/s en faveur du Sebou, par la suite la diffé-
rence est de 24 m3/s pour le même Sebou.
Le décalage des axes des courbes est dû aux effets de l’écoulement ((retardé)) et
soutenu pour le Sebou principalement dû au caractère karstique de son bassin versant.
Débits moyens mensuels des saisons sèches
Le graphique 5 compare les débits mensuels durant les périodes sèches de l’année
(juillet, août, septembre).
Ces écoulements sont des écoulements d’étiage; ils caractérisent la pérennité hydraulique
de chacun des bassins.
La courbe concernant le Sebou est largement au-dessus de celle du Beth. Si celui-ci
enregistre des débits moyens mensuels inférieurs à 1 m3/s par contre le Sebou enregistre
des débits supérieurs à 5 m3/s.
La moyenne peut être de 8 m3/s Sebou et de 2 m3/s seulement pour le Beth.
Les effets ( retard ) et ( tampon n exercés pour le bassin karstique sont mis en évidence
au cours de I’annk 1935; où, sur le Beth, une pluviométrie partielle augmente
le débit d’étiage de juillet à septembre alors qu’elle est sans action immédiate sur les
débits du Sebou. Le même phénomène se reproduit en 1948. Cela provient sans doute de
l’état étiré du bassin du Beth, et surtout de son bassin versant imperméable.
Donc le bassin karstique est caractérisé en période sèche par un étiage soutenu er
relativement abondant, acec un retard de i‘action directe des pluies sur l’écoulement super-
ficiel en grand.
V. DEBITS MOYENS JOURNALIERS MINIMUM (graphique 6)
Le débit journalier minimum est de 4,27 m3/s pour le Sebou.
Le débit journalier minimum est de 0,59 m/3s pour le Beth.
Le débit minimum minimorum est de 2,20 m3/s pour le Sebou.
Le débit minimum minimorum est de 0,004 m3/s pour le Beth.
Malgré une pluviométrie moyenne inférieure pour le Sebou, celui-ci garde pour les
caractéristiques minimum des valeurs supérieures à celles du Beth. Le rôle de réseruoir
souterrain constitué par les calcaires karstiques du bassin du Sebou est assez manifeste
à ce sujet.
284

VI. DEBITS SPECIFIQUES
1. Relation entre les débits spicifigues moyens annuels et les superficies des bassins uer-
sants (fig. 7)
Ces courbes montrent que pour de mémes superficies de bassin versant, le débit
spécifique par 1/s par km2 est nettement supérieur en ce qui concerne le Sebou que le
Beth.
DEB1 TS MOYEN S JOUR NA LIERS M 1 N IMUM
__ _____
Fig. 6
2. Relations entre les débits spérifiques maxima instantanés et la superficie des bassins
versants
On a déjà vu que les débits de pointe sont supérieurs sur le Beth que sur le
Sebou à Ain Timedrine. Ainsi le débit millénaire de 3.100 m3/s pour le Beth, passe a
1.950 m3/s sur le Sebou. Les pointes sont donc plm accusées en terrain imperméable qu’en
terrain karstique; celui-ci joue un rôle important de G laminage des crues >> dans les
phénomènes hydrologiques. Ce rôle d’écrétement des crues est assez significatif et bien
marqué.
Le graphique 8 montre les corrélations existantes pour les deux cours d’eau, entre
les débits spécifiques maxima ou instantanés et la superficie des versants intéressés.
Dans ce cas la courbe de corrélation concernant le Beth est toujours au-dessus de
celle du Sebou.
285

286
Fig. 7
IOW0
CORRELATION ENTRE LES OEBITS SPE~~FIOUES MAXIMUM AS TAN TAN ES
ET LA SUPERFICIE DU BASSIN VERSANT
O
Fig. 8

Ces courbes traduisent bien les phénomènes de laminage et d’écrêtement des crues
caractéristiques des terrains karstiques.
3. Hydrogramme de crue
Le graphique 9 représente les hydrogrammes de crue pour une même période sur
les deux cours d’eau.
I------
PO
JO
O
1
IO4nn
HYDROGRAMMES DES CRUES I
287

On peut remarquer, la disproportion qui existe entre les différents débits de pointe,
même dans le cas d’une pluviométrie sur le Sebou légèrement supérieure. L’écrêtement
et le laminage de crue est manifeste pour le Sebou.
288
Pour ces crues le coefficient d’écoulement instantané est de :
Fig. 10

VII. LES COURBES DES DEBITS CLASSES (no 10)
Ces courbes définissent toutes les caractéristiques hydrologiques comparées des deux
cours d’eau.
Si aux débits de pointe, les valeurs du Beth sont supérieures à celles du Sebou, soit
en moyenne six jours par an, par la suite et tout le reste du temps les valeurs caracté-
ristiques du Sebou sont supérieures à celles du Beth. Ces courbes démontrent encore
une fois, s’il le fallait, le rôle de ( barrage H et de

Le phénomène d’amorçage des syphons, imposant au-dessous d’eux une charge
minimum déterminée, accentue encore ce décalage entre les valeurs limites des coeffi-
cients d’écoulement en zone karstique.
L’année 1944 correspond effectivement à une année sèche précédée elle-meme de
périodes sèches; les sources d’Ain Timedrine ont été désamorcées, il faut une certaine
charge d’eau au-dessus d’elles, pour les réamorcer et leur permettre de couler à nou-
veau; cela peut demander un certain temps, d’ailleurs leur débit est fonction de la
charge du Lias qui les domine et celui-ci dépend de la plus ou moins bonne réalimen-
tation de cette nappe.
DEBITS SOLIDES
L’analyse comparée des transports solides pour les deux types de cours d’eau est
intéressante pour dégager l’action érosive en terrain karstique.
LE BETH A EL KANSERA
Une accumulation d’un volume de terres de 30.000.000 m3 s’est produite derrière
le barrage d’El Kamera en 30 ans. Compte tenu des chasses et des déversements effec-
tués sur le barrage, ce chiffre représente une valeur minimum du transport solide; soit
par an un volume de 1.000.000 m3 ou si on prend une densité de 2,2.000.000 tian.
Le volume d’eau annuel moyen écoulé est 350 Mm3
La concentration moyenne est de 6 g/l.
LE SEBOU A AIN TIMEDRINE
Sur une période de 10 ans le tonnage moyen annuel de débit solide est de 780.000 t ;
pour un volumed’eau moyen annuel de650 Mm3,1a concentration moyenneest de 1,2g/l.
Cependant, la période de prélèvement concernant le Sebou correspond à un cycle
particulièrement humide; le chiffre 1,2 g/l serait un chiffre par exces.
En conclusion l’érosion en terrain karstique est minima comparée à celle qui se
produit dans le bassin du Beth.
Le tableau ci-dessous résume les caracteres érosifs des deux cours d’eau :
Débit solide Volume du dépôt Erosion spéci- Concentration
par an m3/an fique t/km2/an moyenne g/l
Sebou 780.000 t 390.000 175 192
Beth 2.000.000 t 1 .ooo.ooo 445 6
L’aménagement d’un cours d’eau en régime karstique est relativement plus simple
et plus économique que celui d’un cours d’eau de type différent. En effet pour une même
superficie à dominer et irriguer un barrage à construire sur bassin karstique aura :
1. Une retenue moins importante (débit soutenu à l’amont en toute période);
2. Un barrage moins élevé : régularisation sur peu d’années;
290

29 1

3. Des évacuateurs de crue et dérivation provisoire plus économiques (débits maxima
faibles) ;
4. Le laminage des crues est en partie effectué sur le bassin versant même, par sa grande
perméabilité ;
5. Le volume des dépôts solides est réduit;
6. La production électrique profitera, d’un bon CC débit de base ) soutenu; le coût du
km/h sera certainement moins cher.
CONCLUSION
L’étude comparative du bassin karstique du Sebou à Aïn Timedrine, à celui imperméable
du Beth à El Kamera a conduit aux faits suivants :
1. La quabité karstique d’un bassin versant soustrait à l’évapotranspiration des quantités
appréciables de volumes d’eau;
2. Elle exerce une régularisation annuelle des débits;
3. Elle exerce également une régularisation pluriannuelle des volumes écoulés;
4. Elle assure un débit de base annuel soutenu;
5. Les débits moyens annuels extrêmes sont relativement peu accentués;
6. Les débits maxima annuels ou de pointe modérés;
7. Les débits minima annuels sont soutenus;
8. Les débits moyens, mensuels s’exercent de façon G retardée )> quoique trbs soutenus,
résultat de laminage par les terrains karstiques très perméables;
9. Les débits d’étiage sont également par ce fait soutenus, il y a des effets retard et
tampon;
10. Le terrain karstique joue un rôle de barrage et de réservoir en absorbant une partie
des eaux de ruissellement, qu’il restitue de façon retardée, relativement régularisée
en écrêtant les fortes crues;
1 i. Les débits de pointe, instantanés sont par celà même moins importants en terrain
karstique;
12. L’étude hydrologique en terrain karstique concerne non seulement des écoulements
superficiels mais également un écoulement souterrain. Le rôle de l’écoulement
souterrain, sur le régime hydrologique du cours d’eau se manifeste par toutes
les remarques citées ci-dessus;
13. L’aménagement hydroélectrique y est plus intéressant.
292

REsuMB
SYNTmSE DES CONNAISSANCES
GÉO-HYDROLOGIQUES
DES FORMATIONS CALCAIRES EN ITALIE
MORETTI A., PANNUZI L., STAMPANONI G., ZATTINI N.
Servizio Geologico d’Italia-Roma,
Les conditions géo-hydrologiques des principales masses calcaires et calcaréo-
dolomitiques - pour la plupart mésozoïques - des diverses régions italiennes sont
envisagées.
On distingue :
a) Zones constituées par les plus importantes de ces masses, qui correspondent à de
grandes unités stratigraphiques et structurelles (Alpes Apuanes, l’Apennin latial,
abruzzais et campanien, l’Apulie);
b) Zones à calcaires complexes faisant partie de séries lithologiquement différentes
(comme les Alpes de la Lombardie et de la Vénétie et l’Apennin de l’Ombrie et
des Marches), ou ayant le caractère de couvertures (comme les M tacchi» en Sar-
daigne et le haut-plateau des monts Iblei, en Sicile).
L’emmagasinement des eaux dans les masses susdites est rapporté aux conditions
litho-stratigraphiques et tectoniques régionales, aux conditions relatives au karst de
surface et souterrain, ainsi qu’aux rapports entre les nappes et les eaux marines qui
intéressent les calcaires de quelques zones côtières (par ex. dans l’Apulie et au SW
de la Sardaigne).
Finalement les sources de quelque intérêt, comme celles du type e de contact ) et

mainly in thc central and southern Appenincs where they appear niore particularly
on the perimeter of the Mesozoic calcareous massifs surrounded by impermeable
formations.
In the calcareous massifs thcre arc also a number of springs or oyxflows of purely
karstic type, eithcr fracture springs (sometimes intermittent, like Pliny’s Spring”
in the neighbourhood of Como) or the debouchincnts (gcncrally in grottoes) of undcr-
ground rivcrs (Timavo, Fiurnelatte, Imele, Busento, etc.), and submarine springs (Gulf
of Spezia, Gulf of Tarcntum, Sardinia).
PR~FACE
Ce mémoire constitue le premier extrait - bien que schématique - de ce qui
a été acquis jusqu’ici dans cette matière pour ce qui a trait à notre pays.
Les sources bibliographiques utilisées présentent assez souvent zone par zone des
déséquilibres évidents non seulement du point de vue quantitatif, mais aussi - et
surtout - pour ce qui se rapporte aux informations. En effet elles concernent les résul-
tats de recherches scientifiquement non homogènes parce que conduites - avec des
orientations et finalités fort éloignées les unes des autres - indifféremment par l’hydro-
logue, le géographe ou le géologue.
II en dérive divers degrés d’accomplissement et d’élaboration des différents chapitres
régionaux dans lesquels noils avons réparti cette vaste matière (l).
Parmi les œuvres analytiques d’ordre régional - malheureusement limitées à peu
de zones - dont nous nous sommes largement servis, nous mentionnons les Mémoires
illustratifs de la carte hydrographique, les Monographies sur les sources, pour certaines
régions, publiées par le Service hydrographique du Ministère des travaux publics, et
le recueil de mémoires sur la morphologie et l’hydrographie du Carso publiés par le
Conseil national des recherches, ainsi que les feuilles au 100.000e et les notes illustratives
de la carte géologique d’Italie, qui se rapportent à cette carte.
Nous avons aussi utilisé certains essais d’ordre plus général en cette matière, comme
celui sur le karstisme et sur l’hydrologie karstique en Italie, présenté par M. Nangeroni
au XVIII* Congrès géographique italien, et celui sur le même thème préparé par un
groupe de géographes de notre pays pour l’Assemblée générale de l’Association inter-
nationaie d’hydrologje, à Rome. Notre œuvre tend en un certain sens principalement
à la coordination, à l’achèvement et à l’approfondissement de ces partiels éléments
de synthèse.
Afin d’éclaircir ce mémoire, nous avons compilé une petite carte d’ensemble des
masses calcaires distinctes chronologiquement, avec les indications des sources les
plus imposantes.
ARC ALPIN
Le secteur occidental des Alpes, quoique étant constitué en majeure partie par des
roches schisto-cristallines, présente des zones qui sont caractérisées par des reliefs
calcaires et calcaréo-dolomitiques mésozoïques (Alpes maritimes), où il existe une
intense circulation hydrique hypogée, liée généralement à manifestations karstiques.
Ainsi dans la région montagneuse comprise entre les vallées du Tanaro et du Corso,
où les eaux souterraines se canalisent dans les cours souterrains de la grotte de Grazzano
et de la grotte de l’Orco, et dans le groupe Marguareis-Mongioie. Dans celles-c
(l) L’œuvre a été préparée et coordonnée par M.A. Moretti qui a aussi soigné
la rédaction des paragraphes sur les Alpes, sur l’Apennin septentrional, sur l’Apulie,
sur la Sicile, et sur la Sardaigne. Des chapitres restants se sont occupés : M.L. Pannuzi
(Apennin de l’Ombrie et des Marches), M.N. Zattini (Apennin du Latium et des
Abruzzes) et M. G. Stampanoni (Apennin méridional).
294

les eaux absorbées par les roches calcaréo-dolomitiques s’écoulent indifféremment
vers les pentes septentrionales et vers les pentes méridionales. Les sources du type
karstique telles que celles de Pesio, Val d’Ellero, G Vene >) de la gorge des Fascettes dans
le Vallon d’Uprega etc. ont cette origine.
On peut observer des exemples frappants d‘absorption et de circulation hydrique
dans les calcaires karstiques triasico-jurassiques dans les voisinages de Frabosa Sottana,
notamment la grotte de Gaudana avec la résurgence de Dus di Mei alimentée par les
eaux absorbées du mont Pelato. Aussi dans la Val Vermenagna l’intense tectonisation
des calcaires favorise l’énergique drainage des eaux qui sont restituées ordinairement
par des sources au contact des terrains triasiques et des schistes séricitiques imper-
méables sous-jacents du Permien, comme celles du Bandito (820 - 2.400 I/sec) et de
Dragonera (50-460 i/sec), qui jaillissent des grottes homonymes et qui ont des bassins
hydrologiques indépendants.
Digne de mention est aussi la haute vallée d’Ossola, où les schistes lustrés sont
hydrovores et donnent naissance, dans le val Ceirasca, parmi d’autres, à une importante
source karstique avec un débit de 400 Ilsec.
Quoique les formations calcaires des Préalpes lombardes présentent des conditions
géologiques assez uniformes, la connaissance des problèmes géohydrologiques est
fragmentaire et ne permet pas de tenter la synthèse générale du secteur.
La région de Varese est caractérisée par des reliefs calcaréo-dolomitiques méso-
zoïques la plupart desquels sont isolés (Pizzoni di Laveno, Sasso del Ferro, M. Nudo,
Pravello, etc.): on peut admettre que leurs nappes hydriques, spécialement celles des
calcaires triasico-liasiques, soient soutenues par les marnes du Raiblien et du Rhétien
ainsi que par les terrains gréseux et argileux du Permo-Trias en originant de
modestes sources locales de contact. I1 existe des exemples de circulation canalisée.
comme celle de la grotte du Torregion en Valcuvia, de la grotte Cunard0 et de la grotte
Remeron qui alimente probablement une des sources profondes du Lac de Varese.
Les reliefs de la rive occidentale du Lario et de la zone Como-Bellagio-Lecco
sont constitués par une seule formation calcaire, celie du Lias inférieur, OU se développe
un intense drainage et se trouvent plusieurs résurgences, parfois intermittentes, comme
la source Pliniene, entre Torno et Faggeto, et celle de Menaresta, à l’origine du
Lambro.
Aussi dans le groupe des Grignes, comme près de Varèse, l’horizon aquifkre le
plus important est représenté par le calcaire du Ladinien auquel sont liées de nom-
breuses sources.
Une importante source karstique, celle du Fiumelatte, est située un peu au sud
de Varenna et à 100 m au-dessus du niveau du Lac Majeur; elle prend naissance dans
une grotte creusée dans les dolomies ladiniennes.
Nos connaissances sur la circulation hydrique des Préalpes bergamasques, qui se
développe là aussi dans les calcaires du Ladinien et du Lias sont imparfaites. 11 semble
néanmoins que les sources des vallées Brembana, Seriana et Imegna soient dues au
contact des masses calcaréo-dolomitiques et des formations marneuses qui les
entourent.
Dans les Alpes Brescianes, caractérisées par de remarquables phénomènes kars-
tiques, soit superficiels, soit hypogés, I’emmagasinement des nappes hydriques se
vérifie en générai dans la dolomie principale et dans les calcaires du Lias supérieur,
au contact des terrains argilo-schisteux du Raiblien et du Rhétien, comme par exemple
dans les vallées du Cembio, du Garza et du Brenda.
Dans les calcaires du Lias, la formation des nappes hydriques est liée le plus souvent
à la tectonique (synclinaux de la zone de Cariadeghe qui se comportent comme
“compluvium” des eaux souterraines). Les sources sont ici souvent en rapport avec
de grandes failles (par exemple entre Sopramonte et Caiondico).
295

On doit mentionner particulièrement la source de Mompiano, au nord de Brescia,
qui non seulement constitue le débouché des eaux emmagasinées dans les reliefs cal-
caires des Monts Maddalena et Dragone, mais qui restitue aussi celles de la nappe
phréatique renfermée dans les alluvions de Piana di Nava et qui est à son tour alimentée
par la source de Zugno.
Dans les Préalpes véronaises les calcaires karstiques du Jura moyen et de 1’Eocène
moyen sont généralement bien hydrovores.
Par conséquent, toutes les sources périphbriques qui jaillissent sur le versant occi-
dental du Mont Baldo (Navene, Grotte di Truvai et, peu au-dessus du niveau du lac
de Garda, San Carlo del Col et Madonna di Malcesine) sont liées au karstisme.
Dans le groupe des Monts Lessini l’hydrographie karstique profonde favorise en
général l’épanchement des eaux souterraines dans les alluvions de la plaine du Pô,
en y déterminant de nombreuses résurgences au sud et sud-est de Vérone.
Parmi les sources les plus importantes qui se manifestent dans les Lessini moyens
on peut citer celles de Negrar et de Fumane, alimentées respectivement par les eaux
emmagasinées dans les calcaires éocènes et liasiques.
Les conditions hydrologiques du plateau d’Asiago sont aussi strictement liées
au karstisme qui est très développé dans cette région. Les manifestations hydriques
les plus importantes sont dues ici à une nappe profonde emmagasinée dans les dolomies
noriennes, qui a ses issues principales à Oliero, dans la vallée du Brenta (résurgence
d’une grotte avec un débit d’environ 5.000 i/sec) ou dans le Val d’Astico avec les sources
de Camisino utilisées pour l’aqueduc de Padoue.
Le karstisme du M. Grappa et de la région au sud du plateau d’Asiago, entre
1’Astico et le Brenta, favorise une circulation hydrique profonde, d’où, par exemple,
s’alimentent les importantes sources de la vallée du Brenta (S. Nazzario) et du Val
Cismon (Corlo).
Les manifestations hydriques les plus importantes dans les Colli Berici sont ali-
mentées par les eaux emmagasinées dans les calcaires du Tertiaire (Eocène supérieur
et Oligocène inférieur).
Dans le Trentin les conditions hydrologiques sont généralement influencées par la
présence des marnes imperméables généralement rouges, dites ((scaglia ), du Crétacé
autour des massifs calcaires du Lias. Telles conditions sont réalisées par les importantes
sources de débordement, comme on en a à l’ouest de Trente auxquelles on peut ajouter
les sources situées entre la vallée de l’Adige et celle du Sarca (Terlago, Veuano et
Calavino).
Les conditions des sources de Spormaggiore, sur le bord occidental du massif
de Fausior et celles du versant SE du M. Ruber (Cloz et Carnales) sont tout à fait
pareilles.
D’importants niveaux hydriques sont déterminés par les conditions stratigra-
phiques locales. Dans les calcaires dolomitiques du Ladinien, il y a des sources au
contact des terrains sous-jacents imperméables de 1’Anisien-Werfenien (par exemple,
entre la Conca di Surale et la Roggia di Fondo); parfois dans la vallée de l’Adige
(sources Zambana, Fai) et dans le Val di Non, la nappe hydrique se forme au contact
des dolomies du Norien et des marnes sous-jacentes de Wengen.
Dans le versant Nord de la Marmolada (entre Pian Trevisan et le Col de Fedaia),
ainsi que dans le Val di Non jaillissent des sources purement karstiques.
Les eaux absorbées par les calcaires du Crétacé à travers de nombreux gouffres
du Plateau du Consiglio (Belluno), s’accumulent dans une nappe profonde, d’où elles
ressortent, près de Polcenigo, en alimentant la rivière Livenza et jaillissent soit directe-
ment sur les pentes du plateau, soit des alluvions terrassées en se recueillant dans le
rio Livenzetta.
Le Fruili présente des conditions hydrologiques qui sont en général liées au Karst
de la région.
296

Ainsi dans les groupes calcaires mésozoïques du Bernadia et du Natisone (Monts
Mur et Mataiur), on a l’accumulation des eaux dont s’alimentent, parmi les autres,
’ 1
les résurgences des grottes Villanova et Vendroza.
Une circulation de type karstique se présente aussi dans les calcaires dolomitiques
du Norien de l’Arc préalpin et de la haute vallée du Tagliamento, circulation qui est
à l’origine des sources de la vallée Bettigia dans le bassin de Cellina, de celles de Molinat
au S.O. de Barcis, du Fontanon du Toff, près de Tramonti (bassin du Meduna)
de Gorinda et de Vendu! (Vallée Raccolana), tandis que dans le bassin du Tagliamentp,
le Karst est développé dans les calcaires paléozoïques d’où derive l’abondante source
du Fontanon de Thau (N de Paluzzaj.
Sur le versant méridional du groupe Ciampon-Gran Monte-Monte Maggiore on
a des émergences conditionnées par des phénomènes disjonctifs (sources du Cornapo
et du Barman, cette dernière jaillissant du flanc sud du Monte Musi).
A la catégorie des sources de débordement, au contact des masses calcaires avec le
flysch paléogène, on peut attribuer celles du Torlano dans le groupe du Bernadia et
cklles d’Anduins, situées au pied du Mont Asolin et du Mont Prat.
Mais la zone sans doute la plus typique pour les phénomènes de circulation dans
les roches fissurées est celle du Karst de Trieste. “ ‘(I
Parmi ces phénomènes, une importance particulière est attachée à celui bien connu
de l’engouffrement dans les grottes de S. Canziano des eaux du Timavo, qui ressortent,
après un parcours souterrain de 40 kilomètres, en donnant naissance a la source
d’Aurisina, utilisée par l’aqueduc de Trieste.
APENNIN SEPTENTRIONAL
’ Dans ce secteur les roches qui déterminent les conditions hydrologiques importantes
sont les calcaires de 1’Anti-Apennin Toscan, d’âge mésozoique, dont les plus représentatifs
sont les calcaires du Massif Apuan. Ici les calcaires dolomitiques dits ((grezzoni D
et les marbres superposés, ça et la intéressés par les phénomènes karstiques, causent par
leur intense fracturation et fissuration, un abondant hypogé avec formation d’une riche
nappe soutenue par les schistes paléozoîques du socle de la chaïne.
Dans ces conditions, il y a les sources du Forno (200-4000 I/sec) et du Cartaro (158-
495 l/sec) dans la vallée du Frigido, de Carbonara (90-150 Ijsec) et du Carrione de
Colonnata (172 l/sec) dans la vallée du Carrione et des Fontanacce (62-167 ]/sec)
dans la vallée de la Vezza.
Une seconde importante nappe est liée aux calcaires dits caverneux du Rhétien,
et aux calcaires du Jura et du Néoconiien soutenue par un horizon schisteux métamorphique
imperméable (scisti superiori).
On a ainsi les sources Alarone avec 200 ]/sec, Polla dei Gangheri (2001501 l/sec)
et Pollaccia (71-147 Iisec). Cette dernière coule d’une grotte et el!e est considérée comme
une typique résurgence karstique. Dans le bassin du fleuve Magra se trouvent les sources
du Monte Grande (80-100 !/sec) et de Ponte Monzone (2QO l/sec).
De fortes variations de débit de quelques-unes de ces sources font supposer que
les bassins hydrologiques correspondants sont peu profonds et facilement saturables.
On a aussi remarqué que le débit des sources n’est pas, en beaucoup de cas, proportionnel
à la superficie des bassins correspondants B cause des captures souterraines
parfois importantes, telles que le bassin du Frigido qui est peut-être en relation avec
celui du Carrione et le bassin de la Turrite di Gallicano lié k celui de la Turrite Secca
et peut-être de la Turrite Cava. Mais peut-être aussi ces discordances sont-elles dues
à d’insuffisants renseignements sur les quantités de pluie.
Dans le golfe de La Spezia, dans les calcaires du Rhétien, très karstifiés, il y a une
circcilation qui débouche un peu au-dessus du niveau marin ou avec sources dans la mer;
celle de Cadimare est célèbre.
297

Des conditions géo-hydrologiques semblables à celles des Alpes Apuanes sont
présentes dans la région de Siena et dans les Maremmes (K chaîne métallifère»),
où il existe aussi une importante nappe au contact calcaire caverneux-schistes méta-
morphiques sous-jacents.
L’effleurement de cette nappe donne de grosses sources comme celle d’Onci en
Val d’Elsa (1.700I/sec), ou bien faiblement thermales : Ciciano près de Chiusdino
(650-1.200 l/sec), Fosso Luce pr8s de Rosia (220 lisec), Piano d’Orgia (100 i/sec) dans
le bassin du Merse.
Une hydrologie souterraine avec déversement direct dans la mer de l’eau de fond,
est présentée par les masses des calcaires rhétiens du M. Argentario, par celles des
reliefs côtiers limités au sud par la basse vallée de l’Albegna, et à l’est par l’étang
d’Orbetello, et en partie par celles des Monts de I’Uccellina.
I1 est important d’observer le rôle de la vapeur d’origine profonde joué dans le
thermalisme et le liftage des nappes comprises dans les masses calcaires mésozoïques
de la Maremme toscane et les zones voisines.
Parmi les sources thermales de cette catégorie il y a celle de Caldana près de Cam-
piglia Marittima, les sources Lasco della Vena dans le bassin de I’Albegna, et de
Monsummano et Montecatini en Val di Nievole, celles de Bagni de Casciana, de
Bagni di S. Giuliano, de Rapolano, de Chianciano et de S. Casciano dei Bagni. Elles
se manifestent généralement à travers les systèmes de failles dont sont affectées les
masses calcaires susdites.
APENNIN CENTRAL
Les conditions géo-hydrologiques de ce secteur de l’Apennin sont déterminées
par les séries calcaréo-dolomitiques et calcaréo-marneuses qui en forment l’ossature.
A cause des diverses caractéristiques litho-stratigraphiques on distingue divers
Apennins, voire de l’Ombrie et des Marches, du Latium et des Abruzzes.
L’Apennin de l’Ombrie est caractérisé par une série surtout calFaire et calcaréo-
marneuse avec quelques niveaux marneux caractéristiques. Dans cette série les roches
fissurées et hydrovores sont notamment représentées par le calcaire massif du Lias
inférieur, la e maiolica D du Néocomien et subordonnémen t par la ( Scaglia ) du
Sénonien-Eocene.
L’Apennin du Latium et des Abruzzes, par la nature calcaire et calcaréo-dolomi-
tique de ses terrains mésozoïques, généralement très tectonisés et karstifiés (et donc
perméables dans la totalité) offre les plus grandes possibilités pour I’emmagasinement
d’importantes nappes d’eau.
Apennin de l’Ombrie et des Marches
Dans les systèmes montagneux les plus importants, sont inclus les reliefs de l’aligne-
ment M. Nerone-M. Catria-M. Cucco-M. Penna-M. Cavallo, les monts Sibillini,
situés plus à l’est, et plus au sud les monts Reatini.
La circulation d’eau est particulièrement active dans les reliefs où les calcaires du
Lias inférieur sont bien représentés. Presque toutes les importantes sources d’afñeure-
ment du niveau hydrostatique sont liées au phénomène. Elles sont situées à la base
des susdits reliefs et peuvent être considérées comme typiquement karstiques.
Parmi les plus importantes sources on peut citer celle de Ciordano avec un débit
de 250 l/sec, dont l’origine dépend des calcaires du M. Nerone et celles de Capo
d’Acqua, Prata, Vena di Buratti et Bagnara, qui s’alignent autour de la cote 650
environ, dans la zone du Mont Penna et Pennino.
Entre Trevi et Spoleto, en Ombrie, il y a la très connue et classique source du
Clitunno avec un débit de 1.300 Ilsec; dans le bassin de Rieti les sources de S. Susanna
et du Cantaro dont les débits sont respectivement de 5.000 et 4.500 Ilsec.
298

La série stratigraphique présente plusieurs niveaux imperméables qui peuvent
former la base d’autant de nappes phréatiques. Ces dernières cependant, n’ont presque
jamais une grande importance quoiqu’elles donnen t naissance à de très nombreuses
sources avec un débit modeste et situées un peu partout.
I1 est aussi à envisager que l’importance de certaines nappes dépend de compli-
cations tectoniques. Dans les plus grands reliefs, il s’agit de plis anticlinaux, plus OU
nioins étendus et presque toujours renversés vers l’extérieur de l’arc et faillés Jongitudi-
nalement sur le flanc occidental. Transversalement les plis sont coupés par de nom-
breuses failles qui en morcellent la continuité et, par conséquent, diminuen ledébit
unitaire.
Dans ce secteur de l’Apennin il y a aussi des bassins karstiques dont les plaines
de Castelluccio di Norcia, de Colfiorito, de Montelago, de Santa Scolastica, constituent
les exemples les plus frappants.
On a effectué des recherches colorimétriques et bactériologiques pour vérifier vers
quel versant diffluent les eaux.
Par exemple pour le bassin de Colfiorito, dont on a calculé une défluxion moyenne
de 3.017 1/s, on a remarqué qu’une portion de celle-ci alimente les sources du versant
occidental (Radia, Bagnara, Nocera, Capo d’Acqua). La partie restante se disperse
en profondeur en contribuant peut-eitre à l’alimentation d’une nappe plus profonde.
Apennins du Latium et des Abruzzes
Dans cette région des Apennins, avec les Monts Lepini-Ausoni-Aurunci, les
Simbruini, ainsi que les reliefs les plus à l’Est situés entre Aquila et Cassino, le comportement
différent des masses calcaires et des masses dolomitiques, permet la formation
de deux nappes hydriques principales : une nappe supérieure, dans les calcaires
crétacés s’appuyant sur la formation moins perméable des dolomies du Jurassique sup.
et du Crétacé, et une nappe inférieure déterminée par des lolomies du Trias et du Lias
inférieur. Mais il y a aussi d’autre nappes hydriques en positions différentes à cause de
la présence locale de niveaux dolomitiques et marneux, les derniers spécialement
situbs dans la zone de transition avec le facies de l’Ombrie et des Marches.
Les sources sont souvent situées aux bords des massifs calcaires, au contact avec
les terrains imperméables du flysch. Au passage de ces deux complexes affleurent,
par débordement, les imposantes nappes aquifères emmagasinées.
Dans la chaine des Monts Lepini, Ausoni, Aurunci, près du versant occidental,
il semble que les sources de Ninfa (1.500 ]/sec), de Sermoneta (6.000 l/sec), quelquefois
sulfurées, soient liées à la nappe hydrique supérieure, tandis que les sources entre
Sperlonga et Gaeta, qui jaillissent directement à la mer, dépendent de la nappe
inférieure. Sur le versant oriental est située l’imposante source d’Esperia (4.000 lisec),
du type de débordement déjà décrit, et celle karstique du Rio Obbucco (500-1.000 l/sec)
près de Pastena qui constitue un élément d’un typique et complet exemple de groupement
de manifestations karstiques. En effet un petit polje, les gouffres et la grotte
homonyme font partie d’un système hydrique hypogé, qui alimente la susdite source
importante.
La source deTufano près d’Anagni (1 .SO0 ]/sec), située au bord occidental du massif
des Simbruini, peut être référée à la première nappe et classifiée comme une source
de débordement; pres du bord oriental, il y a les sources de Morino (1.800 ]/sec)
et du Liri (2.000 l/sec) dans le Val Roveto. A l’est de cette vallée, il y a les sources
du Fibreno (1.500 ]/sec) et de Molini Cappello (100 i/sec), situées directement à l’ouest
de Sora, a la base du versant occidental des Monts Trani, Cornacchia et Langagna.
Plus au nord, dans la vallée de 1’Aniene (duent de gauche du Tibre), au contact des
calcaires crétacés avec les grès argileux miocènes, sont placées les sources de débordement,
dites d’Agosta (5.700 ]/sec), utilisées par la ville de Rome.
299

Parmi les grandes sources de ce secteur de l’Apennin, il y a celles de Cassino
S. Marco 1-111 et Mastronardi ecc.) avec un débit total de 18.000 l/sec, probablement
alimentées des calcaires du M. Cairo et des reliefs des alentours.
Dans les M. Simbruini, il y a les sources dites du Val Fiume (i.000l/sec), qui
pi ennent naissance au noyau triasique-liasique de Collepardo, probablement alimentées
par la nappe inférieure et à classifier parmi les sources d’effleurement du niveau
hydrostatique.
Cette grande quantité d’eau est due en partie 5 la présence de vastes dépressions
karstiques hydrovores (Camposecco, Campo rotondo et Campo muno, du Mont
Autore, Campo catino et Campo vano à NNW du M. Monna). Encore plus vastes
sont les hautes dépressions qui, comme les précédentes, ont pour la plupart une origine
tectonique, dites de Campofelice et de Pezza dans la chaîne du Velino, de Rocca di
Cambio-Ovindoli entre le M. d‘Ocre et le Sirente, les N piani ) des Cinque Miglia,
de I’Aremogna, des Prati di Rivisondoli, de Quarto di Pescocostanzo et de S. Chiara
dans la chaîne du M. Greco-M. Genzana au sud de Sulmona, et ceux du Campo
Imperatore, d’Ofena et Capestrano (Gran Sasso d’Italia).
Un lac karstique avec desséchements périodiques était autrefois le lac de Canterno
au sud de Fiuggi, actuellement utilisé pour la production hydro-électrique, et le fameux
lac Fucino, artificiellement desséché depuis longtemps.
La relation entre massifs calcaires, perméabilité et circulation souterraine a une
bonne démonstration par l’importante source de débordement du fleuve Volturno
(6.000 I/sec), qui jaillit sur Ie versant oriental du relief de Rocchetta al Volturno, au
contact, généralement, des calcaires mésozoïques et des argiles gréseuses du Miocène
supérieur. Ce relief assez limité et tout entouré par ces terrains imperméables ne suffit
aiicunement à expliquer ce débit imposant. Pour justifier cette énorme disproportion il
est nécessaire d’admettre l’existence d’un socle calcaire continu au-dessous de la masse
iriperméable OU il peut exister une circulation hydrique des zones environnantes. à
laquelle peutMêtre ne devrait pas manquer la contribution des masses calcaires des
Monts della Meta.
Dans les monts Nuria et Nurietta, les plaines de Rascino et Cornino pourraient
contribuer à l’alimentation hydrique des calcaires crétacés qui, en affleurant à l’extrémité
septentrionale de la chaîne Velino-Sirente, au contact avec les niveaux imperméables
du Paléogène, donne origine aux importantes sources de débordement du
Peschiera (17.000~i9.000 l/sec).
Dans la chaîne entre Alfedena et Sulmona (qui comprend le Mont Genzana) les
sources de Sega (300 ljsec) et de S. Cauto (1.000 l/sec) sont celles qui alimentent bien
plus le fleuve Sagittario. Dans la même région il y a la source du fleuve Gizio, avec
un débit de 3.000 ]/sec, probablement originaire du débordement de la nappe inférieure.
Dans le groupe du Gran Sasso d’Italia on peut distinguer, du point de vue de
l’hydrographie karstique, 3 zones caractéristiques :
a) Le bassin du Tirino, avec les sources de Capestrano (5.500 l/sec);
b) La zone de Caporciano et Navelli avec les sources de Capo Pescara-S. Callisto
(1000 l/sec) ;
c) Le bassin de 1’Aterno avec les sources de Tempera-Capovera et du Vetoio avec
un débit total de 16.000 l/sec.
On remarque que, iandis que le bilan hydrologique du bassin de I’Aterno paraît
absolument normal, dans les zones u), b) il y a une disproportion pour l’explication
de laquelle il est nécessaire d’admettre d’abondantes contributions hydriques hypogées
d’autres bassins contigus.
300

APENNIN MERIDION~L
Dans la partie méridionale de l’Italie, il y a une étroite connexion entre les conditions
hydrologiques et les formations calcaires, qui constituent, à l’exception de
l’Apulie, l’ossature apenninique.
Ces formations correspondent grosso-modo chacune à des unités structurales :
la Montagne du Matese, les Monts Lattari, les Monts Picentini, les Alburni, le Cervati
et le groupe du Pollino.
Parmi les formations calcaires, la plus hydrovore, par sa pénétrabilité marquée,
efi ‘(ans aucun doute celle du Crétacé supérieur tandis que les formations calcaréodoilcimitiques
du Jurassique et du Trias, à cause de leur perméabilité réduite,constituent
fréquemment le soutien des nappes aquifères des calcaires crétacés.
D’ailleurs, comme par exemple dans le Cilento et dans le groupe du Pollino,
les calcaires dolomitiques sont en conditions pour permettre la formation d’une
seconde nappe aquifère, soutenue par les schistes siliceux du Trias ou par les phyllades
du socle.
Cependant les réservoirs hydriques beaucoup plus importants sont subordonnés
à la présence de sédiments argileux du Tertiaire (flysch), qui entourent les massifs
calcaires et calcaréo-dolomitiques, déterminant ainsi, au contact des deux complexes,
des nombreuses et parfois importantes sources de débordement.
Les motifs structuraux de chaque massif déterminent d’ailleurs, un morcellement
des divers bassins hydrologiques. Un exemple frappant du phénomène est représenté
par la montagne du Matese, le premier des grands reliefs calcaires de l’Italie méridionale,
qui est caractérisée par un ensemble de blocs monoclinaux, disjoints par un
double système de failles, E-W et NW-SE déterminant en même temps les lignes
principales de l’orographie. Bien que ses sources les plus importantes - celle du
Biferno à la cote 500 environ (1 .O00 l/sec) à la base du versant nord-oriental, et celles du
Torano (3.000 l/sec) et du Maretto (5.000 I/sec) à la cote 200 du versant Sud - peuvent
être envisagées comme génétiquement semblables, parce qu’elles jaillissent du contact
de la masse calcaire et des sédiments imperméables du flysch, leur différence de cote
fait supposer qu’elles sont liées à deux bassins hydriques distincts, dérivés d’une
séparation souterraine due au soulèvement par faille de la formation dolomitique
semi-imperméable sous-jacente.
Pour une utilisation plus avantageuse, les eaux des sources du Biferno seront
amenées, en grande partie, sur le versant tyrrhénien par une galerie.
Même si la perméabilité en grand, qui caractérise les Monts Lattari (Péninsule de
Sorrento) et I’Ile de Capri, due à l’intense fracturation des calcaires et au remarquable
développement dans le sens vertical des phénomènes karstiques, soit à une cote élevée,
soit au voisinage de la mer, permet une intense circulation hydrique, les particulières
conditions morphologiques et la fragmentation des niveaux imperméables consentent
ici seulement de modestes nappes aquifères locales.
Les eaux en effet, affluent en général à la mer ou se perdent, comme par exemple
sur le versant du golfe de Naples, dans les terrains alluvionnaires de la plaine de Pompei
ou dans les niveaux perméables des formations volcaniques du Vésuve. Dans la même
région, les sources minérales de Castellamare di Stabia s’alimentent à la nappe hydrique
dont la minéralisation est liée aux émanations de CO2 d’origine endogène.
Des caractéristiques d’affleurement analogue sont présentées par les sources du
massif des Picentini (le Terminio, le Cervialto, 1’Accellica, le Polveracchio), qui
prennent naissance généralement au contact des formations calcaires mésozoïques
et des formations argilo-gréseuses tertiaires du flysch et qui peuvent être comptées
parmi les plus importantes de l’Italie méridionale, telles que la source de Capo Sele
(3.300 I/sec environ), à la base du massif calcaire crétacé du Cervialto, la source du
30 1

Serino (2.000 lisec), à la base du Mont Terminio et celle de 1’Ausino-Ausinetto (400 i/
sec environ) entre le Mont Accellica et le Polveracchio.
Des monts Picentini prennent naissance finalement les importantes sources Bagno
della Regina et Pollentina, avec un débit d’environ 700 et 1.200 l/sec respectivement
(territoire de Cassano Irpino).
La situation géo-hydrologique générale est déterminée par la nette distinction des
masses calcaires du Terminio et du Cervialto et de la masse dolomitique de I’Accellica,
les premières étant plus hydrovores. Par conséquent, leurs sources donnent le plus
grand débit. Enfin les conditions générales de gisement de ces formations calcaréo-
dolomitiques favorisent un plus fort drainage vers les bords septentrionaux. Des
captures hydriques hypogées peuvent se produire; on admet, en effet, que vers le
bassin du Sele soient drainées les eaux absorbées par la partie la plus élevée du groupe
du Cervialto, qui se trouve, au contraire, dans le bassin hydrographique du Calore.
Très différentes et beaucoup plus complexes sont les conditions géohydrologiques
de la région montagneuse du Cilento, qui s’étend de la vallée du Calore jusqu’à Sapri
et s’identifie par deux grands massifs constitués principalement par des calcaires du
Crétacé : les Monts Alburni et le Cervati. La structure assez fragmentaire de cette
région, où sont situés aussi de larges affleurements dolomitiques ayant à la base les
schistes siliceux du Trias, ne permet pas de dresser un tableau exact de ses conditions
géo-hydrologiques.
Par les caractères surtout karstogènes des masses calcaires et par les caractéristiques
géo-morphologiques locales, la genèse des émergences hydriques ici existantes est
variée.
On a des émergences de déversement liées au contact des calcaires et des sédiments
argileux du flysch, des résurgences correspondantes à des cours d’eau souterrains (résur-
gence de l’Angelo dans la grotte de Pertosa et celle très renommée du Busento près
de Morigerati), des résurgences sous-marines (sources Ruotolo à Sapriì, liées à des
conditions géomorphologiques locales, et enfin des jaillissements dus aux contacts
tantót stratigraphiques, tantót tectoniques entre les dolomies et les schistes siliceux
inférieurs.
Aussi pour le groupe montagneux du Pollino, par lequel se termine le système des
reliefs calcaires de l’Apennin méridional, on trouve des conditions d’emmagasinement
génétiquement analogues à celles du Cilento avec des nappes hydriques dues au contact
entre les dolomies et les schistes du Trias (Lungro, S. Sosti et le haut bassin de 1’Argen-
tino), avec des émergences de débordement alimentées par les calcaires du Crétacé
(source du Mercure sur le versant septentrional du Pollino), ainsi que les résurgences
karstiques et les sources sous-marines le long du littoral thyrrénien.
Rappelons enfin les résurgences d’eau sulfureuse et salée liées aux formations
calcaréo-gypseuses tertiaires de la Calabre (Belvedere, Spinello et Zinga).
APULIE
Les calcaires du Crétacé supérieur à facies de récif et à allure subhorizontale dégra-
dant vers la mer Adriatique, avec une morphologie plate à vastes dàpressions liées à des
systèmes de failles longitudinales (de NO à SE) et subordonnément transversales,
prédominent dans la rdgion (Gargano, Murge et Salento).
L’énergique drainage des eaux météoriques exercé par les calcaires, caractérisés
par de grandioses phénomènes karstiques, soit superficiels soit hypogés, alimente
ce qu’on appelle ( nappe de base N située au niveau minimum hydrostatique déterminé
par la mer.
Les manifestations hydriques, distribuées tout le long de la côte, généralement
situées à un niveau inférieur à 10 m et notablement distancées entre elles, avec un débit
3 02

de quelques centaines de ]/sec, sont probablement conditionnées par l’existence, le long
de la région côtière, au-dessous du niveau de la mer, de couvertures sédimentaires
imperméables, qui empêchent la formation des sources sous-marines.
Les plus importantes sont celles des lacs de Lesina et Varano, à Vieste et Siponto
sur le Gargano et dans les environs de Trani, Brindisi, Lecce et Taranto.
Dans le golfe de Taranto des sources sous-marines importantes (cidri) sont connues.
Les études géophysiques et des sondages ont permis de déterminer l’allure de la
nappe profonde, qui est distribuée en trois grands bassins hydrologiques : le Gargano,
dont la nappe est isolée à cause de motifs stratigraphiques et structurels, vers l’orient
et vers le plateau de 1’Apulie et des Murge (celle-ci peut défluer seulement vers les
zones les plus internes de Ja côte septentrionale et méridionale); les Murge, dont le
bassin est délimité au NW et SW par des grands systèmes de failles; et enfin la région
de S. Maria di Leuca, la nappe de laquelle dimue vers la côte de la péninsule du Salento,
en excluant le trait Lecce-Otranto, où elle est entravée par une large couverture de
terrains récents.
On a rkemment étudié quels sont les rapports entre les eaux marines qui pénètrent
profondément dans la région calcaire de l’Apulie et celles de la nappe (la communi-
cation souterraine entre les mers Adriatique et Ionienne peut être envisagée).
11 en est résulté que la nappe profonde peut être rencontrée jusqu’à une profondeur
égale à 40 fois la cote piézométrique de la nappe elle-même, c’est-à-dire parfois bien
au-dessous du niveau de la mer.
Cette règle permet donc d‘établir la profondeur limite qu’il serait dangereux de
rejoindre à cause de la présence d’eau salée.
D’autres problèmes pratiques concernent la recherche de la nappe profonde par
endroit, où elle est artésienne à cause de couvertures imperméables.
L’exploitation de la nappe profonde doit aussi tenir compte de la variation d’équi-
libre existant dans le système eau salée - eau douce, en conséquence du pompage de
celle-ci. Cette variation est plus rapide à proximité de la côte et dans les zones où les
calcaires sont plus fortement fracturés, tandis qu’elle est plus lente dans les zones
internes, à cause de la plus grande profondeur du niveau de l’eau marine.
SICILE
Les masses calcaires et calcaréo-dolomitiques les plus remarquables en Sicile sont
celles du secondaire des Monts de Palerme, de Castellamare, de Trapani, de la zone
des Monts Sicani et des Madonies. Des formations calcaires font partie toutefois,
de la série tertiaire. Parmi celles-ci, les formations du haut-plateau de Ragusa ont une
importance particulière.
Quant aux conditions géo-hydrologiques des calcaires du secondaire, on doit
observer que l’état fragmentaire assez répandu de leur affleurement, la morphologie
à étroites dorsales d’une grande partie des reliefs constitués par ces mêmes terrains,
le fait que quelques-uns parmi eux atteignent les zones côtières, en déterminant des
sources directement dans la mer, avec les caractéristiques climatiques et météorolo-
giques régionales, constituent des facteurs négatifs pour la formation d’importantes
réserves hydriques hypogées. Ces conditions expliquent aisément le bas rendement
hydrologique des bassins, démontré aussi par les forts déficits de débit total des émer-
gences qui sont comprises dans les bassins mêmes.
En tous cas les sources liées aux roches calcaires constituent la partie la plus importe
du patrimoine hydrologique sicilien (précisément les 21 %), à l’exception du district
volcanique de 1’Etna et du haut-plateau de Ragusa.
On observe que les sources qui sont localisées à l’intérieur de l.ile, ont une origine
souvent par débordement du niveau hydrostatique au contact des masses calcaires
3 03

hydrovores et des terrains argileux du flysch, qui les entourent. Ces conditions sont
celles des sources de la vallée du Rosmarino (Alcara di Fusi : débit 601/sec), des
Madonies (Polizzi Generosa : débit environ 400 I/sec; Scillaro : débit 576 I/sec;
Collesano: débit 84 l/sec), de la zone au N et NE de Corleone (Malvello: débit 67 l/sec,
Drago : débit 103 lisec); des monts de Palerme (Monreale : nombreuses émergences
pour un débit total de 117 lisec); de Partinico et des Sicani (Val du Belice près de
Ponte Partana : débit 265 ljsec).
11 y a des exemples de sources aussi importantes qui jailljsient en peu au-dessus
du niveau de la mer, là OU les masses calcaréo-dolomitiques mésozoiques atteignent
la zone côtière (Favara près de Terranova : débit 65 l/sec; Cefalù: débit 393 l/sec;
Brocato prbs de Termini l/sec: débit 1 I3 l/sec ; Trabia: débit 21 3 l/sec; Favara diVilla-
bate : débit 766 l/sec; Canal de Maredolce, près de Palerme : débit 69 Ikec’.
Pour quelques sources littorales (par exemple pour celles de Cefalù), une légère
salinité de l’eau est caractéristique.
Quant à la géo-hydrologie du haut-plateau de Ragusa on remarque que là OU
entre les calcaires inframioceniques sont intercalés des niveaux marneux, ceux-ci
peuvent former des nappes locales (l), au-dessus de la très étendue nappe de base qui
se forme au contact avec les terrains du Paléogène et qui alimente la serie d’émergence,
même de débit considérable (jusqu’à 1.000 lisec), qui jaillissent dans les bords occi-
dentaux du plateau lui-meme et le long du littoral (sources de Chiaramonte, Comis,
S. Croce, Camerina, Stagno di Guizzi, Ispica, Rosolini).
SARDAIGNE
Les masses calcaires et calcaréo-dolomitiques de 1’Ile sont essentiellement celles
cambriennes du Sulcis et de ce qu’on appelle u Anello metallifero dell’lglesiente »,
du Jurassique-Crétacé de la Nurra, de l’arc d’Orosei, des Monts de Siniscola, des
c Tacchi)) de la Barbagia et du Sarcidano, et du Miocene du Sassarois et Cagliaritain.
Les nappes hydriques emmagasinées dans les calcaires cambriens - où s’explique
généralement un intense karstisme - se forment d’ordinaire au contact des terrains
imperméables sous-jacents. Parmi les sources les plus importantes, qui sont classées
en partie dans celles de contact et en partie dans celles ( de débordement D, on doit
mentionner ; dans le Sulcis celles du groupe du Rio Palmas (débit 42 ljsec), dans
1’Iglesiente ceiles de Caput Aquas (70 [/sec) et de S. Giovanni (151 l/sec) et dans le
Fluminese celles du Mont Serrau (220 ljsec).
A propos de la nappe comprise dans les calcaires de l’« anello metallifero dell’
Iglesiente)) et qui, on pense, déverse une bonne partie de ses eaux directement dans
la mer, il nous semble indispensable de dire quelques mots sur les problèmes qu’elle
détermine pour l’exploitation des nombreux et importants gisements de plomb et
zinc de la zone.
Vers la fin du sibcle dernier, l’eau de fond de ce bassin dont le niveau avait été
rejoint par les mines les plus importantes, opposa un obstacle sérieux au développement
de l’industrie extractive. Pour pouvoir continuer les travaux on dut recourir à l’excava-
tion de la galerie d’écoulement de la mine de Monteponi. Cette galerie, creusée en
grande partie dans les schistes du lit, rencontra en traversant les calcaires, une fente
profonde et large, capable d’engloutir d’énormes quantités d’eau (3.500 ]/sec au début,
réduits ensuite à 650). C’est ainsi que le niveau hydrostatique qui était précédemment
stabilisé à la côte 70 s’abaissa considérablement et non seulement dans cette mine,
mais encore dans toutes les exploitations voisines. Plus tard, toujours à Monteponi,
pour libérer des eaux d’autres parties plus profondes du gisement, on assura cet écoule-
(1) Ces nappes alimentent de nombreuses sources. Parmi les plus importantes, il
y a celles de Modica et environs, de la zone de Ragusa et de Palazzo10 Acreide.
304

ment en organisant des pompages de plus en plus puissants pratiqués à une cote
toujours plus basse. L’installation actuelle, située à la cote 60, assure un écoulement de
1.200 I/sec d’eau saumâtre, provenant de la commixtion des eaux douces de la circulation
karstique normale avec l’eau de mer très fortement aspirée (on calcule 280 ]/sec d’après
le NaCI de l’eau écoulée).
II reste à préciser - et c’est un problème ardu - en quei point de la côte les eaux
de mer sont absorbées par les calcaires. Ce point devrait se situer au nord de Pan
di Zucchero. 11 est évident que la reconnaissance de cette zone et de ses modalités
d’absorption permettrait de résoudre d’après des données concrètes un autre problème
intéressant : celui d’empêcher la pénétration des eaux de mer par l’imperméabilisation
de la fracture ou du système de fractures qui la déterminent. On ne peut méconnaître
les avantages économiques et sociaux qui en résulteraient tant pour l’industrie minière
qui verrait diminuer considérablement les frais d’extraction que pour I’approvision-
nement hydrique de la zone.
L’hydrographie souterraine de la Nurra (en général peu connue) se développe dans
les calcaires mésozoïques qui constituent la fragmentaire couverture résidue du massif
paléozoïque et elle est déterminée par le morcellement morphotectonique de cette
couverture. En tous cas, la circulation de l’eau de fond entraîne directement à la mer
d’abondantes quantités d’eau et en disperse d’autres dans les vastes couvertures
alluvionaires de la région.
Des sources de quelque importance existent, en effet, seulement dans la plaine de
Fertilia, près d’Alghero, et dans la région du fleuve Sato, à l’ouest de Porto Torres.
L’hydrologie des masses calcaires, surtout jurassiques des reliefs escarpés qui
encadrent le golfe d’Orosci, est typiquement liée aux grandioses phénomènes karstiques
de la région et comprend des cours souterrains de remarquable longueur, comme celui
de la grotte du Bue Marino (débit maximum 300 mc/sec), qui débouche directement
dans la mer (Cala Gonone) et celui de la grotte de S. Giovanni, qui alimente la source
homonyme.
Plus à l’intérieur, une imposante circulation hydrique profonde s’explique dans les
calcaires jurassiques des Monts d’Oliena, qui sont aussi visiblement karstiques.
La plus grande partie de ces eaux - qui se recueillent au contact des terrains du
socle cristallin de la région - est drainée vers la vallée du Cedrino. OU se trouvent
les sources de Golegone (les plus importantes de la Sardaigne avec un débit total de
365 litres par seconde) et celles de S. Pantaleo (265 ]/sec).
Des conditions similaires se présentent dans les reliefs calcaires du M. Caterina
(entre Galtelli et Orosei) et du M. Alto, au S W de Siniscola. Dans ce dernier, le drainage
des eaux souterraines a son débouchement principal à l’extrémité NE du massif, près
de Siniscola, dans la grosse source de S. Giuseppe (97 ]/sec).
Aussi, dans la région des ((tacchi », la circulation hydrique hypogée est liée au
karstisme, et répète celle des plus grandes masses calcaires mésozoïques considérées
jusqu’ici, parce qu’elle aussi est conditionnée par l’existence d’un socle géologique
schisteux-cristallin imperméable. Les sources, qui en dérivent (comme celles de Villa-
nova, de Sadali et de Ullassai) doivent donc être classées typiquement parmi celles de
contact.
I1 faut mentionner particulièrement la circulation hydrique dans les calcaires du
Miocène qui constituent les collines de Cagliari et qui ont leur extension maximum
dans certaines régions de la Sardaigne septentrionale (Sassarese, Logudoro, Anglona),
où ils forment des plateaux caractéristiques, morcelés par une teztonique disjonctive
très marquèe et par l’érosion fluviale. Quoique grossiers (détritico-organogenes) ces
calcaires sont sujets à phénomènes karstiques qui, dans des vastes zones, dkterminent
la prévalence de l’hydrographie souterraine sur celle superficielle. Les eaux se recueillent
généralement au contact des sous-.jaCentes formations volcaniques (laves et tufs) du
Miocène inférieur.
305

Dans les sillons de vallees creusés juqus’à ces contacts apparaissent communément
les sources, toujours de débit médiocre. D’autres petites manifestations hydriques,
de type diaclasique, peuvent se produire même en pleine formation calcaire.
RESUME ET CONCLUSIONS
L’âge des masses calcaréo-dolomitiques de l’Italie dont on étudie les conditions
géo-hydrologiques est notamment mésozoïque.
Du point de vue litho-stratigraphique, parmi ces masses mémes, il y a une frappante
différenciation par l’homogénéité de leur composition entre celles du Friuli-Vénétie
orientale, des Alpes Apuanes, de l’Apennin centro-méridional et celles des autres
régions, par exemple la Sardaigne, la Sicile, l’Apennin de l’Ombrie et des Marches.
On a montré de méme, que la complexité structurale des Alpes et de l’Apennin n’est pas
rencontrée dans les grandes plates-formes calcaires assez simples de l’Apulie, de Ragusa
en Sici!e et de la Sardaigne.
Un grand nombre de ces masses est parfois affecté d’un karstisme intense, tant
de surface qu’hypogé, dont on a de grandioses exemples surtout dans la région de la
Vénétie orientale dans l’Apennin central-méridional, en Apulie et en Sardaigne.
La variation des caractères géo-hydrologiques est étroitement liée à la variabilité
des conditions rappelées ci-dessus.
Les niveaux hydriques, plus ou moins indépendants entre eux, doivent leur origine
soit à la saturation des masses calcaires fissurées, soit à la présence d’un basement
imperméable. A ces catégories appartiennent ceux des Alpes, Apuanes, de l’Apennin
central et méridional, des masses calcaires cambriennes de la Sardaigne et mesozoîques
de la Sicile. Les réservoirs hypogés sont souvent déterminés par ces mémes masses
calcaires quand elles sont entourées par des terrains imperméables. Leur volume est
souvent limité par la tectonique surtout de faille. Ils se manifestent par des sources de
déversement.
D’importantes masses d’eau alimentent parfois des systèmes de canalisations souterrains
qui sont, en beaucoup de cas, assez complexes et grandioses (Vénétie orientale,
Alpes lombardes, Sardaigne).
Les caractères géographiques de la partie péninsulaire et insulaire de l’Italie sont
à la base des rapports parmi les eaux méthéoriques et l’eau de mer. A ce sujet on peut
citer les très beaux exemples hydrologiques de l’Apulie, celle-ci étant quasi totalement
calcaire, de la Sardaigne, et de la Ligurie. 11 est aussi à signaler l’alimentation des
plaines alluvionales à la base des massifs calcaires des Alpes centrales et orientales,
avec leurs importantes résurgences.
I1 existe aussi des zones où les phénomènes de thermalité d’origine magmatique,
ont un rôle assez important sur l’hydrologie régionale (Alpes Apuanes, Chaîne métallifère
toscane, etc.).
Les types de sources sont, naturellement, les plus variés. On peut citer à ce propos :
Sources à la base des massifs calcaires karstiques, correspondant à l’affleurement
du niveau hydrostatique (Préalpes lombardes - Vénitiennes, Ombrie, etc.) ;
Sources de débordement liées à la structure et à la stratigraphie (Marches, etc.);
Sources de débordement au contact de failles calcaires-flysch (Apennin central
et méridional);
Sources déterminées par la sortie de cours d’eau hypogés dans les régions karstiques,
avec phénomènes d’intermittence ;
Sources sous-marines (Ligurie, Mer Ionienne) ;
Sources thermo-minérales (Toscane).
Pratiquement les eaux qui sont contenues dans les grands massifs calcaires et qui
sont à l’origine des sources les plus importantes constituent le patrimoine principal
de l’alimentation hydrique dey villes, des industries, de l’agriculture.
306

La meilleure utilisation des eaux est envisagée, ainsi que leur recherche. A ce
propos, l’exemple de l’Apulie aux eaux salées dont sont saturés ses calcaires fissurés
et qui forment la base des eaux douces, est tout à fait remarquable : l’énonciation du
phénomène est bien le résultat de nombreuses recherches soit géo-physiques, soit par
forages.
L’étude et la recherche systématique devraient former le point de départ pour
la captation des eaux des massifs calcaires avant même leur émergence naturelle,
parfois inutilisable, faute de cotes suffisantes, et des cours d’eaux souterrains, cela
surtout en ce qui concerne l’Apennin centro-méridional. li est évident que dans chacun
des cas, les recherches géologiques et géophysiques de grand détail s’imposent.
307

HYDROGEOLOGY OF SOME KARSTIC AREAS OF
GREECE
SUMMARY
David J. BURDON*
FAO Hydrogeologist
Investigations of four karstic areas of Greece by an United Nations Special Fund
Project have yielded many results of general interest; those dealing with the hydro-
geology of fractured rocks are summarized here.
Variations in general permeability indicate some primary porosity in certain litho-
logical units; but the conduits through which the groundwater circulates in the carbon-
ate rocks of Greece are the widespread joint systems and localized fissures induced by
the compressive forces of the Alpine orogeny and the faults of the subsequent relax-
ation tectonics. Solution and enlargement of fractures by circulating groundwater fol-
low two dominant directions-vertical enlargement above, and sub-horizontal enlarge-
ment on and just below, the surface of the zone of saturation. There are marked dif-
ferences between zones of saturation upheld by impermeable formations and those
lying over the sea-controlled base saturation level. Quaternary variations in the relative
levels of sea and land have resulted in several karstified horizons in and below the coas-
tal areas of Greece.
Marine contamination in small amounts has been detected by hydromechanical
methods. To supply the varying amounts of sea-water mixed and discharged with the
sweet groundwater from most coastal and drowned springs, there must be an inland
movement of sea-water. Such movement is reported from many areas, and a “zone-
of-mixing” hypothesis, based originally on observations at Kephalonia, is advanced to
explain this movement of sea-water into the karstic openings of the coastal aquifers of
Greece.
RÉSUMÉ
Hydroge‘ologie de certaines rlgions karst ìqiies de la Grèce
Des recherches effectuées dans quatre régions karstiques de la GrBce au titre d’un
projet du Fonds spécial des Nations Unies ont permis d’obtenir de nombreux résultats
d’intérêt général; on trouvera ci-après un résumé des résultats concernant l’hydrogéo-
logie des roches fissurées.
Les variations de la perméabilité générale indiquent une certaine porosité primaire
dans quelques éléments rocheux; mais les conduits par lesquels les eaux souterraines
circulent dans les roches calcaires de la Grèce sont des systèmes étendus de diaclases
et de fissures localisées produites par les forces compressives de l’orogénie alpine et les
failles résultant de la détente ultérieure des contraintes internes. L’élargissement des
fractures sous l’effet du cheminement des eaux souterraines suivent deux directions
principales : l’élargissement vertical au-dessus de la surface de la zone de saturation et
l’élargissement subhorizontal au niveau de cette surface et juste en dessous. 11 existe
des différences marquées entre les zones de saturation soutenues par des formations
imperméables et celles qui sont situées au-dessus du niveau de saturation de base déter-
miné par la mer. Les variations quaternaires des niveaux relatifs de la mer et de la terre
ont créé plusieurs horizons karstifiés le long des côtes de la Grèce et au-dessous de ces
régions.
Un légère contamination par l’eau de mer a été décelée par des méthodes hydrochi-
miques. Le fait que l’eau douce souterraine fournie par la plupart des sources côtières
et sous-marines contient de l’eau de mer en quantité variable, suppose une pénétration
de l’eau de mer dans les terres. Cette pénétration a été constatée dans de nombreuses
régions et, en se fondant initialement sur des observations faites à Céphalonie, on a émis
I’hypothkse de l’existence d’une

Groundwater and the fractured carbonate rocks through which it moves constitute
a dynamic system in which both the fluid and the container are actively reacting and
changing in time and space. Differential enlargement of fissures by solution will drain
off groundwater from surrounding masses, so that concentrated replace diffused circu-
lation; such water concentration increases dissolution rates and further enlarges the
incipient swallow-holes, caves and caverns. But mineral precipitation and sedimentation
can also reduce the sizeand even block such openings, and then the circulatingground-
water must find, and by using enlarge, new paths as it moves vertically or sub-horizon-
tally down to the sea. Past emergence may have left traces of palaeokarsts; changing
land forms have produced changes in surface and groundwater drainage patterns; while
the changing levels of the Mediterranean Sea during the Quaternary, as well as the til-
ting and faulting of the post-Alpine orogeny, have produced and later deformed zones
of intense karstification, many of them now drowned by the rising sea.
For three years, from 1960 to May, 1963, such karst groundwater phenomena were
investigated in four selected areas of Greece by an United Nations Special Fund Pro-
ject, carried out by the Food and Agriculture Organisation in cooperation with the
Greek Institute for Geology and Sub-surface Research. The purpose of the Project was
“to determine, test and demonstrate methods for the succesful and efficient develop-
ment of groundwater in limestone terrains”. The areas investigated were Parnassos-
Ghiona and Agros-Tripolis, which were studied in detail, as well as Crete and Kephalo-
nia, on which only reconnaissance investigations were made. The full results were
presented to a Technical Meeting held in Athens in March, 1963; here the information
gained on the hydrogeology of the fractured carbonate rocks of these areas is summa-
rized and analysed.
I. EVOLUTION OF FISSURES IN THE LIMESTONES OF GREECE
While it may be accepted that primary, unaltered limestones tend to be impermeable
rocks, still limestones with primary porosity are not unknown. In fact, many limestones
are composed of coarse to fine detrital material of organic or inorganic origin, as calci-
rudites and biohermals, but in the course of lithification the openings have been filled
and cemented with the abundant carbonates of calcium and magnesium. It is the read-
iness with which these carbonates pass into solution and again precipitate in the earth’s
hydrosphere which accounts for the impermeability of so many primary limestones;
this should be contrasted with the low solubility of silica in water, so that permeable
sandstones change to impermeable quartzites only in the metamorphic zones.
In studying the limestones of the Parnassos-Ghiona region of Greece, it was possible
to find some indications of differing primary porosity in the several formations; this
could be related to lithology, after making due allowance for tectonic history, present
topography, groundwater circulation and related factors. The results may be summa-
rized as in Table I.
While the Tertiary orogeny has been dominant in inducing fissuration, both diffuse
and concentrated, into the limestones of Greece, evidence of pre-Tertiary tectonic epi-
sodes and deformations are not lacking. Of these, the emergencies in the Upper Jurassic,
between the upper Jurassic and the Lower Cretaceous, and between the Middle and
Upper Cretaceous, have left their mark in the formation of palaeokarsts and in valu-
able bauxite deposits. But the studies did not find it possible to attribute any special
fissuration to these periods; it is possible that such early openings have been resealed.
Both the Parnassos-Ghiona and the Argos-Tripolis areas lie well within the Tertiary
orogenetic zone. In Parnassos-Ghiona the main Alpine orogeny was marked by intense
compression, giving rise first to folds and then to thrusting; such folding and thrusting
is most marked in the Palamcene-Eocene flysch which formed mobile belts. Compres-
3 O9

TABLE I
Classification of the autochthonous Purnassos- Ghiona Zone
carbonate rocks according to their general permeability,
which appears to be associated with their original facies
and lithology rather than to subsequent,
and more localized, tectonic episodes (after Papastamatiou, I 960).
Age Thickness Facies Lithology Permeability
Upper I50 m Sublithographic Limestone High
Cretaceous Rudistae
Mid-Lr. 400 m Coralline, Oolithic, Limestone Very low
Cretaceous Nerinia
Upper 150 m Coralline, with Limestone Medium
Jurassic Cladocoropsis
Mid-Lr. 700 to Oolithic, with Limestone+ High
Jurassic 1,100 m Cephalopods Dolomite
Upper + 1 ,200 m Megalodonts, Dolomite Nil
Triassic Gyroporells
sional effects within the autochtonous Parnassos-Ghiona series was climaxed by overthrusting;
from the north-east the Subpelagonian limestone overode the Parnassos
flysch and, in turn, the Parnassos-Ghiona limestones were overthrust onto the Olonos-
Pindos limestones around Galaxidion. After this compressional climax, there was a
relaxation phase, marked by faulting, tilting and horst-graben structures; this tectonic
style continues to the present day.
In the Argos-Tripoli area, there is a north-south core or ridge of impermeable crystalline
rocks, onto which the autochtonous Tripolitza Series (700 meters of neritic
limestones, ranging in age from Upper Triassic to Eocene) were deposited. During the
compressional stage, these limestones were not greatly affected by folding, though some
of them have been metamorphosed to marble; but they have been overthrust on their
Oligocene flysch by plastic allochthonous pelagic Olonos limestones and flysch whose
root zone is considered to lie beneath the Plain of Argos. Thrusting was from east-northeast
to west-south-west, and the displacement is measured in tens of kilometers.
The forces causing compression and thrusting were transmitted through the competent
limestone beds, with the soft flysch playing a passive and plastic role. Some of
the limestones yielded and deformed plastically, without exceeding the breaking stresses
of the rock; such plastic deformation was due mainly to the composition of the rock,
in which the presence of marls or clay material appear to have increased plasticity
either in the main body of the rock, or by forming marly layers separating limestone
beds and permitting them to slip easily over each other. Plasticity was also increased
by confining pressures, due to the load of overlying rock; but such confining pressures
were not identified as a major factor inducing plastic deformation.
For the most part, the strains set up in the limestone by the compressive and thrusting
stresses exceeded the shearing and tensile strength of the rocks, and fracturing took
place along the usual sets of shear and tension planes. The patterns established by these
joints could be observed in most outcrops; usually two sets of joints sub-perpendicular
to each other and normally perpendicular to the bedding planes. The spacing between
the joints was commensurable to the thickness of the indiuidual limestone beds. It was
3 10

very clear that in each area, the .joint system was oriented and related to the direction
of thrusting or folding; but it was not possible to make an analysis showing the exact
relationship of the joint pattern to the major structural features of each area.
This general joint patern becomes intensified in areas where for one reason or an-
other, compressive or tensional stress were intensified. Along the crests of the anticlines
tension predominated, and open joints were common; such openings played a dominant
part in the evolution of the topography, with solution-removal predominating on the
anticlines. The synclines were also affected by tension, but modified by confining com-
pression, so that here shear joints at about 45" to the axial piane of the fold are to be
expected. Thrusting itself marks a relief of stress, and there would seem to be no special
jointing or fissuring in the overriding block; the entrainment of the underlying rock
often produced breccias which are weil-exposed at certain types of springs; but the
spring occurs not because of the breccia, but because of the presence (possibly hidden)
of the impermeable formation underlying the trust and brecciated allochtonous bed.
Maximum fissuration is found in and close to the faults, though on surface exposures
this is difficult to verify due to secondary deposition and coatings. Likewise, the sur-
face traces of the faults, especially the younger faults, are marked by sharp topogra-
phical differences, and fault scarps and cliffs are general, and indeed almost universal
at the edges of such graben-type valleys as that of Amphissa in Parnassos and of Spilo-
dhas in Argos.
II. CARBONATE FISSURES AS REACTIVE WATER CONDUITS
The characteristic feature of openings in carbonate rocks is the ability of their sur-
faces to react with the water (more acurately with the bicarbonate anion of the water)
which moves through them. Karstification is produced by the solution of the carbonate
rocks in the waters which come in contact with them; the rate of solution is influenced
primarily by the amount of water and its content of dissolved carbon dioxide, and to a
lesser extent by the pureness of the carbonate rocks, temperatures and the amount of
material already in solution. And while the enlargement of the openings and the disso-
lution of the surfaces of the carbonate rocks is the typical karst phenomenon, the repre-
cipitation of the dissolved bicarbonates can lead to the filling or sealing of openings;
to this refilling, deposition of solids in suspension (as red clay, organic debris etc.) may
also contribute.
Within the fissures of the carbonate rocks, two types of cavity solution and cavity
enlargement have been distinguished; they are important both in the study of the
groundwater circulation and in groundwater development.
Vertical Enlargement, where the water in the fissures is moving downwards from
the zone of infiltration (concentrated or diffuse) to the zone of saturation.
Horizontal Enlargement, where the groundwater meets a barrier of impermeable
rock or the sea-controlled base-level of saturation, and the vertical movement is chan-
ged to a sub-horizontal one.
The dissolution of the carbonate rocks commences at surface, and gives rise to the
typical forms of karst terrains; here also commences an essential feature of karst hydro-
geology-the presence of diffuse and concentrated circulation. Direct infiltration of the
precipitation favours diffuse groundwater circulation, and general enlargement of joints
over a wide area; surface run-off and surface concentration of water leads to concen-
trated groundwater circulation, for the concentrated waters will pass over outcrops of
varying permeability and infiltrate most rapidly into the most fissured zone or point.
In turn,, such localized infiltration will rapidly enlarge th openings, enable local infil-
tration to become unlimited in amount, and so form swallowholes or kathavothres,
down which rivers may flow. Vertical enlargement is associated with such swallowholes,
311

and this is generai in the high areas of Parnassos-Ghiona; but where the surface waters
have been concentrated by an impermeable subsurface formation, horizontal enlarge-
ment may continue underground and such horizontal control affects many of the
kathavethrelocated at the foot of the limestone hills bordering the high plain of Tripolis.
High infiltration and low run-off are characteristic of the hydrology of karst terrains
and it is this high infiltration which place karst formations amongst the greatest reser-
voirs of underground water. For Parnassos-Ghiona, infiltration rates were calculated
by three methods, and the results are of interest; they gave 36.5% infiltration as a mini-
mum (whole area, based on known spring discharge), 51.6 % infiltration (Lilaia spring
data) and 49.5% (Kessler formula of infiltration by months). From the general balance
established for the whole drainage area of 1,774 square kilometres, the figures of Table 2
summarize the estimated water input to the aquifers of Parnassos-Ghiona.
TABLE 2
Summary of ìhe hydrology of ihe different outcrops composing the 1,774 square
kilometres of the Parnassos- Ghiona hydrogeoiogical basin.
Water moaemeni units ure in millions of cubic meters and in percentages.
Hydrolithological Limestone Semi- Flysch
Units aquifer aquifer aquiclude Totals
Areas in km2 1,301.7 224.6 247.7 1,774.0
Precipitation, mm 1,105 1,050 1,112 1,100
Infiltration (M. m3) 651.9 47.1 14.0 713.6
Surface Runoff (M. m3) 51.6 38.0 68.8 158.4
Infiltration 45.2% 20.0 % 5.1 % 36.5%
Surface Runoff 3.6% 16.0% 24.9 % 8.1 %
Evapotranspiration 51.2% 64.0% 70.0% 55.4%
Enlargement of fissures in a predominantely vertical direction is replaced by domi-
nantly horizontal enlargement when the zone of saturation is reached ; underground
rivers replace underground waterfalls. The zone of saturation may overlie either an
impermeable surface or a saturation base controlled by sealevels. In Greece, this im-
permeable surface was often the flysch upholding a nappe in the overlying and usually
overthrust limestone, or the crystalline basement whose presence was well-known in
the Tripolis-Argos zone but had to be postulated at depth beneath Parnassos, to account
for the groundwater divide separating flow lo the Lilaia springs from seaward flow to
the Gulf of Gorinth. The form of this buried impermeable surface wil influence strongly
the movement and concentration of the groundwater in the overlying carbonate aquifer.
The form of the interface will reflect in varying degrees the ancient morphology, the
effects of marine transgressions, as well as superimposed tectonic effects, mainly thrus-
ting and faulting. Groundwater circulating in the overlying carbonate rocks wil tend
to concentrate into the subterranean valleys, and concentrated circulation, with the
formation of subsurface streams, flowing in solution caves and giving rise to high-level
karst springs will result. In any attempt to develop groundwater from the karst in such
areas, a determination of the form of the impermeable surface upholding the nappe is
necessary.
The form of the groundwater nappe upheld above the zone of saturation due to the
presence of the sea is very different. In Greece, the sea may be said to be universally
present, and this applies to all the karst formations which come down to the coasts
312

(Aronis, 1962). Without going into the groundwaterjseawater mixing problems, the
sweet water nappe upheld by seawater in the coastal zone has certain characteristics of
its own which distinguish it from the high-level nappes. The upholding surface is essentially
horizontal, and zones of preperred and concentrated circulation are determined
by the fissuration-permeability of the carbonate aquifer and not by the form of the
upholding surface. As a result, a diffuse nappe appears to be general in the coastal karst
aquifers, and ali the 18 boreholes sunk in the Amphissa-ltea coastal zone of Parnassos-
Ghiona encountered groundwater in the limestones. Again, the upholding medium is
fluid, and will deform under pressure. When the groundwater in storage increases
rapidly after the winter infiltration, not only does its level rise rapidly (as in borehole
No. 2/61 where static water level rose by 50 meters between 25/9/62 and 3/3/63), but
there are strong indications that the interface sinks, so that the groundwater reservoir
swells like a balloon. This is evidenced by the steady discharge of springs outflowing
over this interface-they have a very steady discharge and are not typically karstic
in this respect. Thus, the Lerni Spring at Myloi at 1.5 metres above the level of the sea
and some 500 metres from the Bay of Argos varied from a maximum of discharge of
1,4941itres per second to a minimum of 1,0101itres per second throughout 1962, where
as the Kefalari of Erasinos, at an elevation of 23.8 metres above sea-level, and some
six kilometres away, varied from a maximum of 3,933 litres per second to nil flow over
the same twelve-month period.
The concentration of the new groundwater over the upper surface of the zone of
saturation means that maximum dissolution of the carbonate rock will tend to take
place over a planar surface sloping gently to the sea. If there are zones of concentrated
circulation at certain lines along this sheet of high solution, then long caves and tunnels
wil be formed, which however will continue to lie in the main plane of general dissolution.
Collapses of such caves may often reach surface, and the dolinas of Itea-Galaxidion
are typical of such collapses.
Had sea-level remained constant throughout the Quaternary, and had there been
no relative movement and block tilting of the land with respect to the sea due to tectonic
causes, then the subsurface plane of maximum karst solution in coastal areas
would have remained constant and would form a single plane through any one area.
In fact, the eustatic changes in sea-level associated with the advance and retreat of the
glaciers and the ice-caps have produced some three or four different planes of karst
dissolution. In Greece, this has been further complicated by faulting and by block tilting;
the whole Peloponnesus is sinking in the south and rising in the north-with Kefalari
inland spring at + 23.8 metres, the Myloi spring group at about + 1.5 metres, with
Ay. Georgios of Kiveri at sea-level and at -5 metres, and with the great Anavolos of
Astros at -72 metres, one wonders if their differences of elevation are due to such tilting
and if they originally were at a single horizon before tilting commenced?
The permeability and the transmissibility (T) of the karst aquifers is strongly affected
by the existence of these zones of concentrated karstification. The data from 17 completed
(out of 20 commenced) test-pumpings made at increasing depths on the six fullsize
exploratory horeholes sunk in the Amphissa-ltea area of Parnassos shed much light
on the different permeability of the carbonate aquifers at different horizons. Transmissibility
was calculated by the modified non-equilibrium Theis-Jacob formula, based
on recovery data; the results are given in Table 3.
Tritium tracers were used in the Argos-Tripolis region in 1961 and 1962. Their prime
purpose was to determine which kathavothies on the eastern side of the high-level Plain
of Tripolis fed which coastal or submarine spring on the western border of the Plain
and Bay of Argos. They established that the Parlheni kathavothres fed the Binikovi
spring (with some over-year storage), while the Nestani kathvothres was shown to feed
the Ay. Georgios of Kivori coastal spring. Data was also obtained on flow rates, and
is summarized in Table 4.
313

TABLE 3
Transmissibilities of three forms of aquifer in the carbonate rocks of Amphissa-Itea,
as determined by test-pumpings;
data from aquifer feeding Myloi springs of ltea for comparison
Transmissibility-O. 183 X Q/Aà lit./sec./metre width aquifer
Bore- Test
hole Number General diffused Intermediate True Karstified
Nappe Nappe Horizons
1/61 First 0.0214 - -
Second 0.0256 - -
2/61 First 0.0298 - -
Second -
3/61 Third -
- 2.1731
- 2.6049
4/61 First 0.0193 . - -
Second 0.0116 - -
Third 0.0101 - -
5/61 First - O. 1507 -
Second - 0.1611 -
Third - 0.0907 -
Fourth - - 1.0652
Fifth - - 1 .O845
Sixth - - 1.4820
1/62 First 0.0116 - -
Second 0.0175 - -
Third - - 1.9375
Averages 0.01 84 0.1408 1.7245
Transmissibility of Jurassic aquifer feeding Myloi springs-0.75 to 1 .O0
Tritium introduced at
Elevation
Date
Tritium recovered at
Elevation
First Trace
Peak
Residual to
Second Trace
Maximum Flow Rate
Peak Flow Rate
Gradient
3 14
TABLE 4
Data on flow rates in the karst aquifers
between the Plain of Tripoli and the sea-coast of Argos
~~ ~~
Partheni Nestani
642 metres 636 metres
23/3/1961 5/2/1962
Bini kovi Kiveri
282 metres Sea level
2/41 1961 11/2/1962
5/41 1 96 1 13/2/1962
October 1961 21/2/1962
June 1962 Not observed
~ ~ ~~
420 m/day 4,500 m/day
320 m/day 3,400 m/day
1 in 11 I in 42

111. RESEALING OF OPENINGS IN CARBONATE ROCKS
Carbonate rocks at or close to the surface of the earth show a remarkable ability to
fill and seal any opening which may appear in them. This applies not only to joints
and fractures, which so often are now represented by lines of white calcite crice-
crossing the grey limestone or dolomite, but even by the way in which limestone talus
debris quickly cements itself and begins to form into angular conglomerate or cemented
breccia. This resembles in many ways the primary lithification of the carbonate rocks,
in which what was once an open permeable porous collection of corals, shells or limes-
tone gravel has been converted into a solid impermeable biohermal, cocina or cal-
carenite limestone. The cementing material must have been obtained by dissolution of
carbonate material somewhere else; large scale dissolution and equally large-scale
precipitation of the carbonate minerals is a basic phenomenon of karstic terrains.
The mode of reprecipitation can shed light on past hydrogeological conditions.
Precipitation from supersaturated circulating solutions tends to produce large well-for-
med crystals, drusy cavities, cockccomb and related structures, all with with coarse
crystallisation. Such precipitation takes place in fissures which were filled as they lay
below the water-table. The fine-grained crystallization of stalagmites and stalactites
and of many forms of crusts and coatings takes place by evaporation of the water and
the precipitation of the dissolved solids. Hence such fillings have been deposited at a
water-gas surface and were formed in openings not normally filled with water and so
lying above the water-table.
Though terra rossa and other insoluble material may represent but 2% of the orig-
inal carbonate rocks, nevertheless it is an effective infiller of joints and crevices of karsti-
fied limestone outcrops. Such infilling retards infiltration and promotes surface runoff
and surface concentration of the water; organic debris in the clay infilling must increase
the carbon dioxide content of the infiltrating water. Whileclay, silt and sand are washed
through the larger openings, these in turn are liable to be blocked by reeds, shrubs,
branches and even whole trees swept down and engulfed by the gaping fissures into
which dissolution by the waters have enlarged the original small fractures.
IV. MIXING OF GROUNDWATER AND SEAWATER IN KARST AQUIFERS
The penetration of sea water for long distances inland through the openings in the
karstified carbonate rocks is one of the most striking of all karst phenomena in Greece,
and one which lies at the root of most of the difficulties of developing and using the
abundant sweet groundwater held in these same aquifers.
It is necessary to be able to know with certainty when even a very minute amount of
sea water makes its appearance in these waters, and in Greece the amount of chlorine
present was found to be truly diagnostic of the presence or absence of sea water; and
to have the advantage of being determined readily.
For Greece, it may be accepted that pure limestone water contains less than 20 ppm
of chlorine; since the sea water of the Bay of Argos was found to contain 22,520 ppm
of CI, a mixing of as little as O. 1 % sea water with 99.9 % sweet water would result in a
mixture with some 23 ppm of chlorine andso above that defining sweet water. The prob-
lem is not simple, since in coastal areas, precipitation tends to be higher in chlorine,
and so excess chlorine in coastal groundwaters could be due to local infiltration. The
different ratios of the sulphur isotopes S32 and S34 in sea water and in rain water would
help to resolve this difficulty; some samples were taken in Parnassos but no results
were returned from the laboratory. Hanshaw et al (1965) have recently reported posi-
tive results using carbon-14 to disprove marine contamination in a coastal aquifer.
The fact that sea water is an almost universal component of coastal and drowned
springs issuing from the karst aquifers of the circum-Mediterranean countries means
315

TABLE 5
Chemical composition of groundwater (ppm) in carbonate aquifers
of the circum-Mediterranean countries knouin to be free of any contamination
by sea-water; Jisures for Languedoc are maxima
Country and Aquifer
Morocco - Georgian Limestone
Morocco - Liassic Limestone
Morocco - Turonian Limestone
Syria - Jurassic Limestone
Syria - Mid. Cret. Limestone
Syria - Tertiary Limestone
Cyprus - Hilarion Limestone
Yugoslavia - Coastal Limestone
France - Limestones of Languedoc
Greece - Parnassos-Ghiona L’ste.
Greece - Argos-Tripolis L’ste.
c1 -
180
35
78
37
12
12
17
15
18
12
9
15
N.D.
153
230
248
-
21 5
232
-
21 1
193
SOS
34
13
112
18
54
21
-
18
10
10
12
Ca Mg - I_
77 43
58 36
75 46
48 24
58 25
55 13
-
88
60
49
63
3
20
14
3
NatK
5
49
23
11
19
19
that sea water must flow inland if it is to continue to reappear mixed with the continental
waters of these springs. In generai, such flow of sea water into the openings of
the karst aquifers takes place below sea level. Thus, for the great Almiros spring of
Crete, with some 5 to 20% sea water contamination according to the season, it is reported
that there are two swallow holes in the sea-floor off the mouth of the Almirors river
and that when the sea is calm, vortices can be seen as the sea water is sucked into the
openings (Burdon and Papakis, 1964). Skin-divers have reported movement of sea
water into the fissures of the Vougliameni collapse structure to the south of Athens.
The most striking example of such inland movement of the sea takes place on the Vinaria
peninsula near Argostolion on the island of Kephalonia. Sea water flows inland and
disappears down s-allow-holes in the karst limestone of which the peninsula is composed.
The flow was sufficient to work at least two mills, which were destroyed in the
earthquake of 1953 and have not been reconstructed. The uniqueness of this famous
occurrence lies not in the fact that sea water flows into the land, but in the fact that it is
seen to flow into the land. Such inflow normally occurs on the sea-floor and at some
distance from the shore; at Argostolion, the Vinaria peninsula provides a spit of land
at the zone in the groundwater/sea water interface where such inland movement of sea
water takes place. The “Zone-of-Mixing” hypothesis (Bonnier et al., 1963) has been
advanced to account for the phenomenon.
Finally, it must be accepted that different rates of flow of water in conduits of varying
cross-secticn and frictional resistance, as well as the isolation or semi-isolation
of such conduits Bom the surrounding carbonate rock of low or even nil pcrineability,
means that the interface between the overlying fresh water and the heavier underlying
brackish water is so irregular in karstic coastal aquifers as to constitute not an interface,
but a zone of mixing, where sweet water may be encountered at different depths
with different rates of flow to borehole or well. The samples obtained under different
static and dynamic conditions from the groundwater out by the 14 boreholes drilled
in the Amphissa-Itea area yielded no consistent results on the sea water/groundwater
interface: provided + 100 ppm of chlorine be accepted as certain evidence of marine
contamination, sea water has penetrated as far inland as nine kilometers (boreholes
2/61 and C.D. 1/61), and was noticed even when static water level there was as high as
62 metres above sea level, on 3 March, 1963.
316
-
14
6
10
5

SELECTED REFERENCES
(l) AMBROGGI, R., ARCHAMBAULT, J., BURDON, D.J., RICHARDSON, R., and WAG-
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317

DIRECTIONAL HYDRAULIC BEHAVIOUR OF
A FRACTURED-SHALE AQUIFER IN NEW JERSEY
ABSTRACT
John VECCHIOLI, Geologist
U. S. Geological Survey, Trenton, N. J.
The principal source of ground water throughout a large part of central and
northeastern New Jersey is the .aquifer in the Brunswick Shale-the youngest unit
of the Newark Group of Triassic Age. Large-diameter public-supply and industrial
wells tapping the Brunswick Shale commonly yield several hundred gallons per minute
each. Virtually ail ground water in this aquifer occurs in interconnecting fractures;
the formation has practically no effective primary porosity.
Numerous pumping tests have shown that the aquifer exhibits directional, rather
than isotropic, hydraulic behavior. Water levels in wells alined along the strike of the
formation show greater magnitude of interference than those in wells alined in trans-
verse directions. Drawdown data evaluated by standard time-drawdown methods
indicate computed coefficient of transmissibility in all cases is least in the direction
of strike. Because of the distribution of observation wells available for the tests,
distance-drawdown methods of evaluation could be used in only one instance-for
just one direction; the computed coefficient compared favorably with that calculated
from the time-drawdown method.
Computed values of transmissibility may be unreliable owing to the departure of
the aquifer from the ideal model. It is even possible that the direction of minimum
computed transmissibility is actually indicative of the alinement of fractures with
greatest permeability. However, the relation of the directional behavior to the structure
of the formation has practical significance when locating new wells near existing wells.
Well interference can be minimized, generally, by alining wells perpendicular to the
strike.
RESUME
Comportement hydraulique directionnel d’un aquifëre situé dans les schistes fissurés du
New Jersey
La principale source d‘approvisionnement en eaux souterraines d’une grande
partie du centre et du nord-est du New Jersey est l’aquifère situé dans les schistes
de Brunswick; il s’agit de l’unité la plus jeune du groupe de Newark, d’âge triasique.
Des puits à grand diamètre ont été forés pour les besoins des services publics et de
l’industrie dans les schistes de Brunswick; chacun débite couramment plusieurs
centaines de gallons par minute (I gallon = 3,785 1). Presque toute l’eau de cet aquifère
se trouve dans des fractures reliées entre elles; la formation n’a pratiquement aucune
porosité primaire réelle.
De nombreux tests de pompage ont montré que l’aquifère a un comportement
hydraulique directionnel plutôt qu’isotrope. Le niveau des puits alignés suivant la
direction de la formation accuse des interférences de plus forte amplitude que le niveau
des puits alignés perpendiculairement à la formation. Les données relatives au rabatte-
ment de la nappe, calculées seton tes méthodes habituelles de mesure de rabattement
en fonction du temps, montrent dans tous les cas que c’est-parallèlement ala direction
des couches que le coefficient de transmissivité obtenu est le plus faible. Etant donné
l’implantation des puits qu’il était possible d’utiliser pour les tests, les méthodes de
mesure du rabattement de la nappe en fonction de la distance n’ont pu être appliquées
qu’une seule fois, pour une seule direction: mais le coefficient obtenu se comparaît
avantageusement avec celui qui avait été évalué par la méthode de mesure du rabat-
tement en fonction du temps.
I1 se peut que les valeurs ainsi obtenues de la transmissivité ne soient pas sùres en
raison des différences existant entre I’aquifere réel et le schéma théorique. I1 est même
possible que la direction de la transmissivité minimale obtenue soit effectivement
révélatrice de l’alignement des fractures de la plus forte perméabilité. Cependant,
le rapport existant entre le comportement directionnel et h structure de la formation
a une importance pratique lorsqu’il s’agit de forer de nouveaux puits au voisinage des
puits déjà existants. Les interférences entre les puits peuvent généralement être réduites
par l’alignement des puits perpendiculairement à la direction des couches.
318

INTRODUCTION
Throughout much of the heavily populated central and northeastern part of New
Jersey, the principal source of ground water is the aquifer in the Brunswick Shale.
Indeed in many places it comprises the only source. The Brunswick Shale is tapped by
numerous large-diameter public-supply and industrial wells, many of which have
sustained yields of several hundred gpm (gallons per minute). Most of the high-capacity
wells penetrate between 200 to 500 feet of rock.
The Brunswick Shale is the youngest unit of the Newark Group which is of Late
Triassic (Keuper) age. The Newark Group crops out in a broad northeast-trending belt
across northern New Jersey (fig. i). It is more than 10,000 feet thick and consists of
shale, sandstone, argillite, conglomerate, and basalt. In the western part of the outcrop
41'
40
30
75 74 "30' 74 o
I 1 I
6 TRENTON
I I l
5 O 5 10 15 20 MILES
t--
Fig. 1 - Map showing outcrop area and structure of the Newark Group in northern
New Jersey (igneous rocks in black), and pumping-test sites.
area in New Jersey, the Newark Group consists, from oldest to youngest, of the fol-
lowing three units (Kümmel, 1897): Stockton Formation, chiefly sandstone; Lockatong
Formation, mainly argillite; and Brunswick Shale. Diabase sills and dikes have intruded
the Newark Group in this area. From New Brunswick northeastward, except for a
narrow exposure of Stockton Formation flanking the Palisade Sill (diabase) along the
State's eastern boundary, the Newark Group consists entirely of Brunswick Shale
interlayered with Watchung Basalt. The Brunswick Shale is by far the thickest and
3 19

most extensive unit of the Newark Group. Deposits of till and stratified drift of the
Wisconsin Stage of the Pleistocene Epoch mantle the Newark Group throughout the
area northeast of New Brunswick.
Lithologically, the Brunswick Shale is mostly a soft red shale with some interbedded
sandstone. The sandstone layers become more abundant and, on the whole, somewhat
coarser toward the northeast, particularly near the northern State line.
The structural trend of the Newark Group is shown by the outcrop pattern of the
generally concordant igneous rocks (fig. 1). The dominant strike is northeastward
with dips ranging from 5” to 15” NW., but locally the strike of the sedimentary rocks
differs markedly from the regional trend. Faulting has caused more complex structure
locally, particularly in the western part of the belt.
Virtually all ground water in the Brunswick Shale occurs in interconnecting fractures
that have resulted from jointing. This phenomena was recognized by Knapp (1904)
where he states.. . “While our knowledge of the Newark beds is not sufficiently detailed
to enable us to forecast the chances of obtaining artesian water at any given point,
or even to assure us that well-defined water-bearing horizons exist, yet experience
shows that a moderate supply of water can usually be obtained anywhere in these beds
at depths of a few hundred feet at most. The fact that the rocks of the Newark system
are thoroughly cut up by several systems of deeply penetrating joints, whose planes
approach the vertical and intersect at various angles, and the further fact that in many
wells the amount of water increases gradually with depth of the boring, apparently
indicates that the water is present more largely in these joints and fissures than in any
well-defined porous water-bearing beds. This inference is supported by observations
made in several long tunnels in the red shale, where frequent streams of water were
found following vertical fissures, while the bedding planes were nearly dry and no
porous layers were observed. ”
Observations of joint set orientation made by the author at Newark and New
Brunswick, by Anderson (private communication, 1963) near Linden, and by Nichols
(private communication, 1964) near Flemington indicate that one set of vertical joints
roughly parallels the strike of the rocks, whereas a second set is generally perpendicdar
to the strike. In places steeply dipping joints transverse to the aforemcntioned
two occur. In addition, bedding piane joints are common in surface exposures. Major
and minor faults also occur in the rocks of the Newark Group, with most of the faults
trending largely northeastward.
HYDRAULIC BEHAVIOR
Regionally, water-table conditions prevail in the Brunswick Shale, but artesian
conditions occur locally where marked differences exist in the vertical permeability
of the formation. Artesian conditions exist also in some lowland areas where the
Brunswick is overlain by relatively impermeable till or lacustrine clay and silt.
Data collected during numerous pumping tests of wells throughout the outcrop
area indicate that the aquifer in the Brunswick Shale possesses directional, rather than
isotropic, hydraulic properties. In describing two pumping tests made in Newark,
Herpers and Barksdale (i951) report that all the wells that were observed to affect
one another lay along lines trending in a generai northeasterly direction. Similar
effects were noted by Anderson íprivate communication, 1961) during pumping tests
conducted at Linden. He found that in an observation well one mile northeast of a
pumped well the water level dropped six feet within two hours of pumping, whereas
pumping at higher rates from other wells located closer to but in different directions
from the observation well had less of an effect on the water level in the observation
well. At both Newark and Linden, the strike of the Brunswick Shale is N 45” E-the
direction of most pronounced well interference.
320

Similar effects have been observed in the central and western part of the outcrop
area. After 24 hours of pumping of a well in New Brunswick, the water level in an
observation well located 500 feet away directly along strike was lowered 87 feet,
whereas that in another observation well located only 280 feet away but in a direction
30" from strike was lowered only 50 feet. Miller (private communication, 1965) reports
that north of Trenton prolonged pumping of a high-capacity well adversely affected
domestic wells about a mile distant along strike but other wells located equidistant in
transverse directions were affected less. At the end of a 48-hour pumping test of a well
near Flemington, the water level in an observation well 1,550 feet away along strike
was drawn down 4.1 feet. The water level in an observation well only 1,200 feet away
but in 3 transverse direction was lowered 3.7 feet.
J
I
/J
New Brunewick
o 200 4oar
u
I
J
Linden
o lo.m z0,ooor
i
Wyckoff
o 5ooo 1o.ooo~
w
Fig. 2 - Directional transmissibilities computed from aquifer tests in the Brunswick
Shale. Strike of formation shown in upper right corner for each site. Transmicsibil-
ity, T, in gallons per day per foot, shown by ladder scale.
Hence, it is obvious that the anisotropic hydraulic behavior of the Brunswick Shale
is not restricted to any particular area. Furthermore, the directional hydraulic behavior
is evidently related to the structure of the formation. In all of the above tests; the wells
alined parallel to the strike of the Brunswick Shale exhibited greatest mutual inter-
ference.
l
321

Because the aquifer behaves anisotropically, the hydraulic characteristics derived
by analyzing pumping-test data by conventional methods are questionable. Further-
more, in all pumping tests that have been run where drawdown observations have been
made in more than one direction, analysis of the data has suggested a smaller apparent
coefficient of transmissibility along strike and a greater one in the perpendicular
direction (fig. 2). This appears to be incongruous with what is generally believed to be
the alinement of the major fracture system.
In all the tests run to date except one, the distribution of observation wells was such
that the data could be evaluated only by use of time-drawdown methods of analysis,
that is, if data from the pumping well are not considered. For the pumping test
conducted at Flemington, it was possible to make a distance-drawdown analysis for
one direction. This test wil be discussed in detail.
O- 2000 feet
Fig. 3 - Map showing location of pumping well (PW) and observation wells (OW)
used in the Flemington, N. J., pumping test.
Flemingion test: The well pumped during this test consisted of a hole 10 inches in
diameter and 300 feet deep of which only the upper 40 feet are cased. A pumping rate
of 500 gpm was maintained continuously for a 48-hour period during which water-level
observations were made on the pumping well, an unused well located 245 feet southeast
of the pumping well, and three domestic wells located 1,200 feet west-northwest,
1,550 feet west-southwest, and 2,350 feet southwest, respectively, of the pumping well
(fig. 3). Water-level measurements were made intermittently on the pumping well
and the domestic wells with an electrical water-level indicator. A continuous record
of the water level in the unused well was obtained prior to, during, and after the
322

pumping period with an automatic water-stage recorder. The specific capacity of the
pumping well at the end of the 48-hour period was 42 gpm/ft. At the test site the
Brunswick Shale strikes N 53" E and dips 25" NW. (Nichols, private communication,
1964).
The stream which traverses the test site apparently was not an effective recharge
boundary. Similarly, a northly trending narrow diabase dike that cuts the Brunswick
Shale about 750 feet east of the pumping well apparently was not an effective discharge
boundary. However, the farthest well observed (OW-4, fig. 3) was located near a tributary
stream and a large pond, and the data from this well suggest some recharge
may have been occurring in this area. Two of the domestic wells were used intermittently
during the test, but the quantity of water withdrawn from them is insignificantly
small compared to the test rate of 500 gpm. The third well, that farthest from the pumping
well, was used intermittently during the first day of the test, but the owner pumped
it continuously during the second day at a rate of about 20 or 30 gpm, thus invalidating
any observations at that well during the last 24 hours of the test.
If a time-drawdown analysis of the data is made (figs. 4 and 5), using the Theis
nonequilibrium formula (Ferris and others, 1962), it is found that the computed coefficients
of transmissibility
i
and storage are, respectively:
Perpendicular Observation well No. 1 - 88,200 gpd per ft; 2.49 x IO-*
strike to Observation well No. 2 - 75,400 gpd per ft; 2.51 x
i
Parallel Observation well No. 3 - 57,300 gpd per ft; 2.51 x
to
strike Observation well No. 4
do. do.
Tf a distance-drawdown analysis of the data is made (fig. 6), using the Theim equilib-
Fig. 4 - Logarithmic plot of time-drawdown data matched to the "Type Curve" for
wells alined perpendicular to strike, Flemington, N. J., pumping test.
323

ium formula (Ferris and others, 1962), it is found that in the direction perpendicular
to strike, the coefficient of transmissibility is about 100,000 gpd per ft-a value which
compares favorably with that given for observation well No. 1 above. As was mentioned
previously, the data from observation well N”. 4 are thought to be affected by recharge;
hence, a distance-drawdown analysis in the direction of strike could not be’ made on
the basis of observed drawdowns. However, if one uses for the drawdown in this
Fig. 5 - Logarithmic plot of time-drawdown data matched to the “Type Curve” for
wells alined parallel to strike, Flemington, N. J., pumping test.
well at the end of one day the value obtained from the “Type Curve” in figure 5 and
the observed drawdown value for observation well No. 3, it is found that the computed
coefficient of transmissibility is about 72,000 gpd per ft. Therefore, both methods of
analyses have yielded comparable pairs of apparent values of transmissibility that are
greatest perpendicular to strike and least parallel to strike.
CONCLUSIONS
That the aquifer in the Brunswick Shale exhibits directional rather than isotropic
hydraulic behavior under pumping conditions is well documented. Furthermore, it
has been demonstrated qualitatively for all parts of the outcrop in New Jersey that the
maximum and minimum directions of anisotropy are related to the structural orien-
tation of the Brunswick. The degree of anisotropy varies from place to place and is
probably indirectly related to the productivity of the aquifer.
The validity of transmissibility values computed by standard methods are question-
able, particularly where the degree of anisotropy is great. Indeed, if one takes the
approach that direct interference in fracture porosity indicates that two wells tap a
single fracture system whereas small drawdown indicate8 poor hydraulic connection
between two wells, then one can conclude that the flow is not equal in all directions
324

and hence that the smaller values of transmissibility indicate the direction of greater
permeability-or the alinement of the major fracture system. A thorough discussion
on the quantitative aspects of transmissibility values computed from pumping tests
in fractured rocks is beyond the scope of this paper. Suffice it to say that extreme
caution must be used when analyzing quantitatively drawdown data in fractured
aquifers.
Distance, in geet
Fig. 6 - Relation of drawdown with distance from pumped well in the direction
perpendicular to strike, Flemington, N. J., pumping test.
Of practical significance, however, is the directional orientation of the hydraulic
anisotropy exhibited by the aquifer. Owing to the apparent relation of the hydraulic
anisotropy to the strike of the Brunswick Shale, it is evident that well interference can
be minimized by alining wells in directions other than parallel to the strike. The local
strike of the Brunswick can be determined readily from geologic maps or by an exami-
nation of outcrops in the area. Finally, it is easy to see how knowledge of the hydraulic
anisotropy of an aquifer can lend considerable insight in the evaluation of existing or
potential ground-water contamination and saltwater encroachment problems.
ACKNOWLEDGMENTS
This paper is an outgrowth of the ground-water investigatory program being
conducted in New Jersey by the U.S. Geological Survey in cooperation with the
State Department of Conservation and Economic Development, Division of Water
Policy and Supply.
The author is grateful to his colleagues in Trenton, N. J. for their critical discussions
and assistance. He is especially thankful to Mr. Henry R. Anderson, geologist, US G S,
Sokoto, Nigeria, who helped formulate early thoughts on this subject during his tenure
in Trenton; however, the author assumes sole responsibility for the conclusions stated
herein.
325

REFERENCES
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326

HYDROGEOLOGIE DES FORMATIONS VOLCANIQUES
DU NORD-EST DU MAROC
SUMMARY
F. MORTIER, Nguyen QUANG T., M. SADEK(*)
Hydrogeology of the volcanic rock formations of North-East Morocco
In the middle of the Oued Isly basin in Eastern Morocco, Pliocene-Quaternary
basalts and tuffs form a 25 km long conduit for groundwater. Geologic and geophysical
studies established the geologic continuity of the poorly exposed volcanics. Water
well characteristics, water levels and water quality data confirm that the volcanics form
an aquifer. The volcanics conduct groundwater from limestones in the upper part of
the basin, across impervious rocks to the southern Oujda limestones and the Angad
alluvium in the lower end of the basin.
Both gravity and resistivity geophysical surveys were required in order to make
reasonable geologic interpretations in these circumstances.
La région située au Nord-Est du Maroc a fait l’objet, depuis une vingtaine d’années,
d’importants travaux de recherche hydrogéologique: du fait de la pauvreté de cette
région en eaux superficielles, la mise en valeur par irrigation de la grande plaine des
Angad-Oussata et le développement d’Oujda, capitale du Maroc oriental, nécessitent
l’exploitation de ressources en eaux souterraines sans cesse croissantes. Ces travaux
ont mis en évidedce l’importance hydrogéologique des roches volcaniques fissurées.
1. CADRE HYDROGÉOLOGIQUE (FIG. 1)
La région étudiée correspond à la partie orientale du «couloir» Taourirt-Oujda,
limitée au Nord par le massif des Beni-Snassène et au Sud par le domaine des hauts-
plateaux marocains. Elle comprend deux unités principales : au Sud de la plaine
d’Oussata (Beni-Oukil), de Guenfouda jusqu’aux abords d’Oujda, et au Nord-Est la
plaine des Angad, d’Oujda à la frontière algéro-marocaine.
1.1. Géologie
Dans une perspective hydrogéologique, le trait dominant de la géologie de la rkgion
est la présence, à sa limite sud, des Monts de Touissit-Bou Beker : ceux-ci forment une
zone de horsts et grabens à larges affleurements de calcaires karstifiés et de dolomies
d’âge Liasique. La qualité de J’aquifère, sa tectonisation, sa position à haute altitude
donc soumise à une forte pluviométrie, font de ces massifs le véritable château d’eau
de la région.
Les calcaires du Lias ont été retrouvés, par forages profonds, au Sud d’Oujda et
dans la plaine des Angad. Mais il ne semble pas qu’ils soient là en liaison directe avec
les zones d’affleurements calcaires du haut bassin.
Au-dessus, on trouve successivement une épaisse série de marnes miocènes, des
formations volcaniques du Plio-Quaternaire, et enfin des formations alluviales et
lacustres du Quaternaire.
Les formations volcaniques sont disposées en forme d’une coulée, grossièrement
N. S., de plus de 22 km de long : elles commencent à affleurer à Guenfouda, disparaissent
* Le travail, objet de cette note, a été effectué dans le cadre du Service des
Ressources en Eau de l’Office National des Irrigations du Maroc.
327

328

en grande partie dans la plaine d’Oussata sous les formations récentes du Quaternaire,
et réaparaissent en surface dans la région de l’oued Nachef au Sud-Ouest d’Oujda.
On les retrouve dans un grand nombre de puits et forages dans la partie Sud de la
plaine des Angad.
1.2. Hydrologie superficielle
Le bassin versant de l’oued Isly, dans son cours moyen et inférieur, recouvre en
partie la région étudiée. Au «goulet» de Guenfouda, son débit permanent de base
est évalué à 200 I/s; ce. débit correspond au drainage superficiel des formations volvani-
ques qui obstruent le goulet; ces formations volcaniques sont elles-mêmes alimentées
latéralement par la «nappe» des calcaires du Lias des Monts de Touissit-Bou Beker,
avec un débit très probablement beaucoup plus important.
Vers le Nord, suivant les portions, le cours de l’oued Isly draine ou alimente la
nappe phréatique.
1.3. Les différentes nappes aquifères de la région étudiée
Les marnes miocènes constituent le substratum imperméable d’une nappe phréati-
que parfaitement connue dans la plaine des Angad et sans doute reliée sans
discontinuité à celle de la plaine d’Oussata en amont. Cette nappe circule soit dans
les formations alluviales et lacustres du Quaternaire, soit dans les formations
volcaniques du Plio-Quaternaire.
D’autre part, les marnes miocènes servent de toit imperméable à la nappe
profonde des calcaires du Lias de la plaine, qu’elles mettent en charge. Cette nappe
a été reconnue et exploitée dans les secteurs du Jebel Hamra et de l’oued Nachef,
dans la banlieue Sud de la ville d’Oujda. Son débit, y compris celui de la source de
Sidi-Yahya, semble très supérieur au débit d’alimentation par la pluie sur les seuls
affleurements calcaires du Jebel Hamra.
2. HYDROG~OLOGIE
DES FORMATIONS VOLCANIQUES
De nombreux travaux ont été entrepris pour reconnaître le véritable rôle
hydrogéologique de la coulée de formations volcaniques plio-quaternaires dénommée
Guenfouda-Oued-Nachef. I1 est en effet vite apparu que la nature pouvait avoir
réalisé une «conduite» particulièrement perméable entre d’une part les exutoires
probables d’un arrière-pays calcaire formant château d’eau et d’autre part une nappe
aquifère qui conditionnait le développement de la plaine des Angad et de l’agglomération
urbaine d’Oujda.
2.1. Lithologie
Les formations volcaniques comprennent essentiellement des basaltes noirs compacts
ou plus ou moins fracturés, des cinérites à porosité variable et affectées ou non de
fissures, des conglomérats i éléments varies enrobés dans un ciment de cendre
volcanique friable. Toutes les fissures sont tapissées de calcite de néoformation.
L’épaisseur de l’ensemble de ces formations est variable, pouvant atteindre 200 m.
2.2. Travaux de reconnaissance
2.2.1. Géophysique
Les campagnes de géophysique effectuées avaient pour but de déterminer la forme
exacte de la coulée volcanique, sa continuité et l’allure de son mur, autrement dit son
3 29

contact avec les marnes imperméables du Miocène et, éventuellement avec les calcaires
et dolomies du Lias.
Le succès d’une campagne de géophysique de reconnaissance des formations
volcaniques dépend à la fois de la composition de ces formations et du contraste
qu’elles présentent avec les formations encaissantes. Or, dans le cas présent, les
nombreuses roches en présence ont souvent des caractéristiques physiques assez
semblables, ce qui rendait à priori leur distinction difficile.
Deux méthodes furent utilisées successivement : En gravimétrie, la difficulté venait
de la similitude des densités du basalte et du calcaire, environ 2,7, et de celles des
cinérites et de marnes, environ 2,l. Dans l’interprétation on a admis une densité
globale de 2,5 pour les formations volcaniques étant donné l’alternance de basaltes
et de cinérites. OP a pu ainsi déterminer six zones d’anomalie résiduelle négative, qui
pouvaient être interprétées comme des chénaux du substratum miocène comblés par
les roches volcaniques de la coulée. Du point de vue hydrogéologique, ces zones
correspondent au remplissage maximum de l’aquifère volcanique. Cette interprétation
fut confirmée partiellement par les forages.
Une campagne de prospection électrique fut effectuée sur une superficie limitée,
située à l’Ouest de l’anticlinal liasique du Jebel Hamra; elle avait pour but de déterminer
les zones de contact direct entre les formations volcaniques et les calcaires du
Lias du Jebel Hamra, c’est-à-dire les zones de relais hydraulique possible entre la nappe
captive du Jebel Hamra et la coulée volcanique. Une difficulté identique iì celle rencontrée
en gravimétrie se présenta : les cinérites aquifères ont une résistivité souvent
équivalente à celle des marnes imperméables. On arriva seulement à déterminer l’allure
du toit du calcaire liasique, avec les principaux accidents qui l’affectent.
2.2.2. Forages
Les premiers forages entrepris d8s 1950 au goulet de Gueafouda même ont montré
l’importance de l’influence des fissures dans les basaltes et cinérites sur les débits
spécifiques obtenus. Implantés à une distance de 200 à 400 m, les uns des autres,
ces forages ont fourni des débits spécifiques variant de 4 l/s/m à 0,7 l/s/m; certains
sont même inférieurs à 0,l l/s/m.
Les forages de reconnaissance effectués dans la région de l’oued Nachef ont
enregistré les venues d’eau les plus importantes au niveau des basaltes altérés et
fissurés et des cinérites poreuses fissurées. Ces niveaux particulièrement perméables
sont aussi décelés d’une façon précise par les courbes de polarisation spontanée et
de résistivité des carottages électriques. Les débits spécifiques obtenus ont atteint
33 i/s/m.
Le forage à la boue peut colmater les fines fissures et exige parfois un traitement
au polyphosphate pour le développement.
2.2.3. Hydraulique souterraine (jig. 2)
Une étude systématique de la nappe phréatique de la plaine des Angad (dont la
partie sud-est en grande partie occupée par les déjections volcaniques de la coulée
Guenfouda - oued Nachef) a permis d’avoir une idée précise sur la transmissivité et
la perméabilité de ce? formations. Les 24 forages de reconnaissance ont été suivis
d’essais de pompage prolongés. Les terrains se classent comme suit :
- Le meilleur aquifère est représenté par les basaltes altérés fissurés et les cinérites
fissurées avec comme valeurs de la transmissivité :
330
1,1.10-’ < T < 3.10-2 m2/s.
et celles de la perméabilité
1,7.10-4 < K < 2.10-3 mjs.

- viennent ensuite les tufs basaltiques et les basaltes compacts peu fissurés
l,2.10-3 G T < 7,5.10-3 m’js.
1,3.10-5 < K < 1,6.10-4 mjs.
Les coefficients d’emmagasinement varient entre 2.10-2 et 7.10-2. Les cinérites
sont le meilleur aquifère, car elles sont dotées à l’origine d’une perméabilité en petit,
laquelle est doublée d’une perméabilité en grand fournie par les fissures.
2.2.4. Rôle des formations uolcaniques dmis l’hydrogéologie rggionale
2.2.4.1. PiémmPtrie. - La carte isopiézométrique de la nappe phréatique montre
une continuité parfaite des aquifères depuis le goulet de Guenfouda, point de passage
obligé des eaux superficielles et souterraines du haut bassin, jusqu’a la région de l’oued
Nachef limite des deux plaines de Beni-Oukil et des Angad.
La convergence des courbes isopiézométriques au Sud d’Oujda et la pente
exceptionnellement faible de la nappe au Nord-Est d’Oujda mettent en évidence
une alimentation importante de la nappe des Angad par la coulée volcanique et le
drainage effectué par les cinérites et les basaltes fissurés à l’intérieur de la plaine.
Ce drainage est confirmé par les résultats des forages de reconnaissance et des puits
et forages d’exploitation, dont les plus riches sont implantés sur l’axe de drainage.
33 1

C9.000 4.0~~8,000 8,000
LEGEND
DIAGRAMME d' apri.
DIANALYSE Dt EAU n SCHOELLER et
N BERUALOFF Fiqurh no
6,000 -.
5 -- 7
6
4-
5
o
3--4 0
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4
2- o
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6
1
4 6
7 5 10 7
3 4
332
SO
. . . . .
7- u
147/ 12
FIG 1

L’alimentation latérale de la nappe des calcaires du Jebel Hamra par la nappe
de la coulée volcanique n’a pas pu être mise clairement en évidence.
Le dégorgement des eaux de la nappe profonde du Jebel Hamra sur la nappe des
Angad est souligné par le resserement des courbes isopiézométriques au pied de
ce massif.
2.2.4.2. Hydrochimie (fig. 3). - Le rale de relais hydraulique joué par la coulée
volcanique est confirmé d’une part par I’hydrochimie, et mis en lumière d’autre part
dans l’établissement du bilan de la nappe des Angad.
Les faciès des eaux des trois nappes en présence dans la région d’Oujda, celles de
la coulée volcaniques, des Angad et des calcaires du Lias du Jebel Hamra sont presque
identiques. Les eaux des formations volcaniques ont néanmoins une tendance
chlorurée sodique avec un résidu sec depassant toujours 1 g/i, tandis que celles du Lias
sont plutôt bicarbonatées calciques et magnésiepnes, avec un résidu sec bien inférieur
à 1 g/l. Les eaux de la nappe phréatique de la plaine des Angad constituent un mélange
de celles des deux premières nappes dont elles tirent probablement leur origine.
2.2.4.3. Essai de Bilan de la nappe phréatique des Angad. - Dans le calcul du bilan
de cette nappe, on a établi que sur le débit d’alimentation qui s’élève à 1400 ils au
niveau de la courbe isopièze 530 m, la moitié environ doit provenir de la coulée
basaltique.
3. CONCLUSION
Les travaux de recherches effectués sur la coulée de Gucnfouda-oued Nachef ont
montré l’importance hydrogéologique des formations volcaniques, dans la mesure
où elles possèdent des niveaux fissurés. Dans le cas présent, elles jouent en plus un
rôle de relais hydraulique naturel.
D’autres exemples rencontrés au Maroc peuvent également souligner la différence
de comportement des formations volcaniques suivant leur degré de fissuration. Dans
la région d’Azrou, des forages dans une même formation basaltique de Quaternaire
furent des succès ou des échecs suivant qu’ils ont recoupé ou non des zones fissurées.
Dans la vallée du Guijou les basaltes compacts constituent un niveau imperméable et
mettent en charge le sous-écoulement de ce cours d’eau.
333

PHÉNOMÈNES KARSTIQUES DANS LES GYPSES
DE JEZIREH (NORD-EST DE LA SYRIE)
SOMMAIRE
François MORTIER et Chafic SAFADI
Les formations d’évaporites (principalement gypses et anhydrites), qui se sont
déposées en Jezireh (Nord-Est de la Syrie), au cours du Miocène, sont le siège de
circulations aquifères de type karstique. La karstification semble avoir été favorisée
dans les zones tectonisées et dans les zones basses d’affleurement (cuvettes fermées,
vallées).
Un procédé de développement des puits dans les foJmations gypseuses par
accélération de la dissolution est décrit et proposé à l’expérimentation.
SUMMARY
Karstic phenomena in the miocene gypsums of Syrian Jezireh
The evaporite formations (mainly gypsums and anhydrites) deposited in Jezireh
(north-east Syria) during the Miocene era contain groundwater systems of Karstic
type. Karstification appears to have found favourable conditions in the zones of tectonic
activity and the low-lying outcrop areas (closed basins,. valleys).
The paper describes a procedure for developing wells in gypsum areas by accelerated
dissolution and suggests experiment with it.
1. INTRODUCTION
Quand on parle de «karst» ou de «karstification», on pense généralement à des
phénomènes relatifs à des calcaires. Or, les roches sulfatées sont beaucoup plus solubles
que les carbonates; la solubilité du gypse dans l’eau douce est de 2,6 g/l, contre 0,07 g/l
pour le carbonate de calcium et 1,2 g/l après transformation en bicarbonate de calcium,
et les dépôts de gypse et d’anhydrite, sans être aussi fréquents dans le monde que les
calcaires, n’en sont pas moins très répandus : Trias germanique, Ludien du bassin de
Paris, Oligocène et Miocène circum-méditerranéens ...
On peut donc s’attendre à des phénomènes morphologiques et hydrologiques
analogues à ceux souvent décrits au sujet des calcaires. Mais, d’une part, le gypse est
moins solide que les roches calcaires en général, et on n’assiste donc pas au développement
de réseaux karstiques aussi spectaculaires susceptibles d’intéresser les spéléologues
(dont le rôle a été capital dans l’illustration du karst); d’autre part, les eaux circulant
dans le gypse sont souvent impropres à la consommation - donc peu de publications
traitent de l’hydrogéologie des formations sulfatées.
II se trouve que dans le Nord-Est de la Syrie, en Jezireh, des formations à
dominante gypseuse ameurent sur plus de 8 O00 kmz, soit environ 1jS de la superficie
totale; et lors de l’étude des ressources en eaux souterraines effectuée conjointement
par des hydrogéologues de la F.A.O. et de l’Administration Syrienne, une part
importante des efforts de reconnaissance a été consacrée aux circulations aqdfères
dans les gypses.
II. GÉOLOCIE
En Jezireh, les affleurements de gypse et d’anhydrite (voir carte) sont d’âge
Tortonien. Le faciès est équivalent à celui des «Lower Farsn d’Iran et d’Irak (Van
Bellen, 1959), et du Sarmatien d’Europe Sud-Orientale (Gignoux, 1950).
334

Y YI
M
iz

L’épaisseur peut être très grande; elle croit du Nord au Sud de la Jezireh : moins
de 50 m au Nord, 350 m à 400 m au centre du Bassin de Haute-Jezireh, plus de 700 m
au Sud.
Les géologues ont proposé une subdivision de cet étage, en deux termes :
- à la base, une sédimentation chimico-Carbonat&, avec prépondérance de bancs de
gypse, (jusqu’à 75 % de l’épaisseur totale);
- au sommet, une sédimentation chimico-terrigène, principalement argilo-gypseuse.
Les bancs de gypse peuvent atteindre 40 m d’épaisseur, mais le plus souvent, les
bancs individuels ont entre 4 m et 20 m d’épaisseur; ils sont très réguliers; quand ils
affleurent, on peut les cartographier sur des dizaines de kilomètres. Le gypse est le
plus souvent blanc, gris clair ou gris vert, finement cristallisé, massif et compact, mais
quelquefois tendre et friable.
Les formations tortoniennes affleurent principalement autour du grand axe
anticlinal, qui, de la frontière irakienne au Balikh, soit sur 200 km, sépare Haute et
Basse-Jezireh; de direction générale Est-Ouest, ce «bourrelet frontal)) est très continu,
(l’anticlinal du Jebel Abd-el-Aziz a 50 km de long sur 10 à 12 km de large), très
dissymétrique, (témoignant d’une poussée vers le Nord), et assez élevé (l’amplitude
est d’environ 1 500 m). De petites failles transversales ou obliques compliquent cette
structure; mais surtout la grande faille Est-Ouest, qui court le long du Jebe1 Abd-el-Aziz
et qui a en certains points un rejet de plus de 1 O00 m, est l’exagération d’une
importante flexure.
III. MORPHOLOGIE
Les photos aériennes permettent de dessiner très aisement les différents bancs
caractéristiques du Tortonien de Jezireh. Les bancs calcaires apparaissent en bandes
foncées, les gypses et les argiles en longues bandes plus claires. La morphologie traduit
l’alternance de roches plus ou moins dures par une série de petites falaises qui se suivent
sur de grandes distances.
Les photos aériennes révèlent aussi une différence entre le réseau hydrographique
dans les formations gypseuses et les formations détritiques supérieures (Upper-Fars);
alors que le chevelu des vallées est dense dans les premières, il se réduit à quelques
troncs communs qui disparaissent graduellement vers le Sud dans les secondes.
Enfin, les photos aériennes montrent de nombreuses «dollines» en forme
d’entonnoir, d’un diametre de 5 à 100 m et plus et d’une profondeur de 5 à 50 m.
La source d’Ain Hol est un excellent exemple de grande dolline (Burdon, 19591, OU
l’eau a été soutirée par canal et un tunnel, autrement elle serait restée dans un petit
lac, comme on en rencontre plusieurs dans la région du Jebel Tchembe. 11 y a aussi
des trous secs, ou m6me des gouffres plus ou moins profonds, produits par
l’effondrement du toit d’une caverne, comme le gouffre d’El-Houti.
La répartition de ces dollines est apparemment irrégulière; elles sont cependant
plus nombreuses au voisinage des axes et accidents tectoniques et, au Sud-Est
d’aassetche, le début d’une grande faille oblique est marqué par deux dollines.
IV. HYDROGÉOLOGIE
Les points d’eau liés aux formations tortoniennes sont des sources, des puits et
des forages.
Les sources sont nombreuses. 35 ont été relevées. Leur debit est très variable, de
quelques l/lOemes de litres/seconde, à plusieurs centaines de litreslseconde. Les princi-
pales sources sont, outre l’Ain-Hol déjà citée (débit annuel : 28 millions de m3,
336

variant de 0,6 m3/s en été à plus d’un m3/s en hiver), les deux sources sous-lacustres
qui alimentent le lac Khatounnye (200 à 300 I/s?), Tell Tabane (600 l/s) ... Ce sont
alors des écoulements de type karstique dans les gypses. Les autres sources sont de
moindre importance; ce sont des affleurements de «nappe» ou des sources de
débordement, là où les gypses s’ennoient sous les argiles des «Upper-Fan»; elles
sont disposées en auréole autour des structures anticlinales.
Les puits ne sont pas très nombreux. Leur débit est en général bon, surtout quand
ils sont situés au fond de dépressions à gypse sub-affleurant (El-Feidate), ou au voisinage
d’accidents tectoniques, ou encore quand ils sont anciens.
La hauteur d’eau dans ces puits à main est parfois grande, témoignant soit de
variations importantes du niveau aquifère suivant les années, soit plutôt de la rencontre
tardive, au cours du creusement, de fissures aquifères en charge.
Par contre, les forages opt souvent été des échecs, soit à cause d’une grande
proportion de marnes et d’argiles dans la formation, soit même dans des séquences
de gypses massifs, mais non fissurés en profondeur : le forage Y17, qui a traversé
300 m de gypses et argiles n’a donnb qu’un débit négligeable pour un rabattement très
important, alors qu’à moins d’un kilomètre de là, un puits ancien, creusé dans les
gypses affleurants, a un débit spécifique de 85 litres/seconde/mètre, environ 1O.OOO fois
supérieur. Un seul des forages au gypse (Y19) a donné un bon débit (25 I/s, pour 3 m
derabattement); la transmissivitéest de 8,610-2mm”/s, laperméabilitéest de 1,l 10 -%n/s,
et le coefficient d’emmagasinement de 7,2%.
En conclusion, les formations tortoniennes sont en général peu aquifères en Jezireh;
les bancs de gypses quasi impermeables en eux-mêmes (ils forment une excellente
couverture pour les gisements de pétrole sous-jacents) ont acquis par dissolution une
porosité de fissure, variable, mais en général meilleure en surface et au voisinage des
zones tectonisées.
V. HYDROCHIMIE
Les eaux des formations gypseuses du Tortonien de Jezireh sont toutes sulfatées
et presque toutes sulfatées calciques avec un p H voisin de la neutralité; la concentration
en ions bicarbonates est très faible; le rapport SO&I est supérieur à 1 (parfois plus
de loo), et le rapport Mg/Ca est inférieur a 1 (parfois inférieur à 0,2).
La minéralisation totale est en général moyenne, supérieure à 2,5 gil et inférieure
à S g/1. Lorsque la minéralisation augmente (concentration par dissolution ou par
évaporation); on appröche de la limite de solubilité du gypse (30 me/] pour les eaux
douces, 40 pour une force ionique correspondant a SO me/] de CINa, plus de 60 pour
une force de 2SO), et les sulfates ne continuent alors à augmenter qu’en passant à des
eaux sulfatées sodiques ou magnésiennes. A la limite, les eaux deviement chlorurées,
surtout si des bancs de sel se trouvent au voisinage dans la série tortopienne.
Les eaux des formations gypseuses sont souvent buvables, quoique de saveur
amère et elles sont parfois utilisées avec succès pour l’irrigation du coton et des céréales.
VI. EXPLOITATION
L’irrégularité des débits obtenus par puits et sondages dans les formations
gypseuses, nous a poussés à rechercher une méthode de développement appropriée.
Cette recherche a été basée sur deux observations :
- Les sources et ouvrages placés au voisinage de zones tectonisées ont en général
de bonnes caractéristiques;
337

- Les puits peu profonds et anciens, surtout ceux situés dans des dépressions inondées
en hiver, et donc en contact prolongé avec des eaux non saturées en sulfates, ont
de bonnes caractéristiques, alors que les puits neufs et les sondages profonds sont
secs ou peu productifs. Les difficultés rencontrées lors de l’étude d’emplacements
de barrages sur le Bas-Khabow en zone gypseuse vont dans le même sens.
On a donc concu une méthode capable, par action physico-chimique, d’accélérer
ces phénomknes naturels de fissuration par action tectonique et d’élargissement des
fissures par dissolution, de façon à ce qu’un résultat appréciable puisse être obtenu
en quelques heures, ou en quelques jours.
Si la perméabilité initiale est quasi nulle et si l’on a de bonnes raisons de penser
qu’il peut exister des fissures aquifères à faible distance du forage, on peut alors amorcer
cette fissuration dans le forage par fracturation hydraulique ou par torpillage.
Pour accroître la vitesse de dissolution, il apparaît, après étude bibliographique
(Rochmann, 1963), que le procédé le plus simple serait d’augmenter la solubilité du
gypse par adjonction à l’eau du forage de chlorure de sodium; c’est un produit peu
coûteux, facile à trouver, maniable, peu agressif et non dangereux et il se place très
honorablement parmi les sels qui accroissent la solubilité du gypse dans l’eau.
Solubilité du gypse en fonction de la concentration en ClNa :
ClNa Wl) O 2,9 14,6 58,5 131,6 204,7 292,6
S04Ca 2H20 (à 20’) 2,6 4,O 5,O 7,6 9,2 830 697
Le meilleur solvant expérimenté n’augmente pas la solubilité du gypse au-delà
de 12 gil.
Au point de vue pratique, la concentration optimale - à rechercher probablement
entre 10 et 100 gil - est un problkme économique. Le schéma d’exécution comprend
un bassin d’au moins 10 m3 pour la préparation du solvant, deux pompes et trois
vannes pour le brassage du mélange et la pulsation de la solution dans le terrain. En
cours d’opération, on devra contrôler régulièrement la concentration de la solution
en ions C1 et so4. Elle devra être rejetée lorsque la concentration en SO4 cessera de
croître, ou croîtra trop lentement. La réussite pratique de l’opération dépend de la
vitesse de dissolution, éminemment variable suivant les conditions de gisement du
sulfate.
Une telle opération de développement (sans précédent connu de nous) n’a
malheureusement pas pu être réalisée en Jezireh depuis sa conception. Nous espérons
qu’une prochaine publication précisera les résultats.
REFERENCES
R. VAN BELLEN (i 959), Lexique stratigraphique international Asie-Iraq, Congrès
inf., Vol. III. fas. 10.a CNRS Paris.
M. GIGNOUX (1950), Géologie stratigraphique, Masson éditeurs Paris.
D.J. BURDON (1959), Development of the water resources of Lake Khatouney and
Ain Hol, lying East,of Hassetche (Rappor? FA O, inédit).
J. ROCHMAN (1963), Etude technologique du captage des nappes par forages en
Jezireh syrienne (Rapport FA O, inédit).
D. GEAR (1963), The hydrogeology of the North-East Jerizeh (Rapport FA O, Inédit).
J. KHOURY (1963), The hydrogeology of the Lower Jezireh (Rapport FAO, inédit).
338

SPAMSH UNDER-GROUND RIVERS
AN EXPOSAI, OF SOME CHARACTERISTIC CASES
AND PROPOSED STUDIES
FOR THE HYDROLOGIC DECADE
SUMMARY
Mr. Clemente SÁENZ GARCIA
President of the Continental and Scientific Hydrologic Commission
of the Hydrographic Studies Center. (Spain)
Examples of total or partial disappearance of the surface flow into karstic areas
can be observed in many Spanish rivers. The water-feeds vauclusian sources with a
great increase of their discharge generally due to the autoctom flow of the percolations
in the rock.
Descriptions are made of the geographical situation of large-dolomitical and cal-
careous masses existing over the country and remarkable examples are given of under-
ground rivers in Spain as well as those of limey canyons.
The Hydrographic Research Center wil study as a contribution to the International
Hydrologic Decade some experimental basins partial or totally of the karstic type.
As an example, Lobos River Basin, in the high Castilian plateau, as well as other basins
not yet definitely delimited, wil be considered.
LES COURS D’EAU SOUTERRAINS D’ESPAGNE
EXEMPLES TYPIQUES ET ETUDES PROPOSEES
POUR LA DECENNXE HYDROLOGIQUE
INTERNATIONALE
Clemente SÁENZ GARCÍA
Président de la Comisión de Hidrologia Continental y Cientifica du Centro
de Estudios Hidrograficos (Espagne)
RESUME
Les cours d’eau espagnols qui traversent des régions karstiques fournissent, comme
partout ailleurs, des exemples de pertes totales ou parlielies qui vont alimenter des
sources vauclusiennes, dont le débit est parfois notablement accru par des apports
indépendants et par la percolation de l’eau dans les roches traversées.
L’auteur indique la situation géologique des grandes masses calcaires et dolomi-
tiques qui intéressent les cours d’eau étudiés et cite les exemples les plus remarquables
des cours d’eau souterrains et des canons calcaires d’Espagne.
Le Centro de Estudios Hidrográficos se propose d’examiner, à l’occasion dela
Décennie hydrologique internationale, certains bassins de type partiellement ou totale:
ment karstique, notamment celui du rio Lobos, sur le plateau castillan, et d’autres qui
ne sont pas encore définitivement arrêtés.
339

SUMMARY
STUDIES ON THE HYDROLOGY
OF FRACTURED ROCKS 1N JAPAN
Dr. Sôki YAMAMOTO
Professor, Tokyo University of Education
He describes present situation of the study of the hydrology of fractured rocks in
Japan. H e has less studies of hydrology of Karst regions, but has more studies on that
of volcano regions. Studies on hydrology of fractured rocks in Japan is now centerd on
finding out of the mode of occurrence and water balances of ground water in volcano
slopes.
RESUME
Etudes sur l’hydrologie des roches fissurdes du Japon
Cet article expose l’état actuel des connaissances sur l’hydrologie des roches fissurées
du Japon. I1 est question de certaines études sur l’hydrologie des régions karstiques,
mais l’article est consacré principalement aux régions volcaniques. L’ktude hydrolo-
gique des roches fissurées du Japon vise essentiellement à déterminer les conditions
de la présence d’eaux souterraines dans les pentes volcaniques et le bilan hydrique de
ces terrains.
It is noted that large springs in Japan occurred on the slope of volcano and specific
discharge of river water around volcano is extremely large. Those characters above-
mentioned are essential for the water on and around volcano. To develop the water
resources on volcano slope, it is needed to clarify the mode of occurrence and the
hydrology of surface and sub-surface waters.
The author carried on the survey of springs on such volcanoes as Mt. Chokai,
Mt. Iwate, Mt. Akagi, Mt. Fuji, Mt. Yatsugatakc, Oshima Island, Miyakejima Is.,
Hachijoshima Is., Mt. Daisen and Mt. Aso throughout Japan. H e has about 200
volcanoes in Japan. They are mostly so called “central volcano” and are composed
of alternations of lava, volcanic ashes, volcanics sand and gravel and mud flow.
Spring having large quantity of discharge are located on the terminal region of a
lava flow, according to the out crop pattern of each flow. Water from such a spring
may have the character of cavern water or fissure water on its course. He intended
to find out such a subterranean river course underground. The methods adopted by
him are as follows:
(1) Surface geological survey to find out generai geological constitution;
(2) Sub-surface geological survey including electric prospecting, seismic prospecting,
radioactive prospecting, test drilling and various kinds of loggings to find out the
sub-surface topography ;
(3) Survey of springs.
Among those volcanoes, extensive surveys were centred on Mt. Fuji and Mt. Aso.
He describes the survey of Mt. Fuji here. Mt. Fuji is a “stratified volcano” composed
of volcanic ash, volcanic sand and gravel, volcanic detritus and lava.
After Tsuya’s geological and mineralogical study of Mt. Fuji, about 50 sheets of
lava flows were distinguished. Individual lava flows range in thickness from about
340

10 to 80 metres and average about 40 metres. It has many cooling joints and sometimes
has extremely large lava tunnels. The sufficient and constant supply of rain water
reaches to mud flow through this lava and flows out to spring.
Fig. 1 - Index map.
After the result of geophysical survey he obtained the following values and cor-
responding geologica1 classifications.
341

Geology
Velosity of
seismic wave (kmlsec)
Specific resistivity (0 m)
___l_______l
East side Other side
Surface soil
New mud flow
0.2-0.5 10,000 various
íupper)
New mud flow
30-200
(lower)
Volcanic s, & gr. 0.7-1.0
300-800
300-500
Lava 1.3-1.8 2,000-50,000
Old mud flow
Base rock
1.6-2.3 500 700-3,000
(Misaka) 2.8-3.5 3,000
He found that many buried valleys were formed on the Kofuji mud flow (old mud
flow) covered by lava and alnosts of all were reached to the discharge point of springs
(fig. I). Besides those geological surveys, he measured the yield of springs on the slope
of volcano above-mentioned. In the case of Mt. Fuji, he classified two groups of springs
Fig. 2 - Discharge distribution on Mt. Fuji.
by its discharge. The first group, which has average mean discharge of 0.6 I/sec is a
perched type of local one and the second group of 1.100 l/sec is closely related to the
course of buried valley on the Kofuji mud flow (fig. 1 and 2).
By such an investigation above-mentioned, he contributed to the development
of water resources on the higher parts of volcano sloped in Japan.
REFERENCES
(I) H. TSUYA, Geological and petrogical studies of volcano Huji (Fuji), Bull., Earth-
quake Res. Institute (1940).
(2) N. KURATA, Study on the underground river covered by Mishima lava flow,
Mt. Fuji, Joiirn. Geol. Soc. Jupun, No. 666 (1951).
(3) S. YAMAMOTO, The volcano slope springs in Japan, Proc. of IGU regional conference
irr Jupun (1957).
(4) K. SHIMURA, Ground water survey at the foot of the west and the east slopes of
Mt. Fuji. Butsirri-Tanko, vol. 13, No. 1 (1960).
(9 S. YAMAMOTO, N. MIYAMOTO, T. SHIBASAKI, H. TAKAHASHI, and A. HATAKEYAMA,
Geology and ground water of the western foot of Aso volcano, Journ. Geol. Soc.,
Jupun, No. 800 (1962).
342

SUMMARY
THE GROUNDWATER INVESTIGATION
IN THE DEVONIAN LIMESTONES,
EAST OF ISTANBUL, TURKEY
Kemal ERGWANLl
Professor of Applied Geology, Technical University of Istanbul, Turkey
This investigation was carried out in 1959-1965, to provide industrial water from
Devonian Limestones, for light-weight material (Ytong) factory which is built 25 km
East of Istanbul.
In order to provide the necessary water from this limestone area the stratigraphical,
lithological and structural properties of these limestones were examined and mapped
on 1 /5W and l/lOûû scale maps. And then water levels in more than 150 dug wells
were measured and also, NaCl were used to find the flowing direction of underground
water.
From these results the most safe and rantable way of providing 2-3 It/sec. water
for the factory was determined.
I. INTRODUCTION
Istanbul is the largest city of Turkey with a population, of about 2 million, where
the industry develop severy day. The land between Istanbul and Izmit is accepted by the
government to be an industrial area. The catchment area of this region is small with a
rainfall of about 600 mm/year and therefore surface water is scarce.
The possibility of supply of industrial and drinking water to Istanbul from the
Sapanca lake and the Sakarya river, 140 km east of the city is under investigation.
But the realization of this plan will take a long time and great expenses. The factories,
that are being built today, will be supplied from local underground waters.
The present study was made between the years 1959-1965, to provide industrial
water to the Tiirk Ytong light-weight material factory, which is built near Pendik,
25 km east of Istanbul. The investigations in this area are continuing and the region
became a research area for the Applied Geology Department of the Istanbul Technical
University. The author thanks the Turk Ytong Company for their help and permission
of publication of this paper.
Water needs of the Ytong factory and its social establishments are of about 140 m3/
day whereas those for the production of Ytong light material are of about 200 m3/day.
There are no rivers or brooks in the neighbourhood (2-3 km) of the factory.
The necessary raw materials for this factory are limestone, quartzite, water and
special solutions. Geological research began in 1959 with I. Ketin to provide the first
three of these materials close to each other, and the limestone and quartzite regions
around Istanbul were mapped at scale 1/25000.
The area near Pendik was preferred since it had sufficient raw material with the
required qualifications. Then the 1/5000 and l/lOOO scaled geological and hydro-
geological maps were made.
II. GEOLOGY
Quartzite-greywacke series, limestones and andesitic dykes are found on the studied
area. (See map)
343

A
o so loo rn
A-4

A'
NE

The greywackes, seen at the west of the investigated region, are greyish-brown in
colour, clayey and micaceous ; they pass, laterally and vertically, from greywacke
quartzite to coarse feldispathic quartzites and then to finely grained massive quartzites,
which are seen at the upper level of these series. They run from NW to SE with a dip
of 20-35" NE.
The quartzites are white in colour, coarse in the lower level and finely grained in
the upper, with regular bedding, fractured, faulted and making small ondulations.
The age of the greywacke-quartzite series was determined to be Silurian (Llan -
doverian) from the brachiopod fossils (i.e. Meristina furcata SOW., Stricklandia lens
progessa WIL., Plectatrypa imbricata SOW., and Plectodonta.) which are found in
the greywacke-quartzites. (After C. SAYAR'S determination).
The chemical analysis of the quartzites gave the results:
Sioz: 92.6 Cao: 0.3 MgO: 0.8 Fez03: 3.7 AìzOs: 1.9 (Approx.)
and loss due to ingnition: 0.7%. This quality of the raw material is suitable for the
Ytong factory.
Greyish-black limestones lie with unconfirmity (overlap) on the quartzite series.
These limestones are cut by several andesitic dykes and the fractures and faults in
them are filled by residual clay. The lower beds of these limestones are reddish-brown
in colour, sandy, and contain 3 to 4% of feldispathic grains. The upper part of the lower
beds contain corals (Halysites) and brachiopods. Their colour and texture change
towards the upper bads and become greyish-brown and massive. They run in the direc-
tion NW-SE and E-W with small ondulations and with a dip of 30-50".
The chemical analysis of the limestones gave the results:
Cao: 52.97 SiOa: 3.78 FezO3: 1.09 AlaO3: 0.4 MgO: 0.04%
This analysis showed that these limestones are of the required quality.
These limestones are Karstic at the surface and show lapiaz, small caves and solution
channels. After the measurements on the surfaces of the new limestone quarries, it
was found out that Karstic limestones had 50% of the solution channels filled with
reddish plastic clay, to depth of 20 m. This Karstification decreases towards the lower
levels.
Detailed geological study on the i/iOOO topographical map showed that the lime-
stones around the factory area are cut by andesitic dykes running from E to W, NE
to SW and N to S. In the same area faults are observed in the direction of the andesitic
dykes. These two geological factors have a direct effect on the underground water
movement in this Karstic limestone region.
III. GROUNDWATER MOVEMENT IN THE LIMESTONE
Detailed hydrogeological studies and measurement were made to yield the necessary
water to the factory which is erected on the limestones, 300 m far from the quartzite
region.
In this district, which is one of the old vegetable gardens of Istanbul with many
wells, more than 150 wells were examined. The data was used to plot a watertable map
of the region.
Legend from map on pp. 344 and 345:
THE GEOLOGICAL MAP OF THE FACTORY AREA
1. Section - 2. Spring - 3. Well - 4. Quarry - 5. Strike and dip - 6. Fault(f) -
7. Alluvium(a1) - 8. Limestone (L) - 9. Quartzite (Q) - 10. Greywacke (g) - grey-
Wacke-quartzite (gQ) - 11. Andesitic dyke (a).
346

The dug wells, in the limestone, are usually 1-4 m in diameter and mostly lined with
stone. Groundwater occurs at depths varying from 5 to 20 mts., and well yield varies
from O,]-1 '/2 It/sec.
In the first catchment area, NW of the factory, the direction of groundwater flow
is from NW to SE; whereas the direction of the movement is N-S at 1 km east of the
area, sudden changes of flow from E to W are observed at same places, due to andesitic
dykes and faults. Trials were made to determine the direction of flow of the groundwater
-by the NaCI tracer method, but the results obtained were unsatisfactory.
As a result of these dykes and faults the water level is variable in the limestone
areas. One year of observations of the No. 28 and 29 wells near the factory (see map)
gave rather different results. Well No. 28 had a constant water level of 117,50 O.D.
and yielded 0.8 ltlsec., at a temperature 12-15"C, whereas 20 m SE of this well, well
No. 29 had a varying water level at 112.50 O.D. and had very little yield. Pumping
tests showed that these 2 wells had no effect on each other. Similar cases are also
observed at some other of the limestone wells.
In the second catchment area on the karstic limestone, 1 km east of the factory,
dug wells of different depths were measured and plotted on a 1/5000 scale map. As a
result of this detailed work and of pumping tests an ordinary wells (No. 19) located
800 m east of factory was found suitable for the supply. It was deepened to 17 m and
cleaned. Several pump-tests indicated a yield of 1,2 It/sec., the water came to this well
from the fault plane, which is running from N-S. Deepening the well and tunnelling
along the fault plane is being planned to increase the water yield. The temperature of
the pumped water from this well increases to 20-25 "C as it is transferred by pipes to
a reservoir near the factory. It is thus unsuitable for the factory cooling system. Water
from well No. 28 will be used for this purpose and well No. 29 will be used as the reservoir.
The chemical analysis of the water is as follows: total hardness: 24,40"F, pH: 8.2,
C1: 38 mg/lt, SO4 24,0, SiOB: 15, AlsOs: 1.1, FezOs: 4.1, Cao: 209, HC03: 21.42,
02: 7.7 mg/lt. This water is thus suitable for industrial purposes.
IV. CONCLUSION
After these investigations and pump-tests the necessary amount of water for the
factory requirement is obtained from the wells No. 28 and No. 19 as 0.8 lt/sec. and
1.2 It/sec. respectively (173 m3/day). This amount is sufficient for the present needs,
but in the near future when the production of factory will increase twice as much,
the water requirement wil become 200 m3/day. This problem will be solved by building
a small dam (10 O00 m3 capacity), by recycling the used water and by searching for
new sources.
347

CONTRIBUTION TO THE HYDROGEOLOGICAL STUDY
OF LIMESTONE TERRAINS IN U.A.R.
ABSTRACT
ISMAIL MAHMOUD EL RAMLY
Senior Hydrogeologist
Hydrogeology Department - Desert Institute
Mataria, Cairo. Egypt.
Studies done by the author for exploration and exploitation of ground water reser-
voirs in fissured limestones lead to some interesting results in different areas in U.A.R.
Recent results from the hydrogeological and geochemical investigations undertaken
during the search for ground water in several hydrostratigraphic units ranging in age
from upper Cretaceous chalks and limestones to Miocene dolomitic limestones and even
up to Pleistocence formations opened many interesting points which should be taken
in consideration while these studies are undergoing.
It was found that there is a very close relationship between the distribution of the
jointing system and the ground water flow in a certain area. Field pumping test anal-
yses in fracture8 limestones revealed many results in such aspects and helped in locating
areas of higher transmissivity from those of lower ones.
Geochemical analyses showed also the relationships between the water contained
in different fractures.
This paper also deals with the origin of some natural lakes surrounded by fractured
Eocene limestones, distributed along the southern rim of the extensive Qattara Depres-
sion in the Western Desert of Egypt.
RÉSUMÉ
Contribution à l’étude hydrogéologique des terrains calcaires en RPpublique Arabe Unie
Les études effectuées par l’auteur en vue de l’exploration et de l’exploitation des
réservoirs d’eaux souterraines situés dans les calcaires fissurés font apparaître des résul-
tats intéressants pour différentes régions de la République arabe unie.
Les résultats de travaux hydrogéologiques et géochimiques auxquels on a procédé
au cours de recherches d’eaux souterraines dans plusieurs unités hydrostratigraphiques
échelonnées des craies et calcaires du crétacé supérieur aux calcaires dolomitiques. du
Miocène ont permis récemment de préciser nombre de points intéressants qu’il convient
de ne pas négliger dans ces recherches.
11 a ainsi été découvert qu’il existe un rapport très étroit entre la répartition du sys-
tème de diaclases et l’écoulement des eaux souterraines dans une certaine région. Les
analyses des tests de pompage effectuées dans les calcaires fracturéS.donnent à cet
égard de nombreux résultats et aident à localiser les zones de transmissivité relativement
forte et a les distinguer des zones de faible transmissivité.
Des analyses géochimiques ont aussi montré les rapports qui existent entre les eaux
contenues dans différentes cassures.
Cet article traite aussi de l’origine de certains lacs naturels entourés de calcaires
éocènes fracturés, répartis le long de la bordure méridionale de l’immense dépression
de Qattara, dans le désert occidental d’6gypte.
1. INTRODUCTION
Increase in the exploration and exploitation of groundwater reservoirs in U.A.R.
(figure i) led to many problems concerning the development of the different reservoirs
in the country. As an example, exploitation of the extensive Nubian Sandstone
artesian aquifers in the Western Desert of Egypt (Dakhla and Kharga Oases) showed
that extensive development and utilization of this hydrostratigraphic unit by drilling
so many wells in these 2 areas have caused depletion in the discharges and pressures
348

3 49

ofthe flowing wells during the last five years since the project was executed. Accordingly,
the author encouraged the idea of exploring and exploiting other hydrostratigraphic
units such as the limestones (a) quifers which is the aim of this paper.
Studies done by the author in different areas of U.A.R. (Western Desert, Eastern
Desert, and North and Central Sinai) for the limestone reservoirs (surface water reser-
voirs in the form of natural lakes, karst springs, artificial reservoirs along dam sites
built on fissured limestones, and ground water reservoirs in the form of flowing and
non-flowing wells), gave a lot of informations and interesting results concerning their
hydrogeological and geochemical characteristics.
Thus, this study can be divided into two categories, namely groundwater limestone
reservoirs and surface water in the form of natural lakes and springs. Also, the study
includes part of the studies undergoing now for artificial lakes formed due to the con-
struction of control dams along wadi channels (e.g. EI Rawafa D am along Wadi El
Arish, North Sinai) having its banks surrounded by fissured limestones.
2. PHYSIOGRAPHY AND CLIMATE
2.1. PHISIOGRAPHY AND THE EFFECT OF RAINFALL ON DIFFERENT CARBONATE ROCK UNITS
An appreciation of the major surface features of the land (physiographic units) can
be of considerable strategic, and to a lesser extent, tactial significance. Mention of a
particular physiographic unit should, for example, convey a picture of the general
terrain. Certainly the term “basin and range” suggests a definite pattern of mountains
plains, drainageways, soil types, and other elements of the terrain. The concept of
geometry is adhered to in the present study in establishing the major physiographic
units (mountains, plain-and-mountain complexes, hill lands, plateaus, plains, as
illustrated in figure 2); however, it became clear early in the study that exceptions would
have to be made in the subdivision of these units. Certain plains and hill lands, for
example, exhibited important distinguishing characteristics not adequately defined in
terms of form or geometry. ln view of this fact, origin or genesis was chosen as a secondary
bases of physiographic breakdown. However, a maximum of form or geometric
criteria are included in all unit definitions as shown in the legend attached to figure 2.
The nature of the effect of rainfall along the whole country varies according to the
geological character of the districts visited. It is obvious from the surface features along
the northern part of U.A.R. where the Miocene and younger limestone beds predominate,
that the effect of rain reaches its maximum. Deep ravines and sinkholes were
encountered along the extensive Lybian Plateau which extend along the northern,
northwestern, and southwestern part of the Qattara Depression. Also, it was noticed
along the escarpment overlooking the Mediterranean littoral of U.A.R. It can be seen
along the Miocene and younger limestone formations exposed at the eastern and western
coasts of the Gulf of Suez and at some parts of the Western Coast of the Red Sea.
On the other hand, those districts which are occupied by limestone strata of Middle
and upper Eocene are, as the effect of rainfall, largely characterized by (1) plateau surfaces;
(2) valleys bordered by steeply sloping or vertical cliffs; (3) abrupt steps in the
valleys, or sidds, giving rise to fine waterfalls during spates; (4) undercutting by back
splash of the waters; (5) formation of water pools or depressions at the foot of the
waterfall (in the form of sinkholes); (6) the side streams form boulder valleys filled
with blocks (slumps) broken off from the bordering cliffs. All these features are well
seen in the Tih and Egma plateaus in central Sinai, the Maaza plateau in the Eastern
Desert north of Qena, in the neighbourhood of Cairo in the hills to the east of Helwan,
and in the Western Desert along the plateau bordering the Nile Valley on its western
side and extending from Cairo to Aswan. As the Upper Eocene formations are formed
3 50

Fig. 2
RANGES:
Elongate belts of massive mountains.
MASSIFS:
Roughly circular aggregations of massive mountains,
RANGDOM HILLS:
Hils with moderate to steep slopes.
SAND DUNES:
Eolian sand, change shape and position rapidly.
PLATEAUS:
Elevated masses of land bounded on one or more sides by scarps.
ALLUVIAL PLAINS:
Flood plains, terraces and subaerial delta of the Nile River.
COASTAL PLAINS:
Plains bordering the sea.
DEPRESSION PLAINS:
Low lying plains of interior drainage bounded by scaprs.
DESERT PLAINS:
Interior plains formed or modified by eolian deposition or erosion,

of thin limestone bands and softer strata, the results are the same, but on a smaller
scale, and the whole country is broken into minor drainage lines of no great vertical
depth.
The cretaceous limestone strata differ from the Eocene series in the greater abun-
dance of soft members in the succession. South of Qena, where the softer Cretaceous
shales and white limestone rise from underneath the Eocene limestones, the regular
terrace arrangement is replaced by confused foothills, due in large measures to the
sliding of the heavy masses of limestone over the slippery surfaces of the moistened
shales and clays. The effect of these land slides is everywhere visible on both sides of
the Nile between pena and Esna, around Farafra Oasis, north of Dakhla Oasis, north
and east of Kharga Oasis, and also along the southern part of Central Sinai, being
further exagerated by the presence of faulting. They are obviously connected with the
geological structure, being best developed at the junction of the Eocene limestone and
Cretaceous shale series. Every important hard bed tends to form a plateau, but as the
softer formations are rapidly denuded beneath it, the unsupported portions are speedily
broken off and carried away during heavy shower storms. The result is the production
of typical bad-land scenery, where the topography becomes of extraordinary complexity.
These features were observed in many places in Central and northern Sinai; along the
central part of the Eastern Desert and also at the southern Oases of the Western Desert.
In regions formed of Jurassic, Triassic and Carboniferous Limestone rocks as in
northern and centrai Sinai, the general features produced by rain differ but little from
those noted in areas occupied by Miocene, Eocene and Cretaceous formations. This
can be illustrated along El Maghara major fold (Jurassic), Arif El Naga dome (Triassic),
in northern and east central Sinai respectively. Um Bogma district (Carboniferous) is
an example for West Centrai Sinai.
2.2. CLIMATE
It can be noticed that U.A.R. lies for the most part within the temperate zone and
less than a quarter of it, is south of the tropic of Cancer. The whole country forms part
of the great desert belt that stretches eastwards from the Atlantic across the whole of
North Africa, and onwards through Saudi Arabia; and like all the other lands lying
within this belt it is characterized by a warm and almost rainlessclimate (figure 3). The
air temperature in Egypt frequently rises to over 40' centigrades in the daytime during
the summer, and seldom falls as low as 0' centigrade even on the coldest nights of
winter, and the average rainfall over the country as a whole is only about a centimeter
a year. It is clear from figure 3 that even along the Mediterranean littoral, where the
most rain occurs, the average yearly precipitation is less than 200 millimeters, and the
amount decreases very rapidly as one proceeds inland from the coast. Thus while
Alexandria, on the Mediterranean Coast, has an average annual rainfall of 190 milli-
meters, Cairo, some i70 kilometers inland has only 30 millimeters; Asyût, which lies
some 300 kilometers south of Cairo, has but half a centimeter; and Aswan, some 600
kilometers south of Cairo, has practically no rain at all.
With so scanty a rainfall it is not to be wondered at that by far the greater part of
U.A.R. consists of barren and inhospitable deserts. Indeed, if the rain, that falls within
her own borders were the sole source from which U.A.R. could derive water-supplies,
the whole land would be one vast uninhabitable desert. But fortunately the Nile, tra-
versing the entire length of the country on its northward course to the Mediterranean,
continually brings dowp into U.A.R. large volumes of surface water derived from the
heavy rainfall of tropical highlands lying far to the south; and the supplies thus fur-
nished, being led by artificial canais over the narrow strips of alluvial land on either
side of the river within its trough-like valley, and over the broad alluvial expanses of
3 52

353

)-
Y S E A
Fia. 4

the Fayûm depression and the delta, serve to render these tracts (which comprise in
all, however, only about 3 % of the total area of the country) as fertile as any lands in
the World, and thus capable of supporting a dense agricultural population.
3.1. GENERAL GEOLOGY
3. HYDROGEOLOGY
Ground water occurrence in limestone formations is governed by the geology, and
a thorough knowledge of the stratigraphy, lithology, and structure of the area is required
toward its evaluation.
Stratigraphy
Ancient calcareous sedimentary rocks were observed by different geologists to be
exposed in a region from 100-150 kms due east of korosko oat: 22' 45' N and long.:
31' 04' E). This was an indurated quartzose or gritty limestone which have great simi-
larities with the squeezed muddy limestones of the Alps being of probable pre Carbonif-
erous age. These Egyptian calcareous rocks shows evidence of far earlier date, being
formed anterior to the Carboniferous period. Series of crystalline limestone which had
been metamorphosed by the pink granite with which they were associated, were also
encountered in Western Sinai. In Eastern Sinai; no calcareous schists were found. As
there is an almost complete absence of fossils in them, it is impossible to fix their precise
position in the stratigraphical column. No trilobites, graptolites, or other organisms of
well defined geological age have ever been recorded from them, and this negative
evidence weighs heavily in favour of the vast majority of these formations being pre-
Cambrian.
Carbonate rocks encountered either during surface geologic mapping or from sub-
surface drilling information of deep wildcat wells range from Cambrian to Pleistocene.
Figure4 shows clearly the carbonate rocks exposed on the surface all over the country
Surface and subsurface data for the different carbonate rock units ranging in age from
Jurassic to Pleistocene are illustrated by figures 5-1 1 inclusive.
It is worth to mention that the sedimentary column resting over the pre-Cambrian
basement complex is composed of the following lithological divisions:
1. Lower clastic division: Pre-Cenomanian, predominantly clastic with intercalated
calcareous sediments;
2. Middle calcareous division: Cenomanian to top of Eocene, mostly calcareous;
3. Upper clastic division: Oligocene to Recent, predominantly clastic but with organo-
genic limestones.
From this classification, it is clear that predominance of the carbonate percentage
in the middle calcareous division supports the idea that Northern and Central Egypt was
a part of the greater Tethys geosyncline during Cretaceous and early Tertiary times as
the sediments found in north and Central U.A.R. are similar to the other Cretaceous
and early Tertiary sediments of the Mediterranean area.
Figure 12 which is a cross section along the southwestern district of Qattara Depres-
sion shows clearly the distribution of the upper Eocene, and lower and Middle Miocene
having a predominancy of calcareous material than other lithological units. An uncon-
formity between the lower Miocene and the upper Eocene limestones can be noticed,
where the Oligocene is completely missing in this area. Both the upper Eocene and lower
and middle Miocene limestones are two important hydrostratigraphic units in this area
of the Western Desert.
3 56

Fig. 5
3 57

3 58
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Fig. 6
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7
363

Structure
Structurally, northern and central Egypt are part of the Syrian Arc, showing a
system of folds which crosses Egypt and Syria in a NE-SW direction.
Plate 13 shows the general tectonic picture of an Arabian craton overlapped intermittently
by shallow seas which spread out from elements of the Tethyan geosynclinal
system, north of the country. This craton (the Arabo-Nubian massif) is surrounded by
a shelf area which can be divided into three units: the stable shelf, the Gulf of Suez
taphrogeosyncline, and the Unstable Shelf-Stable and unstable shelves are similar but
in the latter the formations are thicker and more disturbed. The unstable Shelf is
characterized by having a series of asymmetrical folds with steep side to the southeast.
In Sinai the folds are strongest in the north but fade away towards the Stable
Shelf into the Tih Plateau of Upper Cretaceous and Eocene rocks. There are few isolated
faults and faulted-up blocks running in a NW-SE direction, which are probably
caused by the graben and horst movement of the Gulf of Suez region. In the Gulf of
Suez area, the body of water occupies a graben as is attested by faults on both sides
which have most of their downthrown sides toward the Gulf. This faulting was initiated
before the Miocene, and continued probably up to Recent time. The structure of the
Gulf of Aqaba, except for its width, is undoubtedly similar to the Gulf of Suez but faulting
is difficult to see because of the uniformity of the basement rocks on both sides of
the gulf.
In the Eastern desert folding and faulting seem to have occurred along EW or NNE-
SSW directions. The latter direction is probably the result of the clysmic or Eritrean
tectonical activity, while the former is of the Mediterranean direction. Folding, e.g.
is in line with those of Northern Sinai and Western Desert but is not as well developed
here and is much complicated by the faulting.
The Western Desert is more characterized by the presence of folding than faulting
except in its eastern part towards the Nïle Valley and the Delta Basin where faults
predominate. Folding here have the directions of NE-SW, with the Syrian arc or swell
system and are more of less parallel to the geanticlipal welt. Folding seem to have
become stronger at or near, the end of Turonian lime. This may have been the period
when movements took place on the greater number of anticlines. It can be noticed that
not all stresses were relieved by folding, but in places, for example Abu Roash and
Wadi El Natrun area, competent beds broke instead of bending and faulting parallel
to the lines of folding took place.
From the impression gained from field work, the author is inclined to believe that
the faulting is secondary to the folding, coming at a time when the rocks could no
longer stand the stress of folding, so that they sheared during folding, this is borne out
by the fact that some of the faults are almost entirely faults of horizontal displacement.
However, most of the faults are apparently normal, although they arc hidden in nearly
every case by alluvium deposits.
Joint surveys from tectonically complicated arcas are mostly too complex to allow
any trustworthy interpretation, although this has often been attempted. When we
consider regions which are almost unfolded, the patterns are much more simple and
show obvious relations to structural features, and even they may be random strike or
poorly developed.
In different parts of U.A.R. it was noticed that near pronounced anticlines welldefined
joints are formed parallel to the strike of the axial plane of the anticline. Also
there are belts of closely spaced parallel joints which presumably mark zone of shearing.
Studies done by the author in Farafra Oasis in the Western Desert of Egypt showed
that along the steeper side of the anticlines, larger proportion of fractures occur. Fissured
Maestrichtian chalk of Farafra Oasis show clearly the great similarity between
the total joints measured, joint sets and the airphotos linear features. Survey studies
3 64

around Qasr El Farafra, in the Farafra depression indicated the presence of a very
marked consistency of joint patterns and they slowly swing from NW north of Qasr
El Farafra to NE south of it. The joint systems are perpendicular to the bedding plane.
The sets of tension-joints observed are perpendicular to the main stress and might have
developed as an effect of elastic release of the compression of the chalk. A valuable
contribution to the sets of joints in this area which are perpendicular to the bedding-
plane, is that they are joined by “en échelon” gash (tension) points, filled by calcite
which stand on the ground surface as small ridges having a height of about 40 centi-
meters in some places.
Other studies completed in Qara Oasis, Qattara Depression in the Western Desert,
together with the natural lakes existing along the southern rim of the Qattara Depres-
sion showed that jointing is entirely related to the ground water movement in such
districts.
3.2. HYDROLOGICAL REGIME
General Remarks
U. A. R. is charactised by prevailing arid conditions which is marked by the low
amount of precipitation and the extremely high evaporation capacity. The high temper-
atures together with the low relative humidity values and the active wind account
together for the high rate of evaporation. Due to lack of rainfall, aridity increases and
accordingly scanty moisture content and surface vegetation can be accounted for. NO
direct percolation from the ground surface takes place as moisture in the top soil never
exceeds the amount required for infiltration through the dry soil. During occasional
floods, downward percolation takes place in the Wadi beds through fissured rocks and
Wadi fill. In Centrai and North Sinai together with the northern part of the Western
Desert (EI Diffa Plateau), percolation is the only source of ground water recharge, thus
plays an important role in the hydrological regime of these areas.
3.2.1 Groundwater regime
Ground water exploration and exploitation of fractured limestone reservoirs in
U.A.R. has not yet reached its climax. Drilling operations by oil companies and other
organizations in the country showed the existence of proliferous amounts of ground
water in the different formations encountered. Limestones and dolomites having an
age ranging from Jurassic up to Pleistocene comprise several groundwater reservoirs
of great magnitude. The water from each limestone aquifer differ qualitatively from
that of other reservoirs.
From field studies it was noticed that water in fissured carbonate rocks, as in other
aquifers, moves in the direction of the hydraulic gradient, but the direction of movement
was not easy to be determined exactly, especially in the fault zones, because the
configuration of the water surface was not possible to be determined accurately. It was
noted also that the different limestone aquifers contain openings ranging in size from
minute cracks, in which the movement of water is accompanied by a large loss of head,
to caverns through which the water moves freely.
In Farafra Oasis and the area surrounding the Qattara Depression from its western,
southern and southeastern sides the flow lines indicate that the flow is in different directions.
There is a great relationship between the direction of flow and of jointing in these
areas. Water entering the cavernous and honeycomped limestones in these certain areas
of outcrop undoubtedly moves downdip through interconnected solutional cavities.
The large storage volumes in the different formations of these areas permit a long-term
overdraft policy to be adopted. The development of such reservoirs in future should
3 65

~
Fig. 13 - Simplified Tectonic Map of Egypt (after Said, Geology of Egypt, 1963).
366

follow an intense hydrogeological investigation by which safe yield estimates and eco-
nomical mining of the stored water can be done to prevent the permanent depletion
of these reservoirs.
Table 1 shows the hydrogeologic properties of some carbonate reservoir rocks in
selected areas in U. A. R.
Worth to mention, while undergoing the pumping tests in the fissured Maestrichtian
chalk of Farafra Oasis, it was noticed that the fissures supplying the pumped well are
separated from those which supplies the observation wells as there was no effect noted
on the water levels of the observation wells during pumping. This case was not noticed
in Fuka where the water levels in the observation wells were affected while pumping.
3.2.2. Surface Water regime (figure 14)
(Natural lakes, Karst Springs and Artificial reserooirs)
Natural Lakes
One of the interesting scientific problems of the northern part of the Western Desert
of U.A. R. is the presence of 5 natural lakes namely: Sitra, Nuweimisa, Bahrein (2 lakes)
and Arag, which are located south of the Qattara Depression. Their permanence and
origin led the author to make a detailed study as to reach an answer for the question
of their presence. Geologic, hydrologic and geochemical studies were done by the author
in the last 2 years on these lakes.
These lakes are located in an almost rainless region and of a high magnitude evap-
oration rate. They cover an area of 15.6 square kilometers for Sitra, 1.6 square kilo-
meter for Nuweimisa, 2 square kilometers for Bahrein east, 3.2 square kilometers for
Bahrein west, and 0.2 square kilometer for Arag lake. Their surface elevations ranges
between-9 meters and-58 meters relative to sea level. The lakes are surrounded by
fissured limestone of Middle Eocene age. They are situated along a huge syncline paral-
lel to the significant Bahrein-Hassanein Anticline (figure 12). Recent studies by the
author on the shoreline deposits (peat and silt deposits) indicated the presence of the
index fossil Melanin (Eumelania) Tuberculata of a definite Pleistocene age. It is a
brackish water fossil and indicates that these lakes have a pre-pleistocene age. The
author is in favour of the view that these lakes originated from the springs issuing from
the fissured limestones covering this district. These springs were observed by him in
I956 while working there, as they can be noticed to be located in the center of the lakes.
Karst Springs
Springs issuing from Karstic limestones were encountered in many areas in U.A. R.
In the Western Desert these springs are found in the Oasis depressions of Kharga,
Dakhla, Farafra, Siwa, Qara, and Wadi EI Rayan depressions. Examples for the Eastern
Desert is Ain Sukhna, located west of the Gulf of Suez, Helwan sulphur springs, and
springs of St. Paul and St. Antoneys Monastries. In Sinai, the famous Ain Gudeirat,
Ain Qadis, Ain Sudr and Ain Ratama are examples together with some other springs
along El Tih and Egma plateaux.
Springs of the Oases depressions get their water from deep horizons and the water
temperature range from 28OC (e.g. Ain El-Màmal, Siwa Oasis) to 4loC (Ain EI Gabal,
Dakhla Oasis). Siwa springs get their water from middle Miocene fissured limestones,
while at Dakhla, Ain El Gabal gets its water from upper Cretaceous limestones.
Ain EI Gudeirat, Ain Qadis and nearly all the springs of Central and North Sinai
differs from those of the Oases depressions in having their waters from infiltration of
heavy shower storms through the fissured limestone surrounding them. Estimated
discharges for Ain Gudeirat in July 1941 was 871 cubic meters per day and in July 1964
it was estimated to be i O0 cubic meters per day. For Ain Qadis measured discharge for
367

m I s+250 A
O
+ 50 1
Bed 6
PLATEAU 3
' -- MIOCENE
MIOCENE
N m
QUATERNARY
l
A'
Alluvium (Sabakhar silt Dunes E Drift Sand)
TERTIARY
Middle Miocene (Limestone E Shale)
Lower Miocene (Shale, Sandstone E Limestone)

o
Y) o
Upper Eocene (Limestone. Sandstone E Shale)
Middle Eocene (Numrnuitic Limestone E Shale)
3
I
ô
3
I
o
P D1
3
A"
+250 rn i B
+200
+150
Cl00
+so
&O0 sea level
- 50
- 100

3 70

Fig. 14 - Map showing location of natural lakes, karst springs, caves and artificial
lakes U.A.R. -Scale: 1:5,000,000.
37 1

July 1941 was found to be 76 cubic meters per day, while in July 1964 it was found to
be 20 cubic meters per day. Ain Sudr discharge was found to be in August 1941 to be
18 cubic meters per day. In the area of Ain EI Gudeirat and Ain Qadis, it can be con-
cluded that meteoric waters percolate through joints and solution channels of the Gebe1
El Ain (a mesalike upland of considerable areal extent capped by Middle Eocene
limestone), probably to the top of the Esna Shale, which forms an impervious surface
(aquitard), and thence by gravity down dip in a northwest direction, to issue eventually
at both springs.
Artificial Reserooirs
In north Sinai and along Wadi EI Arish channel (north of Gebe1 EI Hala1 by about
8 kilometers, there is an arch dam named El Rawafa Dam. This dam was constructed
in 1946, to be used as a storage reservoir for water conservation and flood control. The
dam has a height of 20 meters above its base and is built on a lower Eocene (Nekhl
formation) fissured flinty limestone. Its reservoir capacity in 1946 was 3 million cubic
meters, but now it never holds more than a million cubic meter as it is already filled
by a great amount of silt carried out by floods along Wadi El Arish during rainy seasons
and depositcd in front of the dam. Studies undertaken by the author recently showed that
a great loss of the water preserved in front of the dam is undergoing from the reservoir
through the fissured limestones surrounding it together with other losses caused by evap-
oration. The fissures have 2 main directions; mainly NE and NW. Interesting results
gave a valuable idea about losses from artifical reservoirs surrounded by fissured lime-
stones.
3.2.3. Formafion of Caves (figure 14)
Caves are not, as a rule, common features in U.A.R. Where they do occur, they are
often of some size, though usually only single chambers extending for short distances
into the hiII-side. Some caves were discovered by various geologists in the Eastern and
Western Deserts. Of most significance are those caves recorded northwest of Qena in
the Eastern Desert along El Maaza limestone plateau and directly north of Nag Hamadi
at Wadi Nefukh and Wadi Gasab. (36'30' N and 32'15' E). Other caves in the Western
Desert, previously recorded in the literature, are those along the limestones plateau on
the camel trail between Idfu and Dush (South of Kharga Oasis) and also on the Camel
trail between Asyût and Farafra Oasis. Those caves were found to be rising in the Oper-
culina Iybgca and Aheolina limestones of lower Eocene age.
During his work in Farafra Oasis, the author discovered another cave in lower
Eocene limestone, near Qaret Sheikh Mohammed Abdalla, on the camel trail Connec-
ting Farafra and Bahariya Oasis (27'40' N and 28'30' E'. Old travertine deposits
surrounds this cave and some calcite and aragonite crystals can be seen hanging from
the ceiling of the cave in the form of beautiful stalactites.
Drilling operations showed many troubles while drilling cavernous limestone for-
mations due to loss of circulation. As an example is Gibb Afia water well, northwest
of Qara Oasis; in which a great loss of circulation was encountered in Middle Eocene
limestone between depths 228 mts and 246 mts where the hole penetrated through top
of a cavern having a height of 18 mts. Also at Bir El Nusswater wells and Burg El Arab
wildcat well, caverns were encountered. To the south-west of Asyût by 100 kilometers,
on the higyway connecting Asyût and Kharga Oasis, a well drilled to a depth of 1141
mts (in L. Senonian) encountered some caverns in lower Eocene limestones between
depth 67 and 299 mts from ground surface.
Accordingly, future drilling in limestones in U. A. R. wil show clearly many areas
having these cave features which owe their origin to the solution of the limestones by the
movement of ground water through its fissures and crevices.
312

i
‘.
‘.
I
- .-. - ,_. - ._ .- *’
Fig. 15 - M ap showing location of water sampled from different sources, U. A. R.
373

TAI
Selected Chemiral Analyses for djffe
Temper-
No. location Source Hydrostratigraphic unit ature pH EC
1. Burg El Arab Dug well
2. El Dabaa Dug well
3. Fuka Bore Hole
4. Ras EI Hekma Dug well
5. Siwa Oasis Bore Hole
6. Qara Oasis Bore Hole
7. Sitra Lake Surface Water
8. Nuweimisa Lake Surface Water
9. Bahrein East
Lake
10. Bahrein West
Surface Water
Lake Surface Water
11. Arag Lake Surface Water
12. Farafra Oasis
13. Ain EI Gabal-
Dug well
Spring
Dakhle Oasis
14. El Maghara Bore Hole
15. El Themada Bore Hole
16. Ain El Gudeirat Spring
17. Ain Qadeis Spring
Pleistocene oolitic L.S.
M. Miocene L.S.
Miocene L.S.
Pleistocene
M. Miocene L.S.
U. Eocene L.S.
M. Eocene L.S.
M. Eocene L.S.
M. Eocene L.S.
M. Eocene L.S.
M. Eocene L.S.
Maestrichtian chalk
U. Cretaceous L.S.
Lower Jurassic L.S.
U. Senonian Chalk
M. Eocene L.S.
M. Eocene L.S.
4. GEOCHEMISTRY
(CO)
25.3 - 11,(
23.4 7.5 3,.
- 7.7 3,<
23.0 7.7 3,:
26.0 8.3 34
24.5 7.8 -
20.0 7.2 360,i
21.6 7.4 260,l
19.0 6.7 470,l
20.0 7.7 350,i
19.0 - -
28.9 8.4 -
41.0 7.65 8
30.0 -
-
29.5 8.2 15,i
23.3 -
23.5 - - -
Table 2 shows clearly the chemical analyses of selected and representative water
samples from different limestone reservoirs all over the country (figure 15).
From field observations, it was noticed that different gases accompany the flow
of water from either springs or water wells issuing from carbonate rocks of the oases
depressions of the Western Desert and also the deep water wells of the Sinai Peninsula.
Between the most important gases are COZ, H2S and methane. As we know, CO2 is
considered to be one of the principal agents of chemical change on the different miner-
als contained in the mother rock. Pressure of this gas if even dissolved from atmo-
spheric air by rain at 0.0003 have the power to dissolve 50 mg of CaC03. Carbonic acid
gas content in ground water varies between 180 and 550 mg. liter and rarely exceeds
600 mg. per liter. It was found that this gas has great effect on the decomposition of
limestones and silicates. Its presence in natural ground waters increases its acidity.
Organic matters (e.g. lignite, Coal and hydrocarbons) have always a tendency to oxidise
and generate carbonic acid gas in great amounts. Also, sulphuric acid produced by the
oxidation of sulphides plays a great role in the decomposition of the limestones and
its effect should noi be ignored. In addition reduction of the sulphates produce H2S
gas and it is considered to be one of our problems as a severe corrosive agent for pipes
and screens of the Oases wells.
Temperature measurements for ground waters from carbonate rocks was found to
be ranging from 19OC to 41OC. This wide range shows clearly if the water is meteoric
314

ural waters in Limestone Reservoirs in U. A. R.
T.S.S. Parts per million Trace
1.p.m.) Elements
Ca Mg Na K cos HC03 sog CI B Fe
8,170
2,100
2,500
2,500
2,280
4,880
04,295
41,294
56,696
98,756
37,000
1,813
288
6,000
9,606
1,640
1,100
393 536
71.2 64.4
125 96.7
107.2 107.0
130 65
296 180
2,500 8,679
2,143 7,594
1,786 8,138
1,429 9,013
1,650 1,650
12 45
36 56
136 120
107 108
150 177
160 56
2825 -
750 -
838 -
838 -
430
1,150 52
67,000 3,340
37,000 2,000
72,000 2,960
42,000 3,200
- -
55 -
71 33.5
- -
4,000 140
491 -
230 -
nil 122
nil 366
12 348
21 537
- 110
- 195
6 153
30 171
nil 189
15 207
- -
18 103
nil 106
- -
1.5 17
- -
- -
-
4,006
97 1
- 1,032
- 971
324 780
862 59
2,674 112,500
3,732 76,000
2,955 143,500 57 0.24
5,411
24,600
47
16.5
1,270
nil
161
171
96,000
260,300
124
49
2,600
3,700
503
355
0.34
O. 3
0.39
1 .O3
-
-
or deep seated one, except for the temperature measurements taken along the shorelines
of the natural lakes south of Qattara Depression as it was not possible to measure the
actual temperature of the springs issuing from the center of these lakes, which are expec-
ted to be higher than the values tabulated (table 2).
It can be noticed from table no 2 that mostly all the water from our limestones reser-
voirs have a high salinity. From these analyses and other more ones obtained from such
ground water reservoirs in different areas of U. A. R., it is clear that there are different
types of waters, as follows:
A. Chloride type waters:-which can be represented by those waters obtained from carbonate
rocks along the Mediterranean littoral zone, due to see water encroachment.
It is also noticed that waters of the natural lakes have a higher chloride content than
any other anion. These waters which can be considered as brines and of a high Na cl
content does not necessarily indicate fossil sea water, but may simply mean that there
has been salt concentration by evaporation. The author is in favour with the latter case
as evaporation factor is high in this region of the Western Desert.
In the case of EI Maghara and EI Themada waters (Sinai), they have also a higher
Na cl content and this case might be due to dissolution by stagnant groundwater.
B. Bicarbanate type waters:-examples for this case are waters from Ain EI Gabal
(Dakhla Oasis) and Ain EI Balad (Farafra Oasis) as their waters have a high sodium
bicarbonate content.
-
375

C. Sulphate type waters:-This can be represented by waters from Qara and Siwa,
Oases, Western Desert, as the limestones from which these waters issue contain
considerable amounts of gypsum and anhydrite.
Analyses done for the estimation of boron in some of the water samples tabulated
(table 2) indicated that the natural lakes, south of Qattara Depression contain a great
amount of boron ranging between 33.5-57 p.p.m., while for waters from El Themada
well indicated the presence of 16 p.p.m. boron. Generally speaking, boron is one of a
group of elements whose abundance in marine sediments and sea water is too great to
be accounted for by a source from weathered igneous rocks. Boron is removed from
sea water by illite, which is the most abundant of the clay minerals. Illite contains
459 p.p.m. B. The average boron content of shales is close to 120-130 p.p.m.B. Some
authors reached a conclusion that boron content in primordial ocean is more than in
the present ocean, and that its content in sea water has not varied significantly for the
last 2 to 3 billion years. The addition of Juvenile water and boron to the ocean has
presumably been most rapid during periods of tectonic activity. However, erosion and
sedimentation and hence boron removal, have also been most active during periods of
increased tectonism.
It is worth to mention that boron can be used as a paleosalinity indicator and quan-
titative boron paleosalinity data can be applied to the reconstruction of paleoenviron-
ments. Thus it gives rise to the possibility of its being a reflection of conditions in the
groundwater origin.
5. ACKNOWLEDGEMENTS AND BIBLIOGRAPHY
5.1. ACKNOWLEDGEMENTS
The author’s acknowledgement is due to his colleagues at the Desert Institute, in
particular Dr. A. Shata and Dr. Ahmad Amin for their benefit discussions and for the
facilities provided during the preparation of this work. My thanks are to my colleagues
at the general Petroleum Co of Egypt for the valuable informations obtained. Also the
author forwards his thanks to Miss Khairia Amir, for her help in the chemical analyses
of some of the water samples. Collection of water samples from the natural lakes,
south of Qattara Depression by the staff of the Geology Dept. of PAN AMERICAN
OIL CO of Egypt, in their concession area, is greatly appreciated as it added valuable
informations to this work.
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3 77

RESUME
PROBL&MES DE STOCKAGE DES EAUX DANS
LE SUD-EST ESPAGNOL
D. Agustin NAVARRO
D. Antonio Almela SAMPER
La région géographique qui correspond au Sud-est espagnol est excessivement sèche.
La pluviométrie annuelle atteint à peine 225 millimètres. Le climat est très favorable
pour les cultures agricoles de valeur élevée. Pour cela, la dosage des réserves d’eau sou-
terraines est affaire de grand intérêt. Dans la présente communication on donne des
chiffres comparatifs du pourcentage d’eau emmagasinée pour les différentes formations
dans cette région espagnole.
Nous comparons le facteur tectonique, le facteur métamorphique et le facteur
de la composition, comme les trois éléments principaux qui conditionnent les possibili-
tés d’emmagasinage des eaux dans les terrains calcaires. On montre quelques cas con-
crets d’exploitation abusive qui ont produit de graves préjudices à la région. Quoique
leschiffres qu’on donne ont seulement une validité réelle pour la formation géologique
et l’aire tectonique indiquées, elles peuvent servir d’orientation pour d’autres roches
et régions similaires.
SUMMARY
Digest of the problems of groundwater storage in south-easi Spain
The geographical region embracing south-eastern Spain is extremely arid an with
annual rainfall of barely 225 mm. The climate is, however, extremely favourable for
high-value cash crops and accordingly the estimation of the groundwater reserves is
extremely important. The present paper gives comparative figures of the percentages of
water stored in the various formations of this part of Spain.
The tectonics, metamorphism and composition are taken to be the three main fac-
tors determining water storage capacity in calcareous terrains. A few concrete cases are
given of unsound exploitation which has caused grave damage regionally. Although the
figures given are only of real validity for the geological formation and tectonic area
specified, they can provide pointers for other rocks and for similar regions.
INTRODUCTION
La région géographique qui correspond au sud-est espagnol est extrêmement sèche.
La pluviométrie annuelle oscille entre 180mm et 450. Le climat est très favorable
pour les cultures agricoles d’une grande valeur et, de ce fait, le dosage des réserves dis-
ponibles en eaux souterraines présente un très grand intérêt.
Dans la présente communication, on donne des chiffres comparatifs du pourcen-
tage de stockage d’eau, pour toute une série de formations calcaires typiques de cette
région espagnole. O n donne les chiffres, comme comparaison du volume des creux, en
dessous du niveau de l’eau, en rapport avec le volume total de l’aquifère, en pourcen-
tage de celui-ci.
1. MARBRES MÉTAMORPHIQUES DU SILURIEN-DEVONIEN
Le rocher consiste dans une alternance, en bancs de 0,5 a 1 mètre de puissance,
de couches plus ou moins dolomitiques. Les dolomies sont des roches métamorphisées,
avec des grains de dolomite de grandeur moyenne (0,l 0,3 mm) et des textures en
mosaïques, avec quelques lames de muscovite, quartz et magnétite. Les pierres à chaux
critallines (marbres), ont une texture granoblastique saturée, avec intercalation de mus-
covite et quartz.
378

La roche, en section, se présente à l’œil marmorisée. La recristallisation est postec-
tonique, étant donné que les sections de calcite n’ont pas d’extinction onduleuse ou de
macles et plans de glissement courbés.
Les couches marmoréennes sont encastrées entre des paquets très argileux, totalement
imperméables, d’ardoises et phyllades. Elles se présentent comme des dômes anticlinaux
de marbres, entre des formations imperméables, tout près de Mojácar (Almeria). Dans le
flanc nord, la puissance, en horizontale, est de 140 mètres.
La surface de ce dôme anticlinal apparaît avec une rugosité extraordinaire du type
karstique et les conditions filtrantes sont aussi excellentes, comme nous avons pu le
vérifier dans d’autres zones voisines, comme celle d’Aguilas (Murcia) (le rapport eau
infiltrée/précipitations atteint des valeurs de 70/

Extraction de 570.000 m3 approximativement en 8 mois (l’eau se vend aux enchères
au m3 et son volume est connu).
L’extension horizontale de l’aquifère, en dessous du niveau de l’eau, es1 de un million
deux-cents mille m2, approximativement. L’extraction commence à un niveau
donné et à la fin de la saison le niveau a descendu de 6,5 mètres; on retrouve le niveau
initial après les pluies d’automne et d’hiver.
Pendant 9 ans, ce régime d’exploitation, avec quelques variantes, se maintient constant,
ce qui permet de le considérer comme un état approximatif d’équilibre. Le volume
de l’aquifère utilisé est alors de 7.800.000 m3. Le rapport des vides obtenu est de 7 à 8%.
La moyenne des précipitations dans la zone est de 240 l/m2 et l’aire de captation de
4,l km2 environ, ce qui donne un coefficient d’infiltration (eau tombéeleau infiltrée)
d’environ 60%.
Les apports à la zone de stockage se poursuivent pendant une période de six mois;
deux mois correspondent à la période d’extraction, c’est la raison pour laquelle nous ne
les avons pas considérés dans nos calculs. Avec ces considérations, le volume réel de
vide prend une valeur un peu moindre que celle indiquée, ce qui fait qu’on peut accepter
comme valeur moyenne des vides :
6+ 7%
du volume total de l’aquifère.
3. MOLLASSES TERTIAIRES
Au nord de Jumilla (Murcia), on trouve une structure isoclinale miocène (dont
l’affleurement a une extension de 5,6 km2) avec une longueur de 7,4 km et un pendage
nord entre 5 t 10 degrés. Cette structure, isolée entre des marnes et des argiles
imperméables, a une puissance mesurée en direction horizontale de 260 mètres. Le seul
drainage de la formation était réalisé par une ancienne source (Fuente del Rico), qui a
été actuellement approfondie par un puits d’où l’on extrait de l’eau sporadiquement
pendant quatre mois de l’année et le reste du temps ce puits est en repos. Le rocher est
de nature détritique, avec beaucoup de grains silicieux et un peu d’argile. Sa lithologie
varie dans le sens vertical et a des intercalations totalement calcaires ainsi que des sec-
tions de gravier silicieux cimenté dans la mollasse.
Pendant la période d’exploitation, le puits débite un volume d’eau de quelque
70.000 m3, avec une diminution de niveau de 5,25 mètres, comblée pendant l’hiver. L’ex-
traction d’eau se fait de cette manière depuis trois ans, aussi pouvons-nous considérer
le régime comme étant établi. Les pluies dans la région atteignent 420 mm par an,
les apports sont pratiquement nuls durant les mois de pompage.
Avec ces données, le coefficient d’infiltration obtenu est de 3,5/1 .OOO.OOO. Le volume
des vides, en dessous du niveau de l’eau, est de 0,6+ 0,7%.
4. CONCLUSION
Le but du présent travail était de déterminer la

SUMMARY
UN BASSIN-TEMOIN EN TERRAINS CALCAIRES
LE BASSIN DE SAUGRAS
Languedoc (France)
C. DROGUE
Université de Montpellier, Faculté des sciences, Centre d’études
et de recherches hydrogéologiques
An experimental basin in calcareous formations - The Saugras basin (Languedoc,
France)
An experimental basin has recently been installed on a calcareous massif in the
south of France. Complete isolation of the aquifer and the localization of springs wil
enable the run-off factor of the water-balance equation to be measured under the best
conditions. This wil make it possible to calculate the evapotranspiration period charac-
teristic of the type of karst observed here.
It wil be possible to study, on a semi-experimental basis, the various factors that
affect run-off deficit.
La note ci-dessous a pour objet la présentation d’un bassin-témoin sur terrain calcaire
(Bassin de Saugras) mis en place récemment dans le sud de la France, dans le cadre
des travaux de recherches du CERH.
Cette réalisation fait suite aux recherches hydrogéologiques entreprises sur les karsts
languedociens par l’auteur, et répond à la nécessité d’apporter une contribution à
l’étude des problèmes du cycle de l’eau dans les terrains calcaires.
Le choix de ce bassin a été fait, compte.tenu essentiellement :
- du faciès pétrographique uniforme sur toute son étendue;
- de sa structure géologique simple favorisant la localisation d’un petit nombre de
sources;
- de sa situation en climat méditerranéen type;
- de son environnement exclusivement calcaire, ce qui exclut tout effet d’oasis.
I. CARACTERES GÉNÉRAUX DU BASSIN
1.1. Morphologie-Géologie
Situé à environ 30 km de la côté méditerranéenne, le bassin de Saugras, qui est un
mamelon calcaire d’une superficie de 1 kmz est installé à l’intérieur d’un bas plateau
karstique très étendu, à l’altitude moyenne de 250 mètres.
Au point de vue géologique, c’est un synclinal perché de calcaires lacustres lutétiens
reposant sur les marnes argileuses imperméables de I’fiocène inférieur.
Ces marnes, à passées gréseuses localisées, correspondent à une sédimentation con-
tinentale recouvrant les calcaires massifs du Jurassique supérieur.
La présentation de la figure 2, qui au point de vue arrangement des terrains est
valable quelle que soit la direction de la coupe, montre bien que les calcaires du Luté-
cien sont isolés du karst sous-jacent par une épaisse couche de marnes imperméables
(30 à 150 m).
381

Les pendages de 8 à20° sont tous dirigés vers le centre de l’affleurement, sauf dans
la partie sud, OU l’amorce d’une structure en gouttière a favorisé la mise en place de la
source principale.
En surface, les calcaires sont lapiazés et partiellement recouverts de régolites, dis-
position extrêmement fréquente dans la région languedocienne.
ì.2. Pluviarnr‘trie
Fig. 1 - Situation du Bassin de Saugras.
La région est ici soumise au climat méditerranéen type. En ce qui concerne la plu-
viométrie, deux stations installées à plus de 10 km de Saugras indiquent sur 9 et 12
ans, pour la moyenne annuelle en mm d‘eau :
St-Martin de Londres 1.010 mm
St-Gély du Fesc 793 mm
Vraisemblablement, la moyenne annuelle doit être à Saugras voisine de 900 mm.
1.3. Hydrologie
La situation stratigraphique et structurale d’un massif calcaire synclinal isolé sur des
marnes imperméables, a favorisé l’individualisation d’une nappe aquifère qui est à
l’origine de trois sources de débordement.
382

oso
c
/
\
\
kard
1
.
--.
coupe suivant A-B
- Légende -
a Lutetien -Calca¡rcs. (SAUGRAS)
Eocene inF. Marnes.
Jurassique sup.- Calcaires.
/ Faille Pcndage
Fig. 2 - Saugras. Carte géologique sommaire.
383

Situés à la limite calcaires-marnes, ces points d’eau ont les caractéristiques suivantes:
Débits extrêmes
Désignation Altitude en m en m3/s
Source de la Cure
Source de Saugras
Source de Cantagrils
I70
182
195
0,001 - 0,040
nul - 0,250
nul - 0,200
La source la plus basse est donc la seule pérenne. Ses faibles débits instantanés sont
le fait de l’écoulement au travers d’un éboulis peu perméable.
II. RECHERCHES POURSUIVIES
11.1. Le but essentiel de la mise en fonctionnement du bassin de Saugras est le calcul
des différents termes du bilan hydrologique pour un type particulier de karst
(karst à rigolite) très fréquent en Languedoc.
En conséquence, on pourra envisager la comparaison du terme éuapotranspi-
ration, calculée directement par l’équation :
E=P-Q
avec les résultats :
- des différentes formules données par les auteurs;
- et des méthodes nouvelles expérimentales.
11.2. Rôle des différents paramètres météorologiques liés 21 la pluie (intensité-durée) ou
indépendants de l’averse (vent-insolation température) sur le déficit d’écoulement.
11.3. Etablir l‘action de Ia Végétation sur ce même déficit d’écoulement par des déboisements
ou plantations partiels.
11.4. Etude du mécanisme d’écoulement dans ces terrains calcaires (hydraulique souterraine
en terrains fissurés) à partir :
- de l’analyse des hydrogrammes de crues des sources;
- des essais de pompages sur celles-ci et sur des forages.
11.5. Ces travaux permettront d’aborder l’étude de l’état de fissuration - arrangement
et répartition des vides - dans ces terrains (cf. C. Drogue, 1963 - C.R. Acad. des
Sc. -Paris et Réunion de Belgrade AIH).
11.6. Etude des conditions accompagnant l’apparition du ruissellement superficiel sur
les calcaires et hypodermique dans les rigolites (ce phénomène apparaît dans un
thalweg par gros orages). Rôle des facteurs météorologiques et de l’état des versants
(végétation, lapiaz, pente...).
11.7. Mesure des vitesses de circulation souterraine des eaux au moyen d’injection de
traceurs en différents points du bassin.
III. EQUIPEMENT
Du fait de notre ignorance de l’importance et du rôle des divers facteurs en présence,
I’équip ement complet du bassin est prévu en plusieurs étapes.
384

I1 a été tout d‘abord mis en piace un équipement préliminaire qui doit fonctionner
une année environ, ceci afin de disposer un équipement plus complet d’une façon efficace.
L’équipement préliminaire qui fonctionne depuis juin 1965 comprend :
- une station de jaugeage sur chaque source;
- un réseau pluviomètre;
- une station météorologique sommaire.
V
V
. . . . . . .
Cure \, \
\ ’
\ ‘
\ ‘
\ 2
r-
Bassin. v Piuviométre.
o Source. + P1uv;ographe.
Srution de jaugeages.
Fig. 3 - Saugras. Equipement actuel.
111.1. Stations de jaugeages
A l’aval de chaque source, une station de jaugeage mesure d’une façon continue les
débits évacués. Elle est constituée par: un canal en tôle ancré sur unmur de béton étanche,
et muni en bout d’un déversoir triangulaire à 60’.
Un puits en relation avec le canal abrite un limnigraphe.
Le tarage de chaque station se fait à la capacité jaugée pour les faibles débits et au
micromoulinet, à l’intérieur du canai, pour les débits importants.
385

111.2. Stations météorologiques et pluuiométriques
La station météorologique installée au centre du bassin est équipée sommairemont;
elle permet de mesurer et d’enregistrer la température, l’humidité et le pouvoir évaporant
de l’air (Piche).
Le réseau pluviométrique actuel comprend :
- 3 pluviographes;
- 6 pluviomètres.
IV. JUSTIFICATION D’UN TEL BASSIN
I1 est bien certain qu’en toute rigueur, les caractéristiques mesurées et calculées sur
le bassin de Saugras ne seront représentatives que de ce dernier.
C’est à priori ce qui semble réduire considérablement l’intérêt d’une telle entreprise.
I1 faut donc porter un soin attentif au choix du bassin et au but des recherches envisagées.
Ainsi, il faudra à notre sens que les caractères physiques du bassin-témoin soient
extrêmement bien définis et uniformes sur toute étendue, dans la mesure du possible,
de sorte que l’on puisse attribuer, sans ambiguïté, les informations obtenues a des facteurs
bien caractérisés.
Le bassin de Saugras a été choisi dans cet ordre d’idée pour la constance, sur toute
sa surface, de son faciès calcaire couvert de rigolites, soumis à un climat méditerranéen.
De plus, pour utiliser pleinement les renseignements obtenus sur ce bassin, et pour
en vérifier l’utilité, l’étude hydrologique de grands ensembles karstiques du sud de la
France est menée parallèlement.
CONCLUSION ’
Le bassin de Saugras. mis en place récemment sur un massif calcaire, doit permettre
d’obtenir des données quantitatives SUT le bilan hydrologique d’un type de karst soumis
à un climat méditerranéen.
I1 serait souhaitable que d’autres bassins-témoins soient étudiés dans le même ordre
d’idées. Ceci afin que les informations différentes obtenues puissent être comparées
entre elles, compte tenu des facteurs propres à chaque bassin.
L’utilité de telles éludes est évidente puisque les calcaires constituent dans les régions
arides et semi-arides la majorité des aquifhres pouvant être exploités.
386

THE INFLUENCE OF KARST ON THE MAXIMUM
FLOW OF THE RIVERS OF THE EAST EUROPEAN
PLAINS
RESUME
O.L. MARKOVA
(USSR)
L’influence du karst sur le débit maximum des cours d’eau de la plaine de l‘Europe orientale
L’analyse des données recueillies depuis de nombreuses années sur le régime de
plus d’une quarantaine de cours d’eau karstiques de la plaine de l’Europe orientale et
de cours d’eau voisins non karstiques a permis de dégager les conclusions suivantes :
1. La grande capacité d’absorption et d’accumulation des formations karstiques
entraîne une diminution des coefficients de ruissellement (précipitations et fonte des
neiges) ainsi qu’une forte diminution de l’indice de ruissellement et du volume des crues
maximales des cours d’eau karstiques.
2. La diminution de l’indice de ruissellement et des débits maximaux est d’autant plus
forte qu’il y a plus de karst dans les bassins fluviaux: elle est aussi fonction de la corrélation
qui existe entre les eaux de surface et les eaux souterraines.
3. Dans les cours d’eau karstiques qui drainent une grande partie des eaux de ruissellement
de leurs bassins versants (d’une superficie de plus de 500 ou 1.0û0,km2), la diminution
de l’indice de ruissellement ne dépasse pas 50 à 60”. Le débit maximum diminue
proportionnellement à l’indice de ruissellement. En période d’étiage, la diminution est
habituellement plus grande que pendant les hautes eaux. De ce fait, les variations du
débit des cours d’eau karstiques sont un peu plus marquées que celles des cours d’eau
non karstiques.
4. Quand on doit calculer le débit maximum des cours d’eau karstiques non étudiés
(avec une superficie de bassin versant de plus de 500 ou 1.000 km2), la méthode a
employer pour déterminer l’influence du karst sur le débit maximum dépend du schéma
de calcul. Si ce schéma comporte l’indice de ruissellement, c’est en apportant une correction
à cet indice de ruissellement qu’on obtiendra la diminution du débit. Si le
schéma ne tient pas compte de cet indice, la correction est directement introduite dans
la valeur du débit.
5. Du fait de la non-coïncidence des bassins versants et des formations souterraines,
l’influence du karst sur le débit maximum des petits cours d’eau (superficie inférieure
à 500 km2) est plus complexe et peut varier même quand le degré de développement du
karst est analogue. I1 est impossible de déterminer cette influence sans une enquête
préliminaire sur le terrain.
The water regime of karstic rivers is characterized by a number of peculiarities and
differs considerably from the regime of adjacent non-karstic rivers. Karst has an espe-
cially great influence on maximum stream flow. Great losses of rain and snow-melt
water which are characteristic of karst regions and the storage capacity of underground
karst formations give rise to the sharp decrease of runoff depth and maximum
discharges of floods on the most of karstic rivers.
These special conditions of runoff formation are why considerable errors arise in
obtaining the design characteristics of flood runoff of karstic rivers by commonly used
methods, based on zonal runoff maps, runoff formulae and the data of hydrologically
similar rivers.
The improvement of hydrological design techniques for karst regions and the elab-
ooration of corrections for karst is one of the important problems of hydrology.
The investigation presented in this paper is the first attempt at the analysis and gener-
alization of maximum runoff data from more than 40 karstic rivers situated in different
climatic zones of the East European Plains. The rivers drainage areas range from some
ten to 30,000 km2. Quantitative estimation of karst influence on the flood flow of these
387

ivers was made by comparison of the runoff of karstic rivers with the zonal runoff (i.e.
Runoff formed in definite climatic conditions with representative physiographical
factors).
For this purpose data were used from long-term investigations of the maximum
runoff of karstic and non-karstic rivers, mainly obtained at the base network of the
USSR Hydrometeorological Service.
In this paper prime attention is paid to the problem of formation of spring runoff
(i.e. runoff resulting from snow melt) of karst rivers, because of the predominance of
maximum discharges of snow-melt floods over rain floods and because of the better
knowledge of this phase of river regime.
Analysis of the data shows that the degree of karst influence on runoff depth and
maximum flood discharge depends ou the intensity of karst development and upon the
inter-relationship of surface and underground waters in river basins.
The influence of karst is greatest upon rivers with losses to underground, where most
of the absorbed runoff flows out of their catchment areas. Such rivers are wide-spread
and occur in almost all karst regions. They usually have small catchment areas (up to
about 500 km2), a low annual rate of runoff and in dry seasons most of them dry up.
Apart from climatic factors, the depth of the spring runoff depth of these rivers depends
on the rate of losses of snow-melt water and is in inverse relation to the degree of karst
development. Table I shows the spring runoff depths of some rivers of this type and the
degrees of their deviation from the zonal runoff (the depth of spring runoff of neigh-
bouring non-karstic rivers is accepted as the zonal runoff).
Table I shows that the depth of spring runoff of karstic rivers and brooks ranges
from O to 0.63 of the zonal runoff, so depending on the degree of the karst development
of their basins, runoff is less than the zonal value by 37% to 100% (complete cessation).
TABLE I
The depth of spring runoff of karstic rivers with losses to underground, compared
to the zonal depth of runoff
Depth of spring runoff
Area of (mm)
River Catchment karst Period Of for karstic zonai hk
area development investigations rivers runoff -
(in km2> PA> (y e a r s 1 hk hz hz
Kamenka
Uluir
Termenevka
Mejevoy Log
Pokrovsky Log
Sukhaya
S heleksa
Pyarga
Kama rioer basin
68 25 1952-1963 58 140 0.42
327 55 1952- 1961 61 96 0.63
24 34 1952- 1961 61 140 0.46
22 I O0 1954-1959 7 98 0.07
19 1 O0 1954- 1964 O 92 O
Severnaya Dvina rioer basin
270 1 O0 1949 46 200 0.23
246 1 O0 1949 29 200 0.14
As the index of karst development we accept the percentage of catchment area where
surface karst formations are developed.
This index is undoubtedly an approximate index of karst development, especially
for small catchments, as the intensity of karst development and its absorbing capacity
388

may differ considerably between sites of equal area. It would be more correct to accept
the density of karst formations-the amount of karst formations per 1 km2-as the
index of karst development, but unfortunately there arepractically no such data and the
definition of this feature needs special investigations; it is impracticable for large areas.
The spring floods on karstic rivers with underground losses are almost entirely for-
med from the surface runoff, i.e. to the volume of snow-melt water, which has not had
enough time to be absorbed by karst.
The hydrographs of spring runoff of such rivers are reduced versions similar in form
to the hydrographs of non-karstic rivers.
For greater catchment areas and increased depths of erosion karstic rivers tend
to drain most or all of the runoff entering at their catchment areas.
Within the East European Plains, where tectonic breaks are not great, rivers with
drainage areas more than 500-1000 kmz are usually the base of karst erosion and under-
ground waters do not leave the boundaries of their basins. The outflow of karst waters
towards remote artesian basins andzones of tectonic disturbances or the inflow occurring
in some river basins of more considerable area (the Zapadnaya Dvina river at Vitebsk
and Pliavinsk rapids, the Sereja river etc.) is not great in comparison with the total
volume of spring runoff.
The depth of spring runoff of karstic rivers with drainage area of more than 500-
i000 km2 is mainly lowered because of the accumulation of a part of snow-melt water
in underground karstic cavities.
The accumulating influence of karst at some river stretches is also increased owing
to the existence of underflow and sometimes of “subvalley” flow. Such a phenomena
was noted, for example, on the Sylva at the Urals (near the Kungursk cave). The ana-
lysis of the spring runoff data leads to the conclusion that in the most unfavourable com-
bination of the conditions of karst development when: (1) the whole river basin is in
the zone of karst development, (2) the capacity of underground karst collectors is great,
(3) the underflow and “subvalley” flow exist, etc., the depth of spring runoff of such
karstic rivers is usually not lowered by more than 50-607; in comparison with the normal
zonal runoff depth (table 2). The comparison of the spring runoff depth of karstic rivers
of different climatic zones (table 2) shows, that the degree of karst influence depends
slightly on the amount of snowpack and is more or less the same in the regions with the
zonal runoff depth of 200 mm (the Pizhma river) and 15 mm (the Reut river).
Almost the same hydrological effect of karst in different climatic zones can be explai-
ned by the correspondence of the intensity of karst development with the volume of
flowing water, i.e. by the decrease of karst development in the south direction with the
decrease of humidity.
The value of drainage area in the range of 500-30,000 krn2 only slightly influences
the spring runoff depth of karstic rivers.
There is an opinion that karst, because it considerably reduces the depth of spring
runoff in normal years, influences slightly the runoff of high spring floods. In hydrol-
ogical design practice the influence of karst on runoff in the years with a high spring
flood of rare frequency has the greatest interest. For the purpose of the study of this
problem the depths of spring runoff of karstic and non-karstic rivers were compared
at their once in 100 years frequency.
As table 2 shows, the ratios of the runoff depth of 17; frequency of the most
karstic rivers to the zonal depth is a little more than the ratio of their averages. This
means that in spring seasons of high runoff the influence of karst is slightly decreased
(but remains considerable) whilst the intensity of snow melt is great.
Besides the two sorts of rivers mentioned above, one more type occurs in karstic
regions, that is-karstic rivers with gains of underground water, draining areas which
exceed considerably their surface catchments. Usually these are small rivers (with
catchment areas less than 500 km2) and their regime is almost the same as that of springs.
389

390
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They are characterized by: (1) high annual runoff, which is sometimes 2-3 times
more than the annual runoff of non-karstic rivers, (2) high discharges during the du
season, and (3) the depth of spring runoff which is near to zonai and sometimes higher.
Such rivers often occur on the outskirts of karst plateaus and are rather numerous in
the Leningrad region and in Estonia.
The main feature of spring floods of the rivers of this type is that the waters of frac-
tured-karst rocks have considerable effect upon their formation. Consequently the rise
of flood is gradual, the peak is smoothed and the end of the flood dwindles with the
exhaustion of karst water storage throughout the whole year.
The depth of the spring runoff of some rivers of the mentioned type is given in table 3.
TABLE 3
The depth of spring runoff of karstic riders mith gains of underground water
Depth of spring runoff (mm)
Catchment Period of
River area
(km?
investigation
(years)
karstic
river
zonal
runoff
hk
-
(hk) (hz) hz
Ryadanj 118 1959-1962 159 i 30 1.22
Khrevitsa 316 1944-1962 176 120 1.47
Kunda 3 90 1947- 1962 122 120 1.03
Oredezh 230 1952-1 962 122 130 0.94
It is usually impossible to estimate the area of the underground catchment of these
rivers without special hydrogeological investigations. Besides, the boundary of contri-
butory area is changeable and can shift with change of underground water level.
The quantitative estimation of karst influence on the maximum discharge (rate of
runoff) of spring flood is a more complicated problem.
The dependence of maximum discharges upon various local factors such as relief
forests, swamps, lake storage, velocity of snow melt water, etc.-causes their consid-
erable variety even within small areas and makes it difficult to select analogues for
karstic rivers.
In order to isolate and estimate the influence of karst among other factors the region-
al graphs of relationship between the maximum rate of spring runoff of karstic and
non-karstic rivers (average and maximum of I % frequency) and the drainage area were
constructed:
q/8 = f(F) and s’%/a = f(F),
where
q - maxium rate of runoff in litre per second for square kilometre,
6 - correction factor for excluding the influence of lakes and swamps,
F - drainage area in kma
The correction factor 6 is given by the formula:
6 = 1.0-0.7Igcfi +00.2fs+1),
wherefi andf,-the areas of lakes and swamps, respectively in % of the total drainage
area.
When plotting the graphs (fig. l), the rivers with similar values of the spring runoff
depth, slope and forest area of the basin were selected. The maximum rate of runoff
for each of the rivers if there were no karst in their basins, were computed by the dia-
grams (by drainage area value).
39 1

800
200
roo
50 I00 ruoo
e 1 o 2
/ffOOO
Fig. 1 - Graphs of relationship between 416 and drainage area: 1. non-karstic rivers;
2. karstic rivers; I. the basin of the White and Barents Seas; II. the basin of the
Baltic Sea, (q is the average value of the maximum discharge l/sec/km2).
The analysis of the relationship 418 -f((F) showed that the maximum rates of spring
runoff of karstic rivers of all types are smaller than those of non-karstic rivers; the
influence of karst is greatest on the maximum rates of runoff of small rivers with nega-
tive underground water exchange.
If the karst development of catchments is 100% the relative reduction of the maxi-
mum rates of runoff of such rivers reaches 80-90% (table 4, the rivers Pyarga and
Sukhaya Sheleksa'. In this table qt is the computed discharge for a non-karstic river.
In some cases, as the table 4 shows, the maximum rate of runoff is decreased by
60-70:( (the rivers Kamenka and Termenevka) even in the case when the karst devel-
opment is only 20-30%.
Such an intensive absorption in the basins of the rivers Kamenka and Termenevka
occurs where they cross the zones of tectonic disturbances; many karst formations are
associated with these disturbances.
The influence of karst on the maximum spring flood discharge is relatively less in
deeply-cut river valleys. Karst also is less important when snow melt infiltration is
392

, I. - d-
500
400
$00
.?ou
1110
I l l I I I I I I I I I l
Fig. 1 bi* - Graphs of relationship between qZ/6 and drainage aera: 1. non-karsticriver;
2. karstic rivers; I. the Basin of the White and Barents Seas; II. the basin of the
Baltic Sea. qz is the 1 frequency value of the maximum discharge l/sec./km2.
reduced. The investigation showed that maximum rates of runoff of karstic plain rivers
with a drainage area of more than 500-1000 km2 are not as a rule less than 60-70%
those of non-karstic rivers (table 5).
Such a decrease is observed when the karst development of the catchment is 100%
(the rivers Yemtsa, Kepina). With lesser karst development the maximum rates of
runoff go up and when the karst development is not more than 507; the relative reduc-
tion of the maximum rates of runoff does not usually exceed 30-407:.
The maximum rates of runoff of rivers with closed water balance are decreased more
or less in proportion to the depth of spring runoff. The ratios of the maximum rate of
runoff to the depth of runoff during the spring flood (q/h) of the most such rivers vary
within the same range as that of non-karstic rivers (fig. 2, I).
The maximum rates of runoff of karstic rivers with gains from underground water
and with the relatively high depth OS spring runoff are 2 to 2.5 times less than those of
adjacent non-karstic rivers (table 5, the rivers Kunda and Oredezh); this is explained
by considerable participation of underground waters in their maximum runoff.
The ratios q/h of such rivers are considerably lower than of non-karstic rivers (fig. 2,
II).
393

m 1 o 2
Fig. 2 - Graphs of relationship between q/hS and drainage area: 1. non-karstic rivers;
2. karstic rivers; I. the basins of the White and Barents Seas; 11. the basin of the
Baltic Sea. q is the average value of the maximum discharge l/sec./kmz.
TABLE 4
The maximum rates of spring runoff of karstic ricers
with negatiue underground water chaìige
Maximum discharge in
litre/second per square
Area of kilometre
Catchment karst Period of -
Rivers area develop- observation for computed 4k
km2 ment years karstic qe -
river 4c
Seaernaya Duina riuer basin
Pyarga
Sukhaya
246 100 1949 23 180 0.13
Sheleksa 210 1 O0 1949 42 180 0.23
Kamenka
Termenev ka
68
24
Kama riuer basin
25 1952-1963
34 1952-1 961
- 88 286
124 291
0.31
0.42
394
qk

47%
I 1 1 1 1 1 1 1 J
Fig. 2bia - Graphs of relationship between qz/liS and drainage area: i. non-karstic
rivers; 2. karstic rivers; I. the basin of the White and Barents Seas; II. the basin
of the Baltic Sea. qz is the 1 % frequency value of the maximum discharge l/sec./km2.
The variability of the spring runoff of karstic rivers is determined by the fluctuations
of climatic factors, by the different losses of snow-melt water from year to year and by
the storage capacity of underground karst formations.
The dependence of climatic factors gives rise to fairly synchronous variation of
runoff depths and maximum discharges of floods of karstic and non-karstic rivers;
karst formations decrease or increase the amplitude of these spring runoff variables.
Study of the long-term spring runoff data of about 30 karstic rivers of different types
shows that the coefficients of variation of runoff depth and maximum discharges of
karstic rivers are, as a rule, equal to the coefficients of variation of non-karstic rivers or
may be 10-30% higher (table 6).
The higher range of variation of spring runoff characteristic of many karstic rivers
(Yemtsa, Kepina, Serezha, etc.) is explained by the considerable variability of the snow-
melt losses.
In some springs with small runoff, small intensity of snow melt and slight freezing
of soil, the absorption of snow-melt water reaches large proportions and the runoff of
karstic rivers is decreased sharply. During high, rapid spring floods when the soil is
heavily frozen and karst formations are covered with ice the losses of runoff are smaller
(in comparison to the zonal runoff).
The participation of karstic waters in the formation of the spring good does not
always decrease the variability of its runoff.
395

396
mt-om
Ni-
0 .
bl&
oclomt-
??Y?.
00000
mwmw
wt-O0
i - i c l
mm(u0m
?‘?Y??
00000
Od(ur4
??.?
O000

TABLE 6
The coefticients of vuriution of rrmoff depth, and maximum dischurges
of karstic und adjacent non-karstic rivers
Coefficients of variation
Drainage Area of Number of
River area karst the years of runoff of maximum
(km2) development of depth discharge
(%) investigation* Cvh Cu 4
Yula
Voloshka
Yemtsa
Kepina
Yashtchera
Luga
Khrevitsa
Sista
Oredezh
Sivinj
Pyana
Serezha
Kudjma
Babka
Tulva
Sars
Irenj
1 2 3 4 5 6
4,470
7,000
i ,580
1,170
581
839
316
550
230
1,060
7,880
1,810
1,700
2,020
1,830
1,350
6,060
White Sen and Burents Sed basins
0. 23
O 21
1 O0 27
1 O0 10
Baltic Sea basin
O lo
O 19
65 19
60 17
50 Il
Volga rilier hnsiii
O 26
O 26
76 10
65 22
Kama rirer husiii
O 21
O 12
70 17
55 10
* Short series are adjusted to long-term series
0.31
O. 34
0.46
0.37
O. 37
0.35
0.30
0.26
0.36
0.36
0.46
0.54
0.46
o. 39
O. 30
0.30
O. 30
0.39
0.28
0.50
0.45
0.48
0.52
0.39
0.45
O. 52
0.42
0.49
0.66
0.55
0.54
0.29
0.43
0.30
For instance, the spring runoff of the river Yemtsa in its headwaters is formed of
more than 50% underground karstic water and the variability of its spring runoff depth
and maximum discharges is the greatest within the Onega Dvina catchment.
The low regulation of karstic waters is explained by their close correlation with sur-
face runoff.
The variability of spring runoff is decreased only in those cases when spring runoff
includes deep-level karstic waters (e.g. the rivers Sista and Khrevitsa).
The coefficients of variation of runoff depth and of maximum flood discharges
(resulting from snow melt) of such rivers are 10-20:< lower than the coefficients of
adjacent non-karstic rivers (table 6).
Maximum discharges of floods resulting from rain within the East European Plains
usually exceed the maximum discharges of spring ñood only in the case of rivers with
drainage area of 500-1000 km2, and less.
397

9
4. tM**ri
300
7964 E.
........ 2
250
200
1 M
100
50
80
60
Co
20
0
Fig. 3 - Hydrographs of rain floods: 1. non-karstic river; 7. karstic river; I - 1. Ka-
menka, F (drainage area) = 44 km2; I - 2. Kamenka, F = 68 km2; II - 1. Iacht-
chera, F = 58/km2; II - 2. Oredezh, F = 730 km2; III - 1. Aavoya, F = 31 .5km2;
III - 2 - Pyarnu, F = 67.0 km2.
398

The conditions of formation of rain-derived floods in karstic rivers are in a general
way the same as those of spring runoff (resulting from snow melt). The considerable
absorption of precipitation by karst, the partial accumulation of rain waters in underground
collectors and so the decrease of maximum discharges and runoff depth.
The degree of karst influence on rain-derived runoff of small rivers is diverse; it
depends on the nature of their sources.
At rivers which do not drain karstic waters the decrease of runoff resulting from
rain is somewhat more intensive than that of runoff resulting from snow melt.
The observations carried out at the river Kamenka showed that the depth of flood
runoff in its mouth after crossing of the karstic belt is reduced from 110 rnm to 36 mm,
i.e. is 3.1 times as small (based upon the long-term average), and the depth of runoff
resulting from snow melt goes from 140 mm to 58 mm, i.e. is 2.4 times as small.
The flood resulting from rain in the basin of this river was extremely high in July
1964. The maximum rate of runoff of the river Kamenka then reached 720 ]/sec. krn2 in
the upper non-karstic part (drainage area 44 kmz) and it was 342 lisec. km2 at the mouth
(drainage area 68 km”, only half as great, in fact.
Rain floods in the rivers with considerable karstic sources (the rivers Oredezh,
Krevitsa, Kundaì are superimposed upon their high base flow. As a result, and despite
the low rain runoff coefficient in their basins, the depth of flood runoff and of the maximum
discharge of such rivers is higher than occurs in rivers with loss to underground
water.
The comparison of the flood flow of karstic and adjacent non-karstic rivers shows
that during high rain floods the depths and maximum discharges of the rivers Oredezh.
Khrevitsa and Kunda are 1.5-2.0 times less than in the rivers with non-karstic basins.
During low floods the decrease is less and in some years the total of rain runoff and
base flow of these rivers is even higher than for non-karstic rivers.
For correct estimation of the influence of karst on rain runoff the volume of the
flood flow of such rivers must be determined by excluding the base flow. In some rivers,
fed by deep karstic spring waters, rains generally do not cause floods-there is only an
insignificant increase of runoff in some time after intensive rainfall (e.g. river Pyarnu
in its upper course).
To illustrate the above facts figure 3 shows the hydrographs of rain floods of the
rivers Kamenka, Oredezh and Pyarnu in comparison with the hydrographs of adjacent
non-karstic rivers.
The analysis carried out above shows the rather diverse karstic influences on flood
flow.
Whilst discussing karstic influence it is necessary to distinguish those rivers with
more or less closed water budget and karstic rivers with positive or negative water
exchange caused by the difference in their surface and underground drainage basins.
The reduction in depth of spring runoff of karstic rivers with closed water budget is in
proportion to the karst development of their drainage basins. This allowed an estimate
of the relationship between the ratio hrih,, and the degree of the karst development of
drainage basin-Fr% (hk-the runoff depth of a karstic river, hz-the zonal runoff
depth).
These correction factors may be used for plain karstic rivers of any climatic zone
with drainage area from 500 km2 to 30,000 km2.
The ratios hk/h, = f(F2) of figure 4 are calculated for mean long-term values and
maximum values of 1 % frequency of the depth of spring runoff.
The h ~ Jratio h ~ of maximum runoff depths is somewhat higher than of the long-term
means. However this difference is not great and doesn’t exceed 10%. For the estimation
of correction factors it is more convenient to use the ratio (h& 1 %)/(hz 1 %) = f(Fk).
Finally, the following technique may be recommended for estimation of spring
runoff in karstic rivers with insufficient hydrometric data.
399

At first the value of the zonal runoff depth is estimated (by the maps of average
runoff depth or of the depth at 1% frequency using regional diagrams or analogous
rivers).
Fig. 4 -- The relationship between hr/hz and the degree of karst development of thc
drainage hasin (Fk”,);
a: averages foia long-term period,
6: maximum values of 1:); frequency.
Then the karst area of the drainage basin is estimated; according to this the value
of the correction factor tothezonal runoff depth is taken from the graph (hic 1 %)/(hz 17;)
= fíFk).
400

Approximately the correction factor is as follows:
Fk, Area of karst development in %
0-25
26 - 50
51 - 75
76 - 100
Correction factor
1.0 -0.90
0.89 - 0.80
0.79 - 0.65
0.64 - 0.55
Maximum discharges of the springtime flood of the most karstic rivers with closed
water budget are decreased in proportion to the runoff depth during the flood.
For estimation of the maximum discharges of snow-melt water a reduction scheme
is usually used.
Two variants of this scheme are possible. One variant is based on the reduction of
the spring flood coeffitient k = q/h =f(F), another is based on the reduction of the
maximum rate of runoff q = f(F).
In the case of using the calculation scheme which includes the spring runoff depth
the correction factor is multiplied by the value of the zonal runoff depth. In the second
variant the same correction factor is directly introduced to the value of the maximum
discharge calculated by the formula.
In order to convert the average of 1 % frequency discharge (or runoff depth) to the
discharges (or runoff depth) of given frequency the values of variation and asymmetry
coefficients and conversion factors are determined in the same way as for the rivers with
non-karstic basins.
The correction for karst development allows for the higher variability of the maxi-
mum discharges and the runoff depth of the most karstic rivers.
40 1

ABSTRACT
FLOW PROBLEMS IN LIMESTONE PLAINS,
JAMAICA, W.1.-A PROGRESS REPORT
D.H. WOZAB and J.B. WILLIAMS
The Pedro Plains, located on the southwest coast of Jamaica, comprise a low-lying
area of partially karstified limestone terrain which slopes northwards into a wide area
of swamp. The limestones are of Lower Miocene age, show a variable lithology, and
are extensively faulted along NNW-SSE alignments. Structurally and hydrologically the
Plains and the swamp can be considered as a single unit. Rainfall on the Plains average
50 inches, but there is practically no surface drainage. The water table, showing no
relationship to topography, is virtually flat, with the exception of mounds along several
of the faults. These mounds, together ,with a marked concentration of groundwater
flow towards the north emphasize the influence of structural control on groundwater
movement in the Plains. It is tentatively concluded that the source of recharge is external,
and reaches the Plains under confined conditions through a faulted and karstified
limestone horizon. The unconfined distribution of groundwater is also apparently fault-
controlled, although some movement takes place through a previously established
system of karst drainage.
RESUME
Les problèmes de I’écoulernent dans les plaines calcaires, ù lu Jamaïque, W.I. (Rapport
sur I‘état d’avancement des truraux)*
Les plaines de Pedro, situées sur la côte sud-ouest de la Jamaïque, comprennent une
région basse, de terrain calcaire, à configuration partiellement karstique, avec une
dépression marécageuse au nord. Les calcaires datent du miocène inférieur, leur com-
position lithologique est variable, et ils présentent de longues failles orientées NNO-
SSE. D u point de vue structurel et hydrologique, les plaines et les marécages peuvent
être considérés comme formant un seul système. La pluviosité moyenne est de 1.400 mm
dans les plaines, mais le drainage superficiel est presque inexistant. La nappe qui ne
présente aucun rapport avec la topographie, est pratiquement plane, à l’exception
d’éminences le long de plusieurs failles. Ces éminences, combinées avec une nette con-
centration de l’écoulement des eaux souterraines en direction du nord, font apparaître
l’influence des facteurs structurels sur le mouvement des eaux souterraines dans les
plaines. On en a conclu à titre provisoire que l’alimentation est d’origine extérieure,
et qu’elle atteint les plaines par infiltration a travers un horizon calcaire faillé et karsti-
fié. I1 semble que la répartition des eaux souterraines en écoulement libre soit déter-
minée aussi par les failles, mais certains mouvements se produisent à travers un réseau
déjà ancien de drainage karstique.
INTRODUCTION
The geographical expression “Pedro Plains” refers to a roughly quadrilateral area
of some 70 square miles lying at the foot of a major fault scarp known as the Santa
Cruz Mountains. This region is located in the southwestern part of Jamaica, approxi-
mately i00 miles from Kingston, the capital (figure 1). The term “Plains” as a description
is something of a misnomer, since the relief is undulating, with low hills and ridges
rising to about 500 feet above sea level, and includes an area of rough limestone karst
in the south-west.
Physiographically the boundaries are well-defined. To the north are the swamps of
the Lower Morass, a broad area of marshland interrupted briefly by areas of firmer
* Fonds spécial FAO-ONU, Étude des eaux souterraines effectuée par le Gouvernement
de la Jamaïque.
402

ground based on limestone, and drained, if such an expression can be used, by sluggish
meandering rivers. To the east rises the impressive fault scarp of the Santa Cruz Moun-
tains, and to the south and west is the Caribbean Sea. Any structural and hydrological
study must however include the Morass, which adds another 35 square miles to the
area under review.
1
PHYSIOGRAPHY
TM PEDRO PLAINS
JAHAICh *.l.
LOCATION MAP OF STUDI AREA
FIO I m. Du.
The principal surface features of the Plains reflect a high degree of structural control
(figure 2). The narrow strip of low ground along the southwestern coast is a downfaulted
area, as is the broader zone of comparable elevation between Starvegut Bay
and Salt Spring. Within the Plains proper the relief is noticeably linear, the most prominent
features being a series of parallel ridges trending NNW-SSE which decrease in
elevation northwards. These ridges are in fact west-facing fault-line scarps. In the centre
and south of the Plain the essential roughness of this karstic terrain is masked by a
cover of terru rossa from beneath which the ridges emerge: towards the west and southwest
the superficial deposits are thinner. South of Fort Charles where the Plains proper
attain an elevation of 473 feet, a cockpit karst is fully exposed. Similar country is found
on the southern side of the range of hills which form the foothills of the Santa Cruz
Mountains around Flagaman.
North of a line through Mountainside-Pondside, the landscape is undulating,
with few rock outcrops, and merges imperceptibly into the valley of the Broad River.
This is the edge of the Morass. In the centre of the swamps is an island of higher ground
on which stand the three villages of Slipe, Cataboo and Frenchman. To the south of
this island is the Styx-Cashew-Broad River, and to the north the Black River and its
principal tributary the Y.S. River. All these rivers are characterized by extremely low
gradients and pursue intricately meandering course through the swamps. The main road
403

from Lacovia to Black River skirts the Morass in a wide semicircle and marks its
northern limit; beyond the road the limestone terrain rises steeply to the Lacovia and
Middle Quarters Mountains.
404

STRATIGRAPHY
Virtually the whole of the Plains and the Morass are underlain by Lower Miocene
limestones assigned to the Newport member of the Tertiary White Limestone Formation
(Versey, 1959 and Zans et al, 1962). There are, however, significant differences in litho-
logy within the succession.
The lower part of the succession outcrops in the south, around Watchwell, New-
combe Valley and Beacon, and on the southern foothills and western flanks of the Santa
Cruz Mountains. It consists of a hard, compact generally recrystallised skeletal limestone
with secondary permeability. Vuggy porosity is evident in sections and boreholes, and
there is some evidence that karst drainage may he developed to a considerable depth. The
younger beds, outcropping north and northwest of Newell comprise tight chalky lime-
stones with primary permeability; there is an increase of porosity in the Mountainside
area where a nodular facies is developed, but towards the Morass the tight chalky type
again predominates. The uppermost member of the bedded succession is a soft grey
limestone of lagoonal aspect and virtually nil permeability; this underlies the coastal
alluvium from Starvegut Bay northwards towards the Morass. In this southern sector
its deposition was evidently controlled by the Wallywash fault, hut beyond Fullerswood
it apparently extends further east, being recorded in a borehole at Frenchman. The age
of this material is not yet determined; it may be Pliocene. Superficial deposits include
terra rossa bauxites in the south-central district, blown sands along the coastal fringes
and soft alluvial clays patchily distributed in the swamp areas.
STRUCTURE
The structural theme of the whole area is NNW-SSE faulting (fig. 3). This direction
is demonstrated in the alignment of the Santa Cruz fault scarp, a major dislocation
which forms the eastern boundary of the Plains and to a large extent the Morass. The
escarpment is basically a large normal fault, hading at about 60", with a number of
subsidiary breaks aggregating to a wide zone of brecciation; throw is of the order of
7,000 feet. As a structural feature this fault is traceable for another 25 miles north of
the study area.
The Pedro Plains-Morass area is thought to be one structural entity, consisting
of a gently tilted block, traversed by a number of normal faults which produce a series
of WSW-facing escarpments. It seems likely that some of these dislocations continue
under the superficial deposits of the Morass; this remains to be confirmed. The whole
block appears to he tilted to the north along an axis passing WNW or NW through
Mountainside; the date of the tilting is probably the same as the faulting, i.e. Middle1
to Late Miocene. It is of course possible that small adjustments have taken piace since
then within the established structural framework. Along the southwest coast of the
Plains is a Quaternary coral reef standing at approximately 25 feet above m.s.1. Whether
this results from Pleistocene eustatic changes or is a reflection of relatively recent tilting
of the Pedro Block remains to be determined.
HYDROLOGY GENERAL
For the purposes of this study the Pedro Plains is taken as a hydrologic unit bounded
on the east by the Santa Cruz Mountains, a hydraulic divide to the south, the Caribbean
Sea to the west and the Lower Morass to the north. The Plain has no developed catch-
ment area, except the plain itself. The nature of the groundwater reservoir is unknown
except for two pertinent features:
405

a) The block faulting of the plain with a general northwest tilting; and
b) Karstification with the apparent establishment of a sub-surface drainage system.
406

RAINFALL-RUNOFF
Rainfall averages about 50 inches annually in the Plains. However, there is a marked
variation from 35 inches in the south to about 57 inches to the north. This large differ-
ence in rainfall distribution may be attributed to the orographic influence of the Santa
Cruz Mountains. It also appears that little if any of the rainfall runs off. No surface
drainage system of any magnitude has been established within the Plains. There are
however, a number of small interior drained areas which serve to concentrate the surface
runoff. The resulting ponds may therefore be a source of groundwater recharge. In as
much as such interior-drained areas are generally situated along fault lines they may
hydrologically be important.
Land-use in the Pedro Plain has been moderately developed, but along non-irri-
gation lines. About four years ago a well was drilled for a small experimental farm,
and constituted the first attempt at development or the use of water from the ground-
water reservoir other than a number of dug wells for domestic use. Within the past
three months the experimental farm has been enlarged to about 1,000 acres and three
additional wells have been drilled.
UNCONFINED WATER CONDITIONS
As noted in figures 2 and 3, the water table, contrary to that of a normal coastal
plain, does not conform to the topography. The Plains, in general, slope to the west
and north, whereas the unconfined water table is essentially flat, but sloping to the
north and southwest with a gradient of approximately 1 foot per mile. The nature of
the water table is obviously influenced by faulting, and the direction of flow may be
determined or controlled by the occurrence of groundwater mounds along several of
the faults. It varies in depth from about 480 feet in the south to less than one foot in the
north. In the latter area, in some localities during the dry season, due to evapotran-
spiration, the water table may drop as much as 3 feet below sea level. From the charac-
ter of the water table, that is its non-conformity with topography, and the occurrence
of mounds, it may be concluded that the principal source of recharge to the Pedro
Plains is from outside the area and that recharge to the Plains from local precipitation
is meagre in view of the low water table gradient. It is also apparent that the mounds
serve to recharge the unconfined water zone, though the quantity of such water is
unknown.
From figure 3, and the block faulted nature of the Plain, it is noted that the ground-
water flow, supplemented from the mounds, is concentrated along the foot of the Santa
Cruz Mountains and is directed to the north. It is further believed that the possibilities
of irrigation development will be a function of total recharge from all sources. These
sources however, must be studied in detail for quantity and groundwater movement
data to enable the location of production wells, and to prevent possible areas of over-
production or sea water intrusion.
Very little information is available on well capacity, but from the recently drilled
wells which vary in depth from 150 feet to 200 feet, discharge varied from less than
200 U.S. gallons per minute (gprn) to more than 2,000 gpm (45 to 450 cubic meters per
hour). This represented specific capacities of from about 5 gpm per foot of drawdown
to 200 gpm per foot of drawdown.
CONFINED GROUNDWATER CONDiTlONS
As previously described it appears that the groundwater mounds found in the centre
of the Pedro Plains represent a source of recharge from outside which arrives under
407

confined conditions. The mounds, occurring along faults, indicate that the confining
zone has been subsequently disrupted by the faulting. This confined zone is likely to
have the character of a cavernous hard limestone (karst zone) overlain by chalk or
chalky limestone. For the present, no information is available as to the source of the
recharge but it may in part be from the upper portion of the Black River, which occurs
to the northeast, and/or the Upper Morass. The development potential of the confined
water at this stage of investigation is unknown, but the gradient of the mounds vary
from about 4 feet per mile to 7 feet per mile, and if the source is sufficiently large,
conveyed by a cavernous zone, then it may be sufficient to irrigate a relatively large
portion of the Plain.
SURFACE WATER
As noted previously, no surface water drainage system has been developed within
the Pedro Plains. However, to the north, wherein lies the Lower Morass, the Broad
River begins to flow (from springs) in the vicinity of the Santa Cruz Mountains. This
river, without a catchment area, has an estimated minimum discharge of about 100
cubic feet per second (2.8 cubic meterslsecond) and flows approximately six miles
westward before joining the Black River which then flows to the sea.
EVAPOTRANSPIRATION
Evapotranspiration and evaporation from open water have been estimated at an
average of about 60 inches annually for the Pedro Plains (Grontmij 1964), or at a rate
of 1.2 times the precipitation. However, due to the occurrence of relatively high intensity
rain storms and by accumulation of surface runoff in ponds, some recharge to the water
table does occur. It is interesting to note, that in the area south of the Broad River
there occurs approximately 10 square miles of swampy land. The evapotranspiration
rate from this area alone amounts to about 44 cubic feet per second. Within the scope
of this paper the even larger swampy area north of the Broad River (area of the Black
River) is not considered.
CONCLUSIONS
It is clear from these preliminary studies that the volume of groundwater arriving
under the Plains is quite unrelated to that of the apparent catchment recharge, and
therefore the major portion of recharge must originate externally, reaching the Plains
by sub-surface flow. It follows that the geological factors of structure and lithology
will be decisive in determining the occurrence and distribution of groundwater in the
area. The unfavourable permeability characteristics of the upper part of the Newport
succession suggest that rechargz is taking place through the older limestones, whose
lithology favours the development of a karstic drainage system.
There is obviously a close correlation between the disposition of the fault system
and the distribution of highs in the pattern of groundwater contours. This suggests
that deep recharge flow is heavily influenced by the fracture zones associated with the
structural features. It is also believed that the distribution of this groundwater rising
from deep sources is likewise guided by the fault pattern, although some local movement
presumably occurs through an older karst drainage system. Some evidence is available
to suggest that such a sub-surface drainage pattern was established at some time in the
past, and in view of the time factors involved it is likely that this previous karstification
408

took place during a phase of lowered sea-level. In any case, this too wil reflect structural
influence. The question of whether the direction of drainage through this older karst
has been affected by subsequent movements of the Pedro block remains an open one.
In summary, it is these factors which must form the basic criteria upon which wil
depend the successful and economic development of the groundwater resources of
the Pedro Plains, both with respect to safe yield and protection against sea water
intrusion.
be
1.
2.
3.
4.
5.
(1)
(2)
(3)
Author's Note: Since preparation of paper, the following qualifications should
made:
Newport Formation is more than 1,000 feet thick and underlies the Pedro Plains.
This formation is of Miocene age but in the north and northwest of the Plains
including the Morass, deposition continued into the Pliocene;
Re-leveling of index wells indicated the existence of only one groundwater mound.
This mound is more extensive but includes the northern most mound of figure 3;
Drilling in mound to a depth of 600 feet indicated an almost impervious zone.
Only indication of solution was above the water table;
Exploratory drilling and testing indicate that recrysíallized limestone is present
to a maximum depth of 300 feet; three zones of solution drainage occurs between
a depth of 200 to 300 feet. No confined water was encountered; the fault zones are
the main avenues for groundwater movement except in south where karstification has
been extensively developed. In such areas and zones groundwater movement may
be turbulent and recharge from precipitation may be almost immediate. In
remainder of the groundwater reservoir permeability is so low that water table
in some areas shows barometric effect;
Sea water intrusion has occurred as much as three miles in land in the zone(s)
of solution.
REFERENCES
GRONTMIJ, 1964, Black River Morasses Reclamation Project, Government of
Jamaica.
VERSEY, H.R., 1959, The hydrologic character of the White Limestone Formation
of Jamaica; Transactions of the Second Caribbean Geological Conference, University
of Puerto Rico, January.
ZANS, V. A., CHUBB L. J., VERSEY, H. R., WILLIAMS, J. B., ROBINSON, E. and COOKE, L.,
1962, Synopsis of the Geology of Jamaica, an explanation of the 1958 Provisional
Geological Map of Jamaica; Geological Survey Department, Jamaica.
409

ABSTRACT
SUR LA RECHERCHE DES RESSOURCES
EN EAUX KARSTIQUES SOUS RECOUVREMENT
MIO-PLIO-QUATERNAIRE
DANS LE BASSIN MEDITERRANEEN
ET SON IMPORTANCE D’APRÈS QUELQUES
EXPRÉRIENCES RÉCENTES DANS LA RÉGION
LANGUEDOC-ROUSSILLON (FRANCE)
Jacques AMAS
Directeur du C. E. R. H. - Université de Montpellier - France.
The pyreneo-alpine and alpine movements which have affected the Basin of the
Mediterranean sea, joined to variations of level of this latest sea, and to the dolomjtization
which often affects limestone massifs in this region, make the calcareo-dolomitic
massifs from this region be unusually fissured and karstified. This fact, added to the
mediterranean climate (concentration of rainfalls) gives rise to the constitution by those
massifs of excellent “water” traps.
The result is that the parts of these massifs hidden under, the mio-plio-quaternary
sediments, often constitute exceptional water reserves, and this explains the interest of
their searching by geological, geophysical, hydrological, hydrochemical methods and
by direct exploring (trial-borings). The use of these methods by the C. E. R. H. has given
excellent results in the Languedoc-Roussillon (district of Nîmes, Montpellier and so
on.. .), where it has permitted to discover new important water resources.
I. INTRODUCTION
Parmi les ressources majeures en eau souterraine des pays du pouriour de la Méditerranée,
figurent au premier chef les ressources en eaux karstiques. Les étendues calcaires
jouent en effet en climat méditerranéen, c’est-à-dire en climat caractérisé par une
concentration extrême des précipitations, un rôle particulièrement efficace de “pièges à
eau” lorsque la fissuration et la karstification y sont suffisantes. Ce fait explique toutes
les études qui ont été, ces dernières années, entreprises sur le pourtour de la Méditerranée,
telles celles par exemple de la F.A.O. en Grèce (United Nations special fund,
karst groundwater investigations) ou celles du C. E. R. H. de l’Université de Montpellier
dans le Languedoc-Roussillon (travaux de C. Drogue - P. Dubois - H. Paloc -
R. Plegat - H. Salvayre - P. Verdeil, etc...).
L’importance des mouuements tectoniques pyrénéens, alpins ou plus récents ayant
affecté les masses calcaires principalement jurassiques ou crétacées des zones bordières
de la Méditerranée, explique l’intense ,fissuration de la plupart des massifs calcaires de
ces régions. Ces mouvements tectoniques combinés aux variations du niueau de buse,
de la fin du Crétacé à nos jours, expliquent par ailleurs l’existence dans ces massifs de
plusieurs importants réseaux d’érosion karstique à divers niveaux et de divers âges
(crétacés, oligocènes, miocènes, pliocènes, quaternaires, actuels) dont certains sont
“fossiles” (ennoyés ou surélevés) d’autre encore “vivants”. Il résulte de tous ces faits,
joints à la fréquente dolomitisation (génératrice de porosités d’interstices élevées) des
massifs que les ressources en eau des massifs karstiques méditerranéens sont sans doute
les plus importantes ressources en eaux karstiques du monde.
Nous voudrions ici, attirer l’attention sur l’intérêt particulier que présentent pour
les pays souvent presque semi-arides des régions circum-méditerranknnes, les ressour-
410

ces en eaux karstiques, des karsts non ofleuranis. sous recoitcrement mio-plio-quuter-
naire.
Cet intérêt particulier découle des faits suivants:
1 o Beaucoup de massifs culcuires du bassin méditerranéen s’ennoient sous des sédiments
mio ou plioquuteriiaires et ce tout particulièrement en bordure des côtes et dans les
anciens fossés d’efondrement d’âge principalement oligocène, aujourd’hui remplis
de formations mio-plioquaternaires;
2O Ces zones (côtes et plaines) sont généralement les lieux des plusgrandes concentrations
humaines et donc des plus grands besoins en eau;
3O Les affaissements ou les érosions qui ont permis l’ennoiement sédimentaire ultérieur
de ces massifs calcaires ont amené d’“anciens systèmes karstiques” en position basse
par rapport aux massifs karstiques encore ajîeurunts. Les inter-relations de ces sys-
tèmes avec les massifs karstiques actuels affleurants et “captants” y entraînent
souvent une véritable concentration des eaux et expliquent entre autres la genèse
de nombre de sources sous-marines côtières célèbres, malheureusement le plus
souvent très difficiles à capter en raison du mélange plus ou moins poussé de leurs
eaux avec l’eau de mer;
4O Dans ces systèmes karstiques la position basse et l’existence d’un recouvrement mio-
cène ou plioquaternaire à haute porosité et haute perméabilité relative fréquentes,
expliquent qu’aux ressources en eaux descendantes des massifs karstifiés s’ajoutent
aussi les ressources en eaux drainées à partir des formations recouvrantes qui s’y
trouvent, ce qui entraîne que les réserues en enir que l’on peut y trouver sont les plus
pérennes des réserves en eau des pays méditerranéens.
L’intérêt particulier de ces réserves en eau, explique en conséquence I’exeptionnelle
importance dans la conjoncture actuelle de lu recherche de ces ressources en eaux kars-
tiques

cartes en courbes d'isoteneurs chimiques dont le seul aspect permet dans de nombreux
cas de déceler les apports souterrains d'eaux karstiques (cf. exemples cités
plus loin, figures 2 à 4);
4" Les méthodes d'exploration directe, combinées aux tnéthodes k.vdromCtriques. Dans
ces méthodes on fait appel à des sondages de reconnaissance ou à des forages à
travers les formations recouvrantes. Une fois le subtratum calcaire atteint, on en
étudie la karstification éventuelle. Puis par enregistrement des variations comparées
des niveaux d'eau naturelle ou artificielle (essais de pompage) on en déduit les corrélations
possibles avec les massifs affleurants et les caractéristiques hydrologiques
des karsts éventuellement atteints.
Pl.I.

413

cì Dans la zone bordière des Corbières orientales au niveau de Caves-La Palme (zone 3
de la carte 1 et figure 8).
A. Région de Nîmes
Dans cette zone un massif karstique calcaire (Crétacé) borde au Nord la plaine mio-
plio-quaternaire du Vistre. Le contact correspond à une très importante faille d’effon-
drement : la

(C. G. C.) (1) ont permis de localiser une importante remontée de calcaires jurassiques
dans cette région. (fig. 5) Ces calcaires de résistivité égale à 150 ohm/m se différencient
particulièrement bien des argiles sableuses pliocènes (astiennes) qui les recouvrent et
dont la résistivité est de seulement 10 a 30 ohm/m. (cf. fig. 7)
Depuis 1963, ont pu être effectuées des forages de reconnaissance puis un forage
d'essai dans cette structure qui s'est avérée exceptionnellement aquifère. Le calcaire
jurassique sous un recouvrement plio-quaternaire d'argiles sableuses pliocènes sur-
Fig. 5 - Coupes Schématiques A à C (voir emplacement sur fig. 6) interprétant l'allure
du substratum secondaire de la région de Montpellier (3 coupes parallèles NW-SE)
(En pointillé le recouvrement mio-plioquaternaire d'après B. GEORGE.
(I) La figure 6 montre la carte structurale du toit du Jurassique supérieur sous ses
recouvrements, d'âges postérieur, dans la région de Montpellier. Cette carte a été
synthétisée par mon collaborateur F. BEL d'après les études géologiques et géophysiques
(séismiques et électriques) effectuées dans la région.
41 5

416
ic
c
G

montées d'alluvions quaternaires, a été atteint à la cote -39 m et le forage (en 350 mm)
poursuivi jusqu'à la cote -55 m. Le calcaire (blanc à grain tin et à veinules de calcite)
a montré lors du sondage l'existence au sein du calcaire d'importantes fissures dans les-
quelles le trépan ( tombait n brusquement. Les carottes ont permis de voir que beau-
coup des fissures ou anciens chenaux de dissolution du calcaire étaient pratiquement
bouchés par un silt argileux rougeatre ou par un silt à ciment calcaire. Les essais de
Ohia ter no ire
.l,OCè"E
continental
_- - .
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O - C J - ' . . .
u -
' e,

débit à l’émulseur sur ce forage on donné d’abord des résultats décevants : moins de
5 m3/heure de débit pour un rabattement de plus de 30 mètres. Après une lere acidification
(1400 kg d’acide : HCI) le débit est monté à 60 m3/heure, après une 2eme
(2700 kg) à 130 m3/heure, après une 3e (3000 kg) à 150 m3/heure, chiffre resté constant
après une 4e acidification (3000 kg sous pression). Ont alors été entrepris des essais de
pompage (avec une pompe à turbine immergée Alta) par paliers de débit croissant pour
finir à un pompage au débit maximum (268 m3/heure) pendant 31 heures : le rabattement
se stabilisant aux environs de -9 m.
Le dépouillement des mesures (1) (au forage et dans les piézomètres annexés) à
donné une transmissivité de T = 10-3 mz/s. et un coefficient d’emmagasinement S
d’environ 1,5.10-3% (nappe captive). Les eaux très chargées au début d’éléments fins,
ne sont devenues limpides qu’après 26 heures de pompage.
La courbe caractéristique du forage montrant par ailleurs que le débit critique était
loin d’être obtenu, un nouvel essai de pompage fut effectué avec une pompe plus puissante
et poursuivi 122 heures a 430 ms/heure. Le niveau s’est stabilisé A 11,60 mètres
ce qui indique que là encore le débit maximum n’a pas été obtenu. En conséquence, de
nouveaux essais doivent être prochainement effectués à plus gros débit. Quoiqu’il en
soit d’ores et déjà, ont donc été prouvés plus de 120 liseconde, d’une eau karstique un
peu dure mais rentrant dans les normes des eaux potables et rien n’empêche de supposer
que les possibilités du dôme calcaire ennoyé ne soient très supérieures, atteignant ou
dépassant peut-être le metre cube par seconde, une synthèse géologique et géophysique
de la région montrant que le dôme jurassique ennoyé sous le plio-quaternaire du Pont
Trinquat, se raccorde aux grands massifs karstiques de la région, notamment au massif
de la Gardiole (fig. 5 et 6).
Pour terminer, nous attirerons I’attention sur le fait que ces grosses ressources en
eau n’ont pu être mises en évidence qu’après de très importantes acidifications (10
tonnes d’HC1 au total) nécessaires au a débourrage ) des fissures du karst plus ou moins
oblitérées au voisinage du contact avec leur recouvrement plio-quaternaire.
C. Région de la plaine côtière bordant les corbières orientales (Airde)
Dans cette région très dépourvue de ressources en eau, a été réalisée pour le compte
du Ministère de l’Agricu!ture (Service du Génie Rural de l’Aude) une étude géophy-
sique du recouvrement plio-quaternaire côtier et ont été mis en évidence par la géo-
physique électrique des massifs calcaires ennoyés sous le plio-quaternaire. Des forages
en cours dans la zone karstique ont déjà donné des résultats encourageants et la cam-
pagne de recherches se poursuit. La zone semble cependant moins favorable vu la proxi-
mité de la mer et les risques d’invasion par l’eau salée en cas de pompages trop intenses.
CONCLUSION
En conclusion, nous insisterons seulement sur i‘intérét tout spécial de la recherche
dans le bassin méditerranéen, des eaux karstiques des massifs calcaréodolomitiques
ennoyés sous les sédiments mio-plioquaternaires, à la seule condition que ces massifs
ne soient toutefois pas trop proches de la mer.
BJBLIOGRAPHIE
AVIAS Jacques, 1963, Méthodes d’études et mise en valeur des Ressources en ,Eaux Karstiques
du Midi Méditerranéen Français. In Contribution to the investigation and
development of the karst aquifers of the circum-mediterranean countries, 29 p.,
5 fig., 4 cartes. F. A. O. ground. Water project in Greece. Technical meeting. Athenes.
(l) Effectué par le BURGEAP en liaison avec le C.E.R.H. pour le compte du Ministère
de la Construction.
418

C. E.R. H. 1964 (AVIAS, BEL, LEMPERIERE et alii), Étude hydrogéologique en.vue de l’alimentation
en eau du littoral de lu région Languedoc-Roussillon. I. Géologie et Hydrogéologie
générale. Rapport au Ministère de la Construction pour la Mission interministérielle
d’aménagement du littoral (texte Montpellier et carte I. G. N. Paris).
COUDRAY Jean, 1965, Contribution à ì‘étude hydrogéologique de la moyenne plaine du
Vistre. Thèse 3 O cycle. Ronéo, 93 p., 10 cartes hors texte. Montpellier.
GEORGE
Bertrand, 1963, Etudes hydrogéologiques de la région Montpelliéruine. Thèse
3O Cycle. Ronéo. 200 p., 50 fig., 12 pl. Montpellier.
419

RESUME
CIRCULATION DES EAUX SOUTERRAINES
DANS LES CALCAIRES KARSTIQUES DE KOPAIS
G. ZERVOYANNIS et J. BARBEAU
Dans le cadre des recherches d’hydrogéologie appliquée dont il est chargé, le Service
des Améliorations Foncières de la Grèce (Ministère de l’Agriculture) a entrepris avec
l’aide de la Mission FAO une étude systématique des ressources aquifères du bassin
du Céphise Béotien et en première phase de la plaine autrefois occupée par l’ancien
lac de Kopais qui constitue l’extrémité orientale de ce bassin.
Après un historique rapide de l’ancien lac, la note expose les grandes lignes de
l’étude, les résultats des premiers sondages et essais de débit. L’accent est mis sur la
circulation de l’eau dans les calcaires karstifiés aui bordent la plaine et dont les réserves
considérables offrent des possibilités très larges pour l’amélioration des conditions
d’irrigation actuelles.
SUMMARY
Within its designated realm of applied hydrogeological research the Land impro-
vement Service of Greece (under the Ministry of Agriculture), with the aid of the FAO
Mission, has undertaken a systematic study of the ground-water resources of the basin
of Cephise in Beotia. In its first phase the study was of the plain previously covered by
the former Lake Kopais, which area forms the easíern extremity of the basin.
After a brief history of the lake which used to exist there, the paper describes the
broad lines of the study and gives the results of the first drilling and pumping tests. Stress
is laid on the circulation of water in karstic limestones at the edge of the plain, whose
considerable reserves offer great opportunities for improving present day irrigation
conditions.
420

(B 628) Imprimé en Belgique par Ceuterick c.a.
Brusselsestraat 153 Louvain
Adm.-dir. L. Pits¡ Bertemsebaan 25 Veltem-Beisem

Actes du colloque de Dubrovnik, octobre 1965
Proceedings of the Dubrovnik Symposium, October 1965
Hydrologie des roches fissurées
Hydrology of fractured rocks
organisé par l’Unesco
dans le cadre de la Décennie hydrologique internationale
avec la collaboration de l’AIHS, de la FAO et de 1’AIH
organized by the Unesco
in the framework of the International Hydrological Decade
with the support of IASH, FAO and IAH
vol. II
Association internationale d’hydrologie scientifique
Organisation des Nations Unies pour l’éducation, la science
et la culture

Publié en 1967 par l’Association
internationale d’hydrologie scientifique
et par l’Unesco, place de Fontenoy, Pari~-7~
Imprimé par Ceuterick, Louvain (Belgique)
Published in 1967 by
the International association
of scientific hydrology and
by the Unesco, place de Fontenoy, Pa1-is-7~
Printed by Ceuterick, Louvain (Belgium)
0 Unesco 1967
Printed in Belgium
SC 67/D52/AF

Actes du colloque de Dubrovnik,
Hydrologie des roches fissurées, II
Proceedings of the Dubrovnik Symposium,
Hydrology of fractured rocks, II

Les volumes I et II des Actes du colloque de Dubrovnik constituent également,
sous couverture spéciale, les publications nos 73 et 74 de l'Association interna-
tionale d'hydrologie scientifique, L. J. Tison, secrétaire, Braamstraat 61, Gentbrugge
(Belgique).
The volumes I and II of the Proceedings of the Dubrovnik Symposium are also,
under special cover, the publications 73 and 74 of the International Association
of Scientific Hydrology, L. J. Tison, Secretary, Braamstraat 61, Gentbrugge
(Belgium).

TABLE DES MATIÈRES - CONTENTS
TOME I - VOLUME II
r.4. INTRUSION D’EAUX SALINES DANS LE KARST
1.4. SALT ENCROACHMENT IN KARSTIC REGIONS
V. MAURIN and J. ZOETL - Salt Water Encroachment in the Low Altitude Karst
Water Horizons of the island of Kephallinia (Ionian Islands) . . . . . . .
G. E. SIPLE - Salt-Water Encroachment of Tertiary Limestones along coastal
South Carolina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 439
R. HAZAN - Contribution à l’étude de l’invasion de nappes par les eaux marines 454
F. MACAU VILAR - Détermination des niveaux phréatiques des eaux douces dans
un massif calcaire de la Costa Brava ) (Espagne) à partir d’une exploration
sous-marine préalable . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 455
1.5. RECHARGE NATURELLE ET ARTIFICIELLE DANS LES TERRAINS KARSTIQUES
1.5. NATURAL AND ARTIFICIAL RECHARGE IN KARSTIC REGIONS
M. G. GREEN - Artificial Recharge to the Edwards Limestone Aquifer in South
Texas.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 465
J. VI LIMO NO VI^ -A Contribution to the Study of Groundwater intake Recharge
inKarst.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 482
K. ZIMA - Quelques connaissances sur la circulation des eaux souterraines dans
les formations fissurées non karstifiées en Tchécoslovaquie . . . . . . . . 489
R. AMBROGGI et R. HAZAN - Alimentation artificielle de nappe aquifère dans les
grès fissurés. Tanger (Maroc) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 496
1.6. HYDROLOGIE KARSTIQUE DANS LES ROCHES VOLCANIQUES
1.6. KARSTIC HYDROLOGY IN VOLCANIC TERRAINS
L.A. HEINDL - Ground Water in fractured volcanic Rocks in Southern Arizona 503
423
V

1.7. EXPLOITATION
J. VELIMONOVIC and V. CUBRAKOVIC - Problèmes hydrogéologiques de la région
c8 tière karstique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 i 7
C. CASTANY - Exploitation des eaux souterraines et bilan hydrique dans les
calcaires de Tunisie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 1 8
H. LESSER JONES - Confined fresh Water Aquifers in Limestone, exploited in the
North of Mexico with deep Wells below Sealevel . . . . . . . . . . . . 526
1.8. INFLUENCE SUR L’ÉCOULEMENT SUPERFICIEL
1.8. INFLUENCE ON RUNOFF
N. BOYADJIEFF - Utilisation des bassins karstiques pour la régularisation des
débits hydrologiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 543
- On the Problem of the Influence of Karst on the Hydrological
A. M. GAVRILOV
Regime of Rivers . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 544
II - L ACS KARSTIQUES - KARSTIC LAKES
M. PETRIK - Lakes in the Croatian Limestone Region
S. MIKULEC - Problèmes de construction des bassins de retenue dans I’Hercé-
. . . . . . . . . . 565
govine de l’Est . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 590
III - G EOCHIMIE - EROSION - G EOCHEMISTRY - EROSION
B.B. HANSHAW, W. BACK and M. RUBIN - Carbonate Equilibria and Radiocarbon
Distribution related to Groundwater Flow in the Floridan Limestone
Aquifer, U.S.A. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 601
D. ZOGOVIC - Sur le rapport de la solubilité des calcaires et des dolomies . . 61 5
M. PETRIK - Characteristics of Water from Springs in the LimestoneRegion of
Croatia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 624
N. MILOIEVI~, B. FILIPOVIC and N. DIMITRIJEVI~ - Hydrochemical Characteristics
of Ground Waters in Sarmatian and Mediterranean-II Limestone
in thevicinity of Belgrade . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 635
J. MLADENOVIC - Influence de la structure géologique sur la composition
chimique des eaux souterraines dans la zone de Popovo Polje. . . . . . . . 645
VI

T. DINCER and B.R. PAYNE - An Isotope Survey of Lakes in the Karst Region
of Southern Turkey . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 654
S. MANDEL -A Conceptual Model of Karstic Erosion by Groundwater . . . . 662
I. SAINZ ORTIZ - L’affaissement du soi de Mexico par suite du pompage excessif
de la nappe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 665
H. R. LANGGUTH - On the Local and Regional Mineralisation of Karst Ground-
waters and their Variations from Devonian Limestones of the Rhenish
Shiefergebirge (Western Germany) . . . . . . . . . . . . . . . . . 672
1. GAMS - On the Types of tufa-depositing Waters and on the Corrosion Intensity
in the North-western Dinaric Karst . . . . . . . . . . . . . . . . . . 684
VI1

1.4
Intrusion d’eaux salines dans le Karst
Salt Encroachment in Karstic Regions

SUMMARY
SALT WATER ENCROACHMENT IN
THE LOW ALTITCJDE KARST WATER HORIZONS
OF THE ISLAND OF KEPHALLINIA
(IONIAN ISLANDS)
V. MAURIN and J. ZOETL
Vereinigung für hydrogeologische Forschungen Graz, Austria
In order to re-examine the validity of that knowledge of the mechanism of subter-
ranean karst drainage that was gathered in Alpine territory, investigations were
extended to the Mediterranean region. Thus a hydrogeological survey of the island of
Kephallinia was made in 1959 and 1961.
Kephallinia is known above all for its phenomenon of the sea-katavothres of
Argostolion. The reappearance of the salt water that disappears into the rocks there
had not been explained in spite of repeated experiments. In principle it was conceivable
that the salt water entering the land there emerged again in submarine springs as well
as in the brackish water springs of the coast.
After careful preparation 160 kg of uranin were dissolved in the water of one of
the katavothres. This colouring substance could be ascertained in the brackish water
springs of the eastern coast, which is 15 km distant.
The hydrogeological explanation of this movement of water is this. The polje
that existed in the present Gulf of Livadi during the eustatic reduction of the sea
level in the Pleistocene drained subterraneously towards the lower leve! of the eastern
coast. The fresh water that even today drains off from the main massive to the east,
and the old, lower-levelled karst holes that have been inundated by the sea, are the
most important factors for the hydraulic processes, which resemble those that can be
observed where an ejector is installed.
RESUME
Infi[rration de t’eau de mer dans Ies horizons aquifères karstiques de faible attitude de
i‘lle de Cephalonie «Iles Ioniennes»
Afin de vérifier à nouveau la valeur des connaissances acquises dans les régions
alpines sur le mécanisme du cheminement des eaux souterraines dans les karsts, on
a étendu ce champ d’études à la zone méditerranéenne. C’est ainsi qu’une enquête
hydrogéologique a été effectuée dans l’île de Céphalonie en 1959 et en 1961.
Céphalonie est connue surtout pour le phénomène des katavothres d’Argostoli.
Malgré de nombreuses expériences, on n’avait pas encore pu expliquer comment
réapparaît l’eau de mer qui s’engouffre à cet endroit dans les roches. En théorie,
on pouvait concevoir que l’eau de mer qui pénètre dans la terre à cet endroit resurgit
en sources sous-marines et en sources d’eau saumâtre sur la côte.
Après des préparatifs minutieux, 160 kg d’uranite ont été dissous dans les eaux
de l’un de ces katavothres. Cette matière colorante a été reconnue avec certitude dans
les sources saumâtres de la côte orientale, a 15 k m de distance.
L’explication hydrogéologique du mouvement de ces eaux est la suivante : le polje
qui existait dans le golfe actuel de Livadi au moment de l’abaissement eustatique du
niveau de la mer, au pléistocène, drainait les eaux souterraines vers la côte orienta!e
située à un niveau inférieur. L’eau douce qui, aujourd’hui encore, s’écoule du massif
principal vers l’est, et les anciens avens karstiques de niveau inférieur qui ont été
envahis par la mer sont les facteurs les plus importants de ces phénomènes hydrauliques,
semblables à ceux qu’on peut observer quand on installe un éjecteur.
1. INTRODUCTION
From the beginning of karst research Austrian scientists have played a major share
in this field of study, as the classic karst lay within the boundaries of the former Austro-
Hungarian Monarchy.
423

Among the central problems of karst research is karst-hydrology, whose progress
is inseparably connected with the names of A. GRUND, F. KATZER, J. CVIJIC, H. BOCK,
N. KREBS, A. E. MARTEL, and O. LEHMANN. Already in its early years investigations
were extended beyond the Dinaric karst to include Alpine and Mediterranean regions.
Systematic karts-hydrological investigations carried out by the authors in Alpine
regions for more than a decade have brought results that led to the revision of formerly
current theories on principles of the water-bearing of karstic mountain systems. in
order to enlarge experience, investigations have been extended to the Mediterranean
region, chiefly to study those modifications of the genetic process of karst that are
either conditioned by the climate or caused by the eustatic fluctuations of the sea-level.
The island of Kephallinia offered itself for a suitable object of research. Its main
massive is a largely compact karst body of about 350 km2, which allows, in the prevailing
climate, for the formation of an extensive fresh water reservoir.
Besides general karst-hydrological problems the island of Kephallinia has its
particular phenomenon, which has been termed "The Sea-Mills of Argostoli" in the
international technical literature of more than a century. It is the phenomenon-long
known to the islanders-of the inflow of salt water into the rock-fissures of the northern
part of the peninsula named after the town of Argostolion.
The authors made a hydrogeological survey of the entire island in the summer
months of 1959 and 1961. On the strength of the results obtained and by means of
a large-scale colouring experiment lasting from February to April 1963 the enigma of
the salt water disappearing near Argostolion was solved. The considerable expenses
of this experiment were borne by the Austrian Research Council, to which we wish
to express our thanks also here. For the support of our work we are also obliged to
Dipl.-Ing. Dr. K. ZACHOS, General Director, Institute for Geology and Subsurface
Research in Athens. Dip1.-Ing. S. MATTHEOS (Athens), and Professor Dip1.-Ing.
Dr. A. POLLAK (Institute for Mineralogy and Technical Geology, Technische Hochschule,
Graz).
2. THE AREA OP INVESTIGATION
The island of Kephallinia is the largest of the Ionian Islands (about 750 kmz).
It lies between 38"4' and 38"29' north latitude and 20"20' and 20"49' east longitude.
Accordingly, the island has the typical Mediterranean climate, dry and warm
summers and damp and mild winters (July average 26,3 "C., January average 1 I,O"C).
The rain, falling mostly in the winter half-year, rises in the coastal region of Argostolion
to an annual average of 860 mm (fig. 1).
Formerly there were, besides oak-woods, large fir-woods (Abies Cephnìonica),
covering the main mountain massive down to about 600 m above sea-level. Today only
the summit of the Aenos has a dense fir-wood, while the lower karst areas are occupied
by the Frigana. Gardens, some of them lush, exist only in the irrigated Tertiary areas
and Alluvial deposits; economic emphasis is on the olive crops. Besides, there is scant
cultivation of corn ; wine-growing is still common. Goats are reared everywhere.
The main part of the island is rather compact apart from small peninsulas as that
of Argostolion. It is only the two large peninsulas Erisos and Palikki that give Kephallinia
its striking outline (fig. 2).
The core of the main body of the island is a mountain chain stretching from the
Ag. Dynati (1,131 m) in the north-west to the Aenos (1,628111) in the south-east.
It consists of limestones and dolomites ranging from the Cretaceous to the Palaeogen.
In the south and south-east Tertiary sediments extend in front of these older carbonate
rocks. Large parts of the eastern coast, i.e. the Kokkini Rachi (1,082 m), consists
of Triassic and Jurassic limestones and dolomites.
424

The peninsula of Erisos and the west and north of Palikki also consist of the
Cretaceous-Palaeogen limestone series, while the east and south of Palikki correspond
to the younger Tertiary sediments of the main Massive.
10° 13O 16O 19O 22O 25O 28OC
Fig. 1 - Diagram of temperature and precipitation at Argostolion.
Tectonically speaking, the eastern part of the island, the coastal mountain system
of Kokkini Rachi, is (according to RENZ 1940, 1955) within the Adriatic-Ionian zone,
while the main massive belongs to the Paxos zone, which must be considered as the
eastern extension of the Apulian Table.
The wide distribution of the carbonate rocks makes for the karst landscape character
of the island. Especially liable to be turned into karst are the well-benked Upper
Cretaceous limestones; the development of the subterranean karst cavities is mainly
influenced by the banking-,joints.
As for the surface karst development, Rillenkarren and especially Kluftkarren
are widely distributed all over the island. Solution dolines were seldom found. Sunk
dolines and shafts are among the most striking karst phenomena in the island, especially
in the hinterland of the Gulf of Sami. Some of them bear brackish water. The most
impressive sunk doline is that of Melissani (50 m long, 35 m wide), which contains,
at a depth of about 20 m, a brackish water lake of 160 x 40 m. A number of brackish
water springs rise to the surface on the immediately adjacent coast between Sami and
Ag. Evphemia (fig. 2, 3). A larger polje is to the west at the foot of the Aenos about
390 m above sea-level. It has originated from an old valley system, which discharged
south-eastward.
The most peculiar karst phenomenon of the island is, however, the sait water
encroachment in the northern part of the peninsula of Argostolion. In this section
of the neck of land the groundwater level is permanently below sea-level, which causes
42 5

a permanent inflow of salt water into the fissures of the carbonate rock. The then
British tax-collector, STEVENSON, was the first, in 1835, to make use of this phenomenon
for the running of a cornmill by widening out some of the water entrances and closing
up adjacent sink holes. Later a second mil was established several hundred metres
farther south. In the 1930’s the mills fell into disuse; they were totally destroyed by
42 6
- present
brackish water spring
sea bmaavothre
coast line
present 100 rn - rsobath
-»C drrecnon of uramn flow
Fig. 2 - Kephallinia and Ithaka. The results of the colouring experiment 1963.

the catastrophic earthquake of 1953. At present they are being restored to attract
tourists.
Scientists of various countries have endeavoured to explain this phenomenon for
nearly a century. Besides theoretical reasonings, experiments were carried out in order
to ascertain, by means of oil, pieces of wood, colour etc., the places in which the salt
water that disappears in the sea katavothres oozes to surface again. The last of these
experiments was carried out in 1957 by the American, Dr. PANE, who used 40 kg
of fluorescein and small coloured sticks of wood. All these experiments failed.
3. THE RESULTS OF THE HYDROGEOLOGICAL SURVEY
During investigation in the summer months of 1959 and 1961, 243 springs, borings
and wells were mapped out. As far as possible, their yield was measured or estimated,
their water temperature taken, carbonate hardness, total hardness, pH-value and
electrolytic conductivity determined. The results of these physical and chemical investi-
gations were utilized in the form of synoptical cartograms and diagrams and made it
possible to demarcate the coherent hydrogeological areas and especially the brackish
water regions. We can, however, not go into details here.
Apart from a few local groundwater fields in Neogen or Pleistocene sediments,
the main massive of the island is largely waterless. Overfall springs only form where
the water-damming Tertiary deposits extend in front of the foot of the limestone
mountains, as on the southern and south-eastern slope of the Aenos and in the south
of the Kokkini Rachi (“Big Akoli”). The karst water springs accumulate where the
AG €VPH€M/A
I
PHRIDI
-- MELISSANI
KARAVOMYLOC
VLACHATA
I . - . .
O SO 700 150 200 G.D.
Fig. 3 - Diagram of total hardnesses of the brackish water springs in the Gulf of
Sami-Ag. Evphemia.
427

limestones reach the coast in the Gulfs of Sami-Ag. Evphemia and of Livadi. It is
therefore in this latter area, in the laguna named “Kutavos”, near Argostolion, that
we find the largest fresh water springs of the island (one spring yields above 100 i/s),
which also form the basis of the town’s water supply. To the north the spring waters
become brackish, but their yield decreases considerably. There are smaller brackish
water areas at the north end of the Gulf of Livadi.
The largest springs of the island altogether are in the Gulf of Sami. Phridi, Palae-
omylos, and Karavomylos are well-known spring names here. Even during periods of
drought some ofthem yield more than 100 1/s. At the Karavomylos the average summer
yield was more than 300 l/s in August 1963; until the great earthquake of 1953 this
spring was used to run a mill. The elevation of all springs on the coast between Sami
and Ag. Evphemia are around sea-level and these springs are brackish; their salt water
content shows certain local gradations (fig. 3). A larger number of submarine brackish
water springs could also be observed here.
The island’s third brackish water area worth recording is at the bluff near Poros.
The peninsulas of Paiikki and Erisos are hydrologically independent areas.
4. THE COLOUR~NG EXPERIMENT OF 1963
The hydrogeological survey of the island of Kephallinia resulted in a synopsis
of the water occurrences, but left the phenomenon of the sea katavothres of Argostolion
unexplained. On the other hand we hoped that our precise knowledge of the hydrographic
conditions would provide the basis of an experimental solution.
In principle submarine springs and the brackish water springs on the coasts of
Kephallinia had to be envisaged as the points where the salt water, entering into the
peninsula of Argostolion, oozes to the surface again. If the re-surfacing was to be found
in the accessible brackish water springs, our attention was, in view of the quantity of
the disappearing salt water, to be focused first of all on the large spring area in the Gulf
of Sami. Since, however, brackish water springs are normally the result of local circulation
and mixture, our first task was a close investigation this area. Thus, in the
summer of 1961, the Salzburg divers, W. TISCH and A. REISINGER, were employed to
check conditions on the coast between Sami and Ag. Evphemia. But they could nowhere
ascertain any submarine entrance of salt water. It appeared, on the contrary, that in
the whole Gulf there are numerous brackish water discharges also under the surface
of the sea.
Permanent observation of the most important springs of this area was another
preparatory step. This meets with great difficulties in so remote a region. All the more
we have to thank N. NIKOLAKOS, the agriculturist, who controlled for more than a year
the total hardness and yield of Phridi, one of the most important springs in the Gulf
of Sami. Added to our own measurements taken during our experiment in the spring
of 1963, this provided very valuable insight into the interplay of precipitation, yield
and chemistry (fig. 6, 7).
Another question was which method to choose for the explanation of this phenomenon.
As we had to make do with a minimum of staff and apparatus, the use of
radioactive material and the activation analysis method as well as the use of lithiumchloride
had to be counted out. The use of dyed lycopodium spores would have made
observation very simple, as this method involves the control of each spring by means
of a plankton net. It was, however, to be feared that the lycopodium spores would be
filtered off, as large quantities of dulse are continually being washed into the sea
katavothres. Besides, the observation of the springs by means of plankton nets would,
in places, have been jeopardized by the beating of the waves. Therefore we finally
decided on the use of fluorescein (uranin).
428

The attempt at least roughly to calculate the necessary quantity of colour was
extremely difficult, for neither could the yield of the brackish water springs (especially
the submarine ones) nor the presumptive time of passage be determined. Financial
reasons, too, limited the quantity of the available colour. Finally, we chose for standard
the largest known brackish water area, i.e. the yield of all springs of the Gulf of Sami-
Ag. Evphemia. At the time of our investigations, of the 35 springs mapped out in the
coastal area, 25 yielded less than 20 l/c. only three more than 100 I/s. For the winter
months we had been given estimations of 3 m3/s and had been informed of 5 stronger
submarine springs. All our own observations as well as the carefully checked information
tended to justify the suppositon that the late winter yield in this largest brackish
water area of Kephallinia does not exceed IO m3/s. A rough calculation of the interplay
of precipitation, run-off, infiltration, and salt water addition, yielded no higher values.
Fig. 4 - Plan of the northernmost sea katavothre on the Argostolion peninsula.
Of the “Old Mill” destroyed by the 1953 earthquake, only the mill conduit remains.
The whole terrain has been worked on for purposes of tourist traffic. The injection
of 160 kg of uranin wa5 performed at the sinkhole E. M = mill-wheel.
429

Thus we had to reckon with colouring a total discharge of 8.6 mill. m3 of water during
ten days, or 17.2 mill. m3 of water during 20 days, respectively. Therefore a quantity
of 160 kg of uranin (our financial limit) seemed to us to guarantee the ascertainment of
a minimum concentration of With the apparatus at our disposal (UV-lamp)
the uranin could be ascertained without doubt to a dilution of 10-1O. Exact quantitative
gradation of dilution degrees between and by means of comparative solutions
is indeed impossible.
On Tuesday, 26 February 1963, from 14.30 to 17.30 hrs., two native workers, controlled
by the Greek geologists, A. DOUNAS and A. MORIKIS, injected 160 kg Uranin
AP conc. into one of the sea katavothres. The colouring material had been shipped by
Messrs. E. MERCK of Darmstadt, Germany, direct to Kephallinia (via Athens) and
was taken from its original emballage only on the spot. The injection was carried out
by persons that had nothing to do with the observation of the springs. The uranin
was injected by means of a 200 1-barrel, the bottom of which had been replaced by
a dense wire net.
The katavothre thus fed is at the northern point of the peninsula of Argostolion.
Here stood the mill erected by STEVENSON in 1835. The salt water is conducted there
by a stone-walkd conduit, 46m long and, on an average, 2m wide; it sinks off
into the artificially extended fissures and tubes of the Cretaceous limestone. Its present
condition, with the mill-wheel installed for the tourists, can best be seen from figure 4.
The quantity of the inflowing water depends on the fluctuations of the sea-level
(which amount to 40 cm here) and can, according to our observations, range from a
few litres to several hundred ljs. Whenever considerable inflow exceeds the sucking
capacity of the rock fissures, the water level in the sinkholes rises, but never quite to
sea level. To maintain the running of the mili-wheel, sluiceboards have therefore been
installed for the regulation of the inflow. According to our own measurements taken in
the spring of 1963 the greatest level difference was, on complete shutting off, 73 cm.
WIEBEL (1874) gives the maximum difference as 137 cm (4,4 ft.). When the conduit
is closed, it can also be observed that small quantities of fesh water are flowing into the
katavothres from rock fissures.
Besides this main katavothre there are on the east coast of the peninsula numerous
smaller sinkholes scattered over a stretch of about 1 km. We could therefore, in 1959,
observe in this area 10 additional active entrance points, the largest of which received
then 10 ijs. These coastal ponors are, however, subject to permanent change, as we
noticed on later controls. Thus, also the large mil conduits (more than 200 m long) of
the so-called “New Mill” are entirely without water today. Here D. MIGLIARESSI had
in 1859 established a similar mil about 400 m south east of the “Old Mill”.
The west side of the peninsula consists mainly of a bluff of 3 to 5 m in height,
at which, along the gradually eastward-sloping calcareous banks, deep surf holes have
formed. It may be assumed that here, too, are numerous entrance points which can,
however, not be observed under present conditions.
Observations of wells and borings have shown that the phenomenon of a groundwater
level permanently below sea-level can be traced from the northernmost point
of the peninsula to the town of Argostolion. Since contradicting figures have been given
for the level difference and no exact observations of its seasonal fluctuation are known,
we installed at the southern mill, 32 m from the coast, a groundwater gauge that was
adapted to a sea-level gauge installed simultaneously. This device, installed by us at
considerable expense, was intended for the observation of the level differences between
sea and groundwater during at least one year. These long-term measurements would
certainly have yielded interesting information. The headmaster of the Argostolion
grammar school offered to look after the gauges, but unfortunately delivered no
measurements after our departure, so that only our own gauge measurements taken
during the experiment are available (fig. 5). They show that the sea-level fluctuated
430

during that period by 34 cm, which is mainly due to the wind pressure. The tides make
themselves hardly felt in this area and are completely superseded by the swells caused
by the wind. The reduced groundwater level joins in the changes of the sea-level,
but not without a certain retardation. This phase shifting also causes, as far as one
can see, the changes in the level difference, whose minimum was, during the period
of observation, 69 cm, and which rose to a maximum of 96 cm. It has not yet been
Fig. 5 - The difference of the salt water and ground water levels in the north east of
Argostolion peninsula and their fluctuations during the period from March 10
to April 3, 1963. Maximum level difference: 96 cm (March 30, 1963), minimum
69 cm (March 20, 1963).
found out if there are any seasonal changes in the level difference. Measurements
taken in August 1959 showed a level difference of 1,2 m.
The re-emergence of the colour was controlled at the springs in the north and east
of the Gulf of Livadi, the springs on the coast between Ag. Evphemia and Sami and
the spring area of Poros, i.e. at all the brackish water springs worth mentioning,
except the submarine ones. Samples were taken once a day. The samples were subject
to UV-light and tested for traces of uranin in the lavoratory installed at Argostolion.
A total of about 580 samples was tested.
The first traces of colour appeared on 12 March 1963, at a spring about 3 km north
of Vlachata, i.e. about half-way between Ag. Evphemia and Sami. On 13 and 14 March,
the uranin also appeared at the brackish water surfacing south of this spring, especially
in the large springs “Phridi” and “Karavomylos” and in the brackish water lake of
Melissani. The most unequivocal evidence was obtained at a group of springs immedi-
ately north of “Phridi”, where the passing of the colour was as follows:
TABLE 1
The uranin concentrations determined in the spring group north of Phridi”
March i4 1963 . . .
March 15. . . . . .
March 16. . . . . .
March 11. . . . . .
March 18. . ....
March 19. . . . . .
traces
10-10
2.10-9
10-9
10-9
10-10
10-10
March 20 . . . . . .
March 21 . . . . . . traces
43 1

Considering the popularity of the phenomenon of the Sea Mills of Argostolion
throughout Greece it was small wonder that the islanders soon knew of the positive
result of the colouring experiment; during the first days, dozens of interested onlookers
watched the samples being subjected to the UV-rays.
The only other spot showing a concentration of
was the brackish water lake
of Melissani; in all the rest of the 8 colour-positive groups of springs concentrations
were less. The colour-positive groups of springs are scattered over a coastal strip about
3 km long.
The first appearance of the colouring material in the spring group near “Phridi”
occurred 16 days after the injection, the passing of the main part of colour 18 days
after it.
The brackish water springs in the entire area of the Gulf of Livadi as well as those
near Poros remained colour-negative. Observation ceased on 3 April 1963.
When the peak was reached, the colouring material was carried along the 15 km-
stretch from the sea katavothres on the peninsula of Argostolion to the large brackish
water springs on the east coast of the island at an average rate of flow of 34 m/h (fig. 2).
Compared with the flow-rates of the karst waters in Alpine mountain systems or in
the south-eastern European karst areas, this rate seems low; such comparisons, how-
ever, are only partly admissible in view of the completely different hydraulic and
hydrogeological conditions prevailing in those areas. In order to appraise the result
of the experiment, viz. the flow-rate as well as the moderate concentrations of the
colouring experiment, the extraordinary meteorological conditions prevailing at the
time of the experiment and during the previous months must, above all, be taken into
consideration.
The precipitation during October, November and December 1962 (1,026 at Argosto-
lion) greatly exceeded the normal annual total and was certainly much higher stil-
in the upper regions of the Aenos massive. The first months of 1963, too, had extraor
rnm
400.
300.
200.
Fig. 6 - The precipitation curves of the long-term annual mean and of the hydro-
graphical years 1961/2 and 1962/3.
432

dinary high precipitation (January, February and March together 493 mm; cf.
fig. 6). Spring yields of an amount unknown till then were the consequence of those
catastrophic rainfalls, which had been unparalleled in previous decades. The spring
“Phridi”, which was kept under permanent observation for a longer period, showed
an ordinary winter yield of 150-200 I/s; at the time of the experiment the yield was
about 1,5 m3/s. “Karavomylos”, the largest spring of the area, has a summer yield of
about 300 1/s and in normal winters a yield of 1-2 m3/s. At the time of the experiment
there was a yield of about 10 m3/s. Some of the submarine springs, hardly visible as
a rule, showed up in the shape of effervescences on the sea-level.
In this connexion the result of the observation of the chemical composition of the
waters is of great interest. Thanks to N. NIKOLAKOS we have at least a complete series
of hardness measurements taken from July 1961 to November 1962 (fig. 7), supplemented
by analyses made on 25 February and 25 July 1962, which were placed at
our disposal by the Greek Ministry of Agriculture (table 2), and our own measurements
of 1963.
G.D.
110’
100.
90
80.
70
60,
50.
40.
30
- 1959
\ \
\ \
\ \ \
‘\
VI1 VI11 IX x XI XII I II 111 IV v Y1 1/11
Fig. 7 - Diagram of total hardnesses at “Phridi” spring (in German degrees).
Figure 7 shows only negligible changes in the chemistry of the brackish water
springs and thus in their respective proportions of fresh and salt water during the
hydrographical year 1961-1962, which was almost an ordinary year regarding waterbearing
(fig. 6); part of those changes surely result from inexact measuring. On comparing
further the measurements of WIEBEL 1874-indeed very old, but exactly taken-one
is justified in concluding that there occur no great changes in the proportion of fresh
and salt water in the large brackish water springs in the Gulf of Sami-Ag. Evphemia
in normal weather. This normal proportion is 3,s : 1 in the spring group of “Phridi”,
and 6 : 1 at the “Karavomylos”.
The catastrophic rainfall in the winter of 1962- 1963 caused a considerable disturbance
of this proportion (fig. 7); it was 6 : 1 at the time of the experiment in “Phridi”,
and 8,5 : 1 at the “Karavomylos”. From this follows that there are certain limits to
the inflow of salt water, which agrees with the observations made at the sea katavothres.
Regarding the ascertained concentrations of colouring material, it must first be
stated that we had to deal with about ten times the amount of the originally estimated
43 3

434
mwm
mob
mmw
N -, '?
*cow

quantity of water. On the other hand it must be taken into account that high-waters
greatly increase the rate of flow. This means that we greatly overestimated the rate of
flow, owing to our lack of comparative figures. In times of normal precipitation it is
probably only a fraction of what we ascertained at the time of extreme high-water.
Ascertainment of the quantity of colour washed out during the time of the experi-
ment in the colour-positive spring groups under observation was impossible, owing to
the moderate concentrations and the fact that their yield cannot be exactly assessed.
Control of the submarine springs was not possible either.
It is further worth mentioning that the temperature of the brackish-water springs
seems to be extremely constant. Of the "Phridi" spring, the following measurements
were taken:
TABLE 3
Water temperatures of" Phridi" spring
15 August 1959 . . . 15,I"C
2 September 1959 . . 15,I"C
30 July 1961 . . . . 15,I"C
24 August 1961 . . . 15,l"C
24 February 1963 . . 15,O"C
26 March 1963 . . , 15,O"C
It is also remarkable that the water temperature of the largest brackish water spring
"Karavomylos", recorded by WIEBEL 1874 (p. 55) on 4 April 1860, was 14,9 "C, which
is exactly the value ascertained by us on 15 August 1959. As most of the water oozing
in the brackish water springs is fresh water, whose increased proportion in the spring
of 1963 caused no considerable change of temperature, it is to be assumed that the
temperature of the large brackish water springs is conditioned not by inflowing salt
water but by the large karst water body.
5. THE KARST-HYDROLOGICAL EXPLANATION OF THE PHENOMENON OF THE SEA KATA-
VOTHRES OF ARGOSTOLION
The result, suprising at first sight, that the salt water disappearing near Argostolion
flows through the entire main massive of the island and surfaces again on the eastern
coast, which is 15 km bee-line distant, is to be explained by the geological structure
and the karst-morphological development of the island during the Pleistocene.
The main massive of the island consists nearly exclusively of Cretaceous limestones
liable to turn into karst, while the south and west (Gulf of Livadi, Palikki) consist of
water-damming Tertiary sediments.
During the glacial periods the level of the world's seas was reduced by the enor-
mous masses of ice. In the Würm, which ended about 12,000 years ago, this reduction
amounted to about 100 m in the Mediterranean.
A glance at the present-day 100m isobath (fig. 2) shows that Kephallinia and
Zakinthos formed a continuous complex during the Würm, while Ithaka was even
then separated from Kephallinia by the sea. In the centre of the Gulf between Ag.
Evphemia and Sami the present 100 m isobath closely approaches the present-day coast.
The Gulf of Livadi, however, today with a maximum sea depth of 28 m, was land in
the Würm and formed a flat and compact trough, on whose watertight basis brooks
could gather, which found a subterranean outlet through the karsted main massive
to the lower level of the coast in the Gulf of Sami. This was then the natural drainage
through the karsted mountainous body to the coast, whose level was about 70 m lower.
435

Such conditions are by no means extraordinary, but are to be found even today in
many karst areas of the world; Yugoslavia’s numerous poljes are among the finest
specimens. There the drainage along the fissures of rock often covers more than 50 km
of subterranean waterways.
After the end of the Pleistocene and the following rise of the sea-level the low-
altitude waterways of Kephallinia were filled with salt water. The rainfalls that sink
into the main massive today still drain off mainly to the east, owing to the general
eastward-sloping of the Cretaceous limestone banks. These great quantities of fresh
water make, together with the old waterways, for those hydraulic factors that will
be discussed in the course of the physical explanation below.
The deliberations presented here are supplemented in a rather interesting way by
the investigation of stalactites from the sunk doline of Melissani near Vlachata. In
this there is a brackish-water lake, whose level is only a little above sea-level. In 1961
we managed to have stalactites hanging from the walls of subterranean caves brought
up from a depth of 3 m and 26 m respectively below sea-level. The age of these stalac-
tites was determined by the Zweites Physikalisches Institut of Heidelberg University
by means of C-14 treatment. The age of the stalactite that was taken from a depth of
3 m was determined as 16,400 & 300 years, while the stalactite from a depth of 26 m
was found to be 20,400 =k 500 years old. This is another piece of evidence, obtained
by means of absolute age ascertainment, for the eustatic reduction of the sea-level
of the Mediterranean during the last glacial epoch, evidence, which in geological
research can only be obtained under extremely fortunate circumstances. For carrying
out the age determination we are very much obligcd to Dr. K. O. MUNNICH.
We are aware of the fact that in this area positive as well as negative shiftjngs of
the shore up to the most recent geological epochs may well have tectonic causes.
The numerous earthquakes are evidence of this instability. In view of the amount
of the eustatic level fluctuations these tectonic movements are, however, likely not to
have changed the principle of the development outlined above. We know many extreme-
ly karsted horizons, today below sea-level, in the carbonatic mountain systems of many
Mediterranean coastal areas. They could be ascertained, among other investigations,
by numerous borings, carried out by the Institute of Geology and Subsurface Research
in Athens in the Gulf of Corinth and on the south coast of the Peloponnesos in depths
of 10-20, 25-30 and about 80 m.
6. THE PHYSICAL EXPLANATION OF THE PHENOMENON
Of the submarine karst ways, ascertained by the colouring experiment, the genesis
from the eustatic sea-level reductions during the glacial periods could be reconstructed
beyond doubt; but the hydraulic aspect of the workings of the sea katavothres needed
physical explanation. This problem was taken up and solved by Dipl.-Ing. H. BERGMANN
and Dipl.-Ing. Th. GLANZ (Technische Hochschule, Graz) theoretically as well as by
the construction of a model. As these calculations and constructions cannot be demonstrated
here, we refer to a special paper by Th. GLANZ published in the “Steirische
Beiträge zur Hydrogeologie”, year 1965.
As the above-mentioned analyses show, the fresh water-salt water proportion of
the large springs in the Gulf of Sami normally varies from 6 : 1 to 3,5 : 1. The main part
of the water masses surfacing here comes therefore from the towering mountain massive
extending between the Amos (1,628 m) and the Ag. Dynati (1,131 m). The storage of
winter rainfalls in this extensive mountain system also explains the high yield values of
the coastal springs in summer and the relatively low water temperatures with their
nearly constant figures throughout the year.
436

In a karsted mountain system the number of waterways decreases from the surface
to the lower regions; the same is true of the sum total of the cross-sections of the karst
tubes through which they flow. That means, however, that the rate of flow of the
draining-off waters increases with depth. Therefore potential energy is progressively
transformed into cinetic. if these karst tubes reach below sea-level, pressure heads may
occur in narrow places, heads that are, however, below sea-level. If in such a place
there is a connexion (of a larger cross-section) with the open sea, salt water flows in.
If the point of its entrance is below the sea surface, it wil normally be inaccessible to
observation. As the sinkholes of the Sea Mills of Argostolion are, however, about 20 m
distant from the shore, the level in these sinkholes indicates, when the conduits are
closed, the piezometric head of the karst tube through which the salt water flows.
This level also coincides with the general groundwater level at the east coast of the
Argostolion peninsula. The pressure head occurring here results from the still lower
pressure head at the entrance point of the fresh water tubes into the salt-water-bearing
base tube and from its friction losses. Thus this phenomenon can be called a natural
ejector working on the principle of the water jet pump (fig. 8).
Fig. 8 - Scheme of hydraulic working of the “Sea-mills of Argostolion”.
K = Schematic karst water body, in reality flowing along numberless clefts.
- .- .- Energy gradient
__-- Hydraulic gradient
.m Zone of hydraulic gradient below sea level
vi 9 v3 > vz
This also offers a natural explanation of the occurrence of brackish-water springs
in the Gulf of Sami, below, at, and above sea-level. For in an ejector there is a decrease
of pressure at the entrance point of the pressure water into the bigger tube, but an
increase of pressure behind it. Thus, the mixed water is lifted. This principle has been
used for decades for the lifting of water.
Of former authors, who dealt with the problem of the Sea Mills, FOUQUE 1867,
LEHMANN 1932, MARKETOS 1963 and WIEBEL 1874 endeavoured after a physical explanation
of the phenomenon. While the three first-mentioned argued in favour of a re-emergence
of water on the west coast, WIEBEL was the only scientist to envisage the possibility
of a connexion with the large brackish-water springs in the Gulf of Sami.
437

REFERENCES
FOUQU~, F. 1867. Rapport sur les tremblements de terre de Céphalonie et de Mételin
en 1867. Archives des missions scientifiques et littéraires, publié sous les auspices du
ministère de l’instruction publique, vol. 4, pp. 445-482. Paris.
GLANZ, Th. 1965. Das Phänomen der Meermiihlen von Argostolion. Eine hydraulischphysikalische
Betrachtung. 14 p. (Steirische Beiträge zur Hydrogeologie, no. 17).
Graz.
LEHMANN, O. 1932. Die Hydrographie des Karstes. 212 p. (Enzyklopädie der Erdkunde,
no. 6b). Wien.
MARKETOS, S. 1963. Fresh Water of Kefallinia Islands and the Phenomenon of the
Sea Mills near Argostolion. Zonios Echo. no. 213, pp. 23-24. Athens.
MAURIN, V. and ZOETL, J. 1960. Karsthydrologische Aufnahmen auf Kephallenia
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Lthens.
(Mémoires de l’Académie
REGz,-C. 1955. Di; vorneogene Stratigraphie der normalsedimentären Formationen
Griechenlands. Athens.
WIEBEL, K. W. M. 1874. Die Insel Kephallenia und die Meermiihlen von Argostolì.
Hamburg.
43 8

ABSRACT
SALT-WATER ENCROACHMENT OF
TERTIARY LIMESTONES ALONG COASTAL
SOUTH CAROLINA
George E. SIPLE (+)
Limestone of middle Eocene to early Miocene age and clastic sediments of Pale-
ocene to early Eocene age constitute the major water-bearing Tertiary formations along
coastal South Carolina which have been invaded during Recent and past geologic
epochs by sea water. Deposits of low regional dip, characterised by low permeabilities
and ground-water gradients and attended by sluggish circulation, are probably dis-
charging water of Pleistocene or earlier age. Upper zones of Eocene limestones, incised
by estuaries during Pleistocene and Recent time, are now subject so salt-water encroach-
ment. Encroachment is also thought to occur along the sub-sea contact of the Eocene
and Oligocene deposits. The most extensive encroachment recognized at the present
time occurs both in limestones of Tertiary age and clastic beds of Cretaceous age
extending in an arcuate belt from the Beaufort Basin to areas adjacent to the Cape
Fear Arch. These artesian aquifers have fresh-water heads ranging from altitudes of
-3 meters to +49 meters and maximum chloride concentrations of about 8,500ppm.
RESUME
Infiltration de l’eau de mer dans les calcaires tertiaires le long de la côte de la Caroline
du Sud
Des calcaires étagés de l’éocène moyen au miocène inférieur et des roches clastiques
allant du paléocène au début de l’éocène constituent les principales formations tertiaires
aquifères qui longent la côte de la Caroline du sud et qui, au cours des ères géologiques
passées et récentes, ont été envahies par l’eau de mer. Des sédiments à pendage local
faible, caractérisés par une faible perméabilité et par un faible gradient hydraulique et
dans lesquels la circulation de l’eau est lente, libèrent probablement de l’eau issue des
couches pléistocènes ou d’un âge plus ancien. Des zones supérieures constituées de
calcaires éocènes, entaillées par des estuaires au pléistocène et à une époque récente,
sont maintenant exposées à des infiltrations d’eau de mer. On pense aussi que des
infiltrations peuvent se produire à la surface de contact sous-marine des dépôts éocènes
et oligocènes. Les infiltrations les plus importantes connues à l’heure actuelle affectent
des calcaires tertiaires et des roches clastiques crétacées dont la zone s’étend en un arc
du bassin de Beaufort aux régions voisines de Cape Fear Arch. Dans ces nappes arté-
siennes, la charge piézométrique de l’eau douce est comprise entre -3 et -49 mètres.
La concentration maximale en chlorure est de 8.500 ppm.
Structurai features affecting the salt-water encroachment of Tertiary limestones in
$e Beaufort area include a dome designated as the “Burton High” and an inferred
hinge line” considered as correlative with a steepening of the basement platform,
recognized in other areas of the Atlantic Coastal Plain.
INTRODUCTION
Salt-water encroachment, as defined herein, is that condition wherein the dissolved
chloride concentration of ground water in any specific aquifer exceeds that normally
found in the same aquifer at points distant from present coastal areas and where
unrestricted flow conditions exist. The threshold concentration is arbitrarily selected
here as 250 ppm (parts per million), although it is also recognized that lesser concen-
trations of chloride might also be considered as exceeding those characteristic of
exclusively fresh-water aquifers, and thus indicative of salt-water encroachment.
(*) U. S. Geological Survey, Columbia, South Carolina.
43 9

The purpose of this paper is to describe in general terms the regional geologic and
structural factors affecting the encroachment of salt-water into limestone aquifers of
Tertiary age in South Carolina, and to indicate the geohydrologic environment
peculiar to this encroachment.
Geologic and hydrologic studies of coastal areas by the U.S. Geological Survey,
conducted in cooperation with the United States Navy and the South Carolina State
Development Board, were the source of the data presented herein.
Phosphatic and calcitized limestones of middle Eocene to early Miocene age and
phosphatic sands of Paleocene to early Eocene age comprise the principal water-
bearing units of Tertiary age along coastal South Carolina that have been invaded
during Cenozoic time by saline waters advancing from the sea.
The principal factors influencing the location and extent of salt water encroachment
are : (1) the distribution and structure of geologic units containing the water-bearing
beds; (2) differences in permeability among all units in the stratigraphic column and the
range in static fresh water head among the separate aquifers; (3) present and historical
ground-water gradients and their resultant effect on the extent of flushing; (4) incisement
of confining beds by comparatively deep streams or estuaries; and (5) the depth of any
specific aquifer with respect to present sea level.
A system of water-table or unconfined ground water circulation prevails in those
parts of the limestone in or near outcrop areas in the upper coastal plain, whereas a
system of artesian circulation is characteristic of these aquifers in the lower coastal
plain. Some exceptions occur, as for instance in central Beaufort County, where
recharge is effected from the overlying water table reservoir, moving through the con-
fining beds to the artesian aquifer below. Similar instances of water-table circulation
may also occur in other parts of the lower coastal plain.
Maximum chloride concentrations of about 2,500 ppm have been determined from
the water in the limestone aquifer at Parris Island, where present-day sea water is
thought to be encroaching into the aquifer at shallow depths. In the deeper part of
the aquifer (400-600 feet or 125-115 m) the high chloride concentration is thought
to be derived from old sea water entrapped with the sediments during their deposition
or subsequently intruded by sait-water accompanying inundation of the foreland during
Pleistocene time.
Limestone Aquifer
STRATIGRAPHY
The principal area of limestone occurrence is a modified triangular area in the
southern part of the Coastal Plain (fig. 1). The outcrop area of the oldest and most
extensive limestone unit, the Santee Limestone, forms an arcuate belt approximately
twenty-five miles wide extending across the north and northwestern edge of this area.
Using the altitude of the top in the Santee Limestone at Bowman, Charleston, and
Walterboro, S. C., the strike of this surface is calculated to be about N81 “E and the dip,
7.8 feet per mile (1.5 m/km), towards the south and southeast (coastward) leading to a
basinal structure in the general vicinity of Savannah, Ga. The dips of younger beds are
usually very gentle, barely exceeding that of the land surface.
The principal limestone deposits in South Carolina include the Santee Limestone
of middle Claiborne (Lisbon) age and/or the Castle Hayne Limestone of late Claiborne
(Gosport) age. Although this limestone sequence has been assumed to be continuous
with that comprising the “principal artesian aquifer” of Florida and Georgia (Callahan,
unpublished report, 1961 ; Stringfield, personnal communication, 1962; Counts and
Donsky, 1963; McCollnm and Counts, 1964), this continuity is based upon an apparent
siniilarity in hydrologic and rock-stratigraphic parameters. The sequences are not
440

2' 81'
1
SCALE
80 79'
I l
EXPLANATION
Areas underlain in Pa* by
,- ILO OU ET ERS Tertiary limestone having about
IQ0 feet or less of overburden Ì
J
82'
I
81
l
8V
" ~ i n line p " separating foreland
area (NW) from miogsosvncline (5
,
79"
Fig. 1 - Areal distribution of Tertiary limestone units in South Carolina.
correlative on a time-stratigraphic basis, the greater part of the limestone in South
Carolina being older (Claiborne) than adjacent limestones in Georgia, which are
predominantly Jackson in age (fig. 2). Comparatively thin limestones of Eocene age
occur beneath a mantle of Oligocene to Pleistocene clastic sediments, and extend
northeastward from the outcrop area to the southern limb of the Cape Fear Arch,
above which they were either never deposited or subsequently eroded. Limestone
deposits of similar age and lithologic composition re-occur on the northern limb of the
,\$>,"'
44 1

Arch and continue northeasterly across the lower part of the North Carolina Coastal
Plain.
Beds of limestone, shell hash, and sand having low regional dip and possessing a
sluggish ground-water circulation are, at the present time, discharging unflushed or
incompletely flushed brackish waters that were deposited contemporaneously with the
sediments during earlier geologic epochs. The poor circulation is thought to result from
a combination of factors including low permeabilities or very slight ground water
gradients.
Stratigraphic position may also be a condition of salt-water encroachment in wells
in the Charleston area. Here, salty or brackish water has invaded aquifers in all strati-
graphic units from the surficial sands down to the Black Creek Formation (of Austin
and Taylor age) in which fresh water occurs at depths of from 1,500 to 2,000 feet
(460-600 m). Fresh water also occurs at shallower depths - depending upon the well
location with respect to salty tide water, depth of casing, and intensity of pumping.
Many wells in the Charleston area, drilled to depths of about 500 feet (152 m), are
cased only part way, usually a few feet, into the Cooper Marl. A large proportion of
these wells yield brackish water. One possible reason for their contamination is that the
contact between the Cooper Marl and the Santee Limestone, at about 250 feet (76 m)
below mean sea level, might represent a zone of accelerated solution, whose greater
porosity and permeability might facilitate the conductance of brackish or salty water.
Wells not cased through this zone might thus enhance the degree of salt-water encroach-
ment throughout the aquifer in surrounding areas.
Many of the major streams crossing the Coastal Plain discharge at present into
estuaries of a sea-island geomorphic environment characteristic of the area extending
between Charleston, S. C., and Savannah, Ga. During interglacial stages, these streams
CU: down through the confining beds overlying the shallow Eocene and Oligocene
limestones, thereby affording a means of salt-water encroachment into the underlying
aquifers.
Conjîning Beds - Cooper Marl and Hawthorn Formation
The principal confining bed for the limestone aquifer north of a line positioned
approximately along the 33rd parallel (fig. 1) consists of the Cooper Marl of Oligocene
age. This unit is comprised of tan to greenish-brown, phosphatic, foraminiferal marl.
On the basis of the altitudes of the limestone in the quadralateral area formed by
St. George, Santee Falls, Charleston, and Hollywood, S.C., the strike of the Cooper
Marl lies in an approximate direction of N31"E ond the dip is about 2.9 feet (0.6 m/km)
per mile to the southeast. South of the 33rd parallel the Hawthorn Formation of middle
Miocene age serves as the confining bed for the limestone. This unit consists of phospha-
tic clays and siltstones together with fuller's-earth-type clays and comprises the southerly
outcropping Tertiary unit in the State.
STRUCTURE
Structural features of the principal limestone bed in the southern part of the South
Carolina coastal area (fig. 3) also influence the occurrence or extent of sait-water
encroachment in this aquifer.
Thus, the generally predominant southern to southeastern dip of these limestones
from their outcrop area towards the coast is interrupted by an apparent anomolous
feature in eastern Beaufort County where the top of the limestone comes within 33 feet
(10 m) of the ground surface and from which a component of dip has been observed
from almost all directions, indicating the presence of a local high or dome of limestone
in this general area. For purposes of identification, this feature is designated the
443

“Burton high” in this report, after the nearby town of that name. To the north, south,
west, and southwest, the limestone occurs at greater depths and this in a general area
which, for older units of the stratigraphic section, is characterized by a negative or
basinal structure - variously described as the Beaufort Basin (Richards and Straley,
1953), East Georgia Basin, or Southeast Georgia Embayment (Stringfield and LeGrand,
1964). A pronounced basinal area to the north and west of this high coincides in part
with the probable depositional basin for the Cooper Marl. The presence of a dip towards
the west and southwest together with a similar direction of hydraulic gradient (brought
about by pumping in the Savannah area) enhances the movement of salt-water in that
direction.
The presence of a limestone of Claiborne age to the northwest of Parris Island on
the South Carolina side, in juxtaposition with adjacent limestone of Jackson age to the
southwest in Georgia, may be attributed to structural discontinuities in lieu of the time-
stratigraphic succession indicated above. Thus faulting might account for the abrupt
disappearance of approximately 400 feet (122 m) of Jackson deposits in the Port
Royal Island area, adjacent to Parris Island. Faulting has been attributed to similar
discontinuities of Stratigraphic units to the southwest in the central or north-central
Georgia Coastal Plain. However, if faulting has occurred in this section of middle to
upper Claiborne equivalents in lower South Carolina, analogous discontinuities are not
clearly evident for older formational contacts in the stratigraphic column, meager or
limited as the data concerning these might be. In addition, although in some areas
faulting might facilitate the movement or encroachment of water, in others it might
function as a barrier to such movement. In general it might be said that faults would
affect water circulation through the limestone in a manner similar to that effected by the
presence of joints or other linear fractures in the rock.
It is suggested herein that the rather abrupt steepening of dip for the Ocala Lime-
stone (of Jackson age) in this area is coincident with the presence of a “hinge line” or
flexure separating the foreland area (to the northwest) from a miogeosynclinal basin,
the latter forming an open-marginal type of basin characteristic of the “moble belt”
structual sequence proposed and described by Weeks (1952; 1959) for the Paciñc areas.
Thus this hinge line is probably coincident with a steepening in slope of the basement
platform observed elsewhere on the Atlantic Coastal Plain, exlusive of the South
Carolina Coastal Plain (Siple, 1959). The structural downwarping which thus began in
pre-Triassic time is evidenced as continuing here as late as late Jackson and post
Jackson time.
The Cooper Marl, once considered a time-stratigraphic equivalent of the Ocala
Limestone, was probably either never deposited in the Beaufort area or else had been
removed by erosion before deposition of the Hawthorn Formation. The divergent
alignment between axes of the postulated depositional basins (either transgressive or
regressive) for the Cooper Marl and the Santee Limestone is indicated in a general
manner by the disparity between their strike directions (given above). Based on these
indications and the fact that a structure section parallel to the coast shows the axis
for the depositional basin of the Cooper Marl to be located in the Charleston area. The
probabilities are that this formation was never deposited in Jasper and Beaufort
Counties to the south.
Permeability of Limestone Aquifer
HYDROLOGY
Hydrologic factors considered to have influenced the extent of salt-water encroach-
ment in Tertiary limestones include the primary and secondary permeabilities of the
aquifer itself, the permeabilities of intervening or confining beds (generally clays),
the varient static heads of fresh waters among separate aquifers of the stratigraphic
44 5

column and the steepness of present and historical ground-water gradients throughout
these aquifers. Of additional significance in water-table aquifers is the depth of any
specific discharge point (well screen) with respect to sea level.
The primary permeability of the limestone is, of course, indeterminant but probably
not inconsequential. Shallow deposition of skeletal remains and recrystallization
following some compaction probably facilitated the formation of porous or vuggy zones
in the rock. Where the limestone was later covered by comparatively thin deposits, and/
or when the land mass was subsequently elevated (or the sea level lowered) ground water
circulation would increase, resulting in the development of secondary permeability by
solution. The development of secondary permeability begins in the recharge areas,
extends through the intermediate areas of the aquifer, and terminates at points or areas
of discharge. The initial cause of secondary permeability is attributed largely to theeffects
of diastrophism by which fracture systems such as joints and faults are developed in the
rock and subsequently enlarged by solution.
The transmissibility (Theis, 1935) of the limestone aquifer as calculated from data
obtained during pumping tests in the vicinity of Burton in Beaufort County ranged from
25,000 to 90,000 gpd/ft (gallons per day per foot). At a site approximately midway del
“be” between Burton and Savannah, in eastern Jasper County, similar tests indicated a
transmissibility of about 350,000 gpd/ft whereas in Savannah the coefficient was calculated
to be approximately 250,000 gpd/ft (Warren, 1944).
The greatest volume of discharge through wells is concentrated in the immediate
vicinity of Savannah, resulting in the development of a cone of depression, centered
in that area, with drawdown and pumpage diminishing at proportionately greater
distances from Savannah. A similar but less extensive cone of depression has developed
in the Burton well field (fig. 4), located on Port Royal Island in central Beaufort
County. Logically, onel might expect that areas of concentrated discharge might be
roughly coincident with those in which pumping tests indicate the aquifer to be high in
transmissibility or permeability. This is not apparent however from the data available.
The coefficient of transmissibility is much higher north, east, south, and southeast of
Savannah than at Savannah (Counts and Donsky, 1963). The coefficient of transmissibility
(T) varies directly with the thickness of the aquifer (m), and therefore higher
values of T should be expected in areas coincident with greater aquifer thickness. This
holds true in the general sense to the extent that both m and T appear to increase in a
southwestward direction. Values of permeability (Tim) are not so easily reconcilable -
one reason being that the definition of ’m’ must be assigned on an arbitrary basis and is
therefore subject to a considerable range of values. In the Burton area, where the permeable
zone of the aquifer may have a thickness as little as 50 feet (i 5 m) or as high as
250 feet (75 m), the permeability might range between 100 and 1,000 gpd/ft2 (gallons
per day per square foot) with an estimated average being about 500 gpd/ft2. In the area
immediately west of the Broad River, where T = 350,000 gpd/ft, the thickness is
estimated at 200 to 400 feet and the permeability to range from 800 to 1,800 gpd/ft2.
Counts and Donsky (1963) assigned an average permeability of 400 gpd/ft2 for the
Savannah area and 970 gpd/ft2 for an area about 15 miles east of Savannah. Thus, the
larger values for permeability of the aquifer do not appear to coincide with those areas
in which the greater discharge is taking place and congruently where the greater amount
of solution should be taking place. It is apparent then that other factors, probably
including differences in the lithology of the aquifer, different concentrations of sulfides,
and the range in thickness of the confining bed, and thus indirectly a range in the COZ
pressure, collectively account for differences in the development of secondary permeability
by solution.
The coefficient of storage as determined by the non-equilibrium formula was calculated
at .O001 in the test at the Burton well field, .O005 (average) from the test in eastern
Jasper County, and ,0003 in Savannah (Counts and Donsky, 1963).
446

447
N
m

Another method of determining this coefficient was adapted from Jacob (1940),
who used this formula :
where, S = the coefficient of storage, Vo = the specific weight of water at a reference
temperature, 8 = the porosity, rn = the thickness of the aquifer in inches, B = the
bulk modulus of compression of the water, and B.E. = the barometric efficiency.
The same paper shows the sum of the barometric efficiency and the tidal efficienty (T. E.)
to be unity, so that knowing the tidal efficiency, the value of S can be computed. Thus,
for well BFT-123, the tidal efficiency was measured at 0.35 and thus
-
------= 1
1 - 1
1.54
B.E. 1 - (T.E.) 1 - 0.35
and
S = (0.0361) x (0.35) x (200 x 12) ~ (1.54) = 1.55 x loe4 [ 300,000]
where the porosity is estimated at 0.35 and the thickness assigned a value of 200 feet
(61 m).
Solution of Limestone
Solution takes place in varying intensity throughout this system, assuming the
circulating waters remain unsaturated with respect to calcium carbonate.
The degree of solution is a function of such parameters as the lithologic composition
and primary permeability of thelimestone, extent of water circulation, water volume and
temperature, time and areas of contact, polarity of solvent, and the carbon dioxide
pressure.
Under normal conditions, the partial pressure of COZ in the atmosphere (at 16°C)
would dissolve about 85 ppm of CaC03. Inasmuch as the calcium carbonate concentra-
tions of most ground waters circulating through limestone may be as much as six
times as great, there must be additional enrichment of COZ in order to accomplish this
solution. The principal causitive factor is considered to be the COZ content of the
overlying soil. The COZ exerts pressure on the water passing through the soil to an
extent several hundred times as great as the pressure of COZ in the air (Swinnerton,
1949). This, in effect, increases the solubility of the CaC03.
The solubility of circulating ground water may also be increased by the presence
of acids in the water, generated by bacterial decomposition; the oxidation of carbo-
naceous matter below the water table provides additional COZ.
One might expect the development of solution cavities to take place more readily
in those areas where (1) ground-water circulates rapidly, or (2) the solute is least
saturated in CaC03. These situations are likely to develop in discharge areas and recharge
areas, respectively. Theoretically at least, in areas of comparatively high discharge,
as for example those areas peripheral to Savannah, Ga., or Beaufort, S. C., the continued
increase in well discharge should have enhanced the development of solution cavities
as a feature of secondary permeability; but this development apparently has been
concentrated in the more shallow or upper regions of the limestone. At greater depths
the limestone becomes less porous (and less permeablej and the rock consists more
nearly of a soft marl than a compact limestone.
Natural and Artificial Ground-water Gradients
Figure 4 shows the piezometric contours as interpreted for the principal artesian
aquifer in southern South Caroliria during the summer of 1959.
448

The original piezometric suface in this area was controlled chiefly by the distribution
of recharge and natural discharge. Under these conditions the ground water probably
flowed generally from southern Hampton and northern Jasper and Beaufort Counties
toward the Parris Island-St.Helena Island area where natural discharge from the
limestone aquifer occurred as submarine springs or effluent seepage into the estuaries.
The slope of the hydraulic gradient and the convergeance of flow lines on piezometric
maps (Warren, 1944) representing conditions in the Savannah area for about 1880
confirm this assumption. The gradients indicated on this map ranged from about 1 foot
per mile (0.2 mjkm) in the Savannah area to 4 feet per mile (0.8 m/km) in the northern
part of Beaufort County.
Figure 4 indicates the extent to which pumping at Savannah, Ga., and Beaufort,
S. C., during modern times has affected the configuration of this piezometric surface.
The most pronounced effect results from the pumping at Savannah, where the lowest
point in the cone of depression occurred during the period 1959-1962 and was reported
(Counts and Donsky, 1963; McCollum and Counts, 1964) as 120+ feet (37 m) below
mean sea level. In Beaufort County, the cone of depression, caused by pumping at the
Burton well field, extended slightly deeper than the - 10 foot (- 3 m) contour. A map
of the piezometric surface for the Savannah area, prepared from the water levels
measured in 1961 (McCollum and Counts, 1964) shows an outward expansion of the
Savannah cone in the South Carolina area to accomodate about an additional 5 feet
(1.5 m) of drawdown. (The pumping rate in the Savannah area was about 62 million
gallons per day.) All contours below the zero contour appear to have been affected.
The seeming stabilization of this contour suggests possibly a confirmation of the
postulated recharge in the Broad River-St. Helena Island area.
The small piezometric high (fig. 4) in the area northeast of Burton on the Marine
Corps Auxiliary Air Station is interpreted as an effect produced by absence of a confi-
ning bed (due to stripping during post-Eocene time) coincident with a higher head in
the overlying water table aquifer (than in the underlying artesian aquifer) - and thus
a local recharge to the limestone.
Incisernent of Confining Beds
The stratigraphic position of the limestone at comparatively shallow depths in the
sea island environment of coastal Beaufort County enabled discharge to occur,
under natural or undisturbed conditions, by leakage from the limestone into the
estuaries, there being a natural gradient in that direction. However, subsequent to
increased utilization and development of the aquifer by pumping, the gradient was
(at times) reversed when the artesian head declined to a position near or below mean
sea level, allowing salt-water encroachment to take place in the upper part of the aquifer.
Long-time residents of the Beaufort area reported that many years ago water “boils”
or submarine springs had been sighted in the vicinity of Port Royal Sound. An attempt
to check these by areal photograph interpretation and actual flying over the area failed
to substantiate any present-day occurrence of these springs.
WATER QUALITY
Chemical Composition of Natural and Contaminated Water
For all practical purposes, the principal water-bearing beds in coastal South Caro-
lina can be grouped into two major aquifer Systems - the phosphatic, glauconitic and
quartoze sands of the Cretaceous System and the limestone and glauconitic, pyritiferous
sands of the Tertiary System. Waters circulating through the Cretaceous formations are
449

characteristically of the sodium bicarbonate type, very soft, and high in fluoride; they
have a p H of 8.0 or higher.
Most ground waters in the Tertiary System are circulating through beds of limestone
or dolomitic limestone and the solution of these calcium and magnesium carbonate
rocks controls the chemical composition of the water. Characteristically, this composi-
tion reflects a calcium-magnesium-bicarbonate type water - moderate to very hard,
O c
=
._
.- - 6
E
tJ
- 5
. ,"
-
wc -
ln
._ $
w"-
- 12
- 11
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- 9
- 8
- 7
- 4
- 3
- 2
- 1
i o
CHN-IO1 GHN- 58
- 38
- 36
- i8
- 13
- 3
CHN-108 BFT-22 EFT-108
Fig. 5 - Composition of fresh waters (CHN-101, BFT-22) in the Tertiary limestones
of coastal Sonth Carolina contrasted with waters from the same aquifer after
salt-water encroachment (CHN-58, BFT-108) and contaminated water of the
Tertiary sand aquifer (CHN-108).
450

approximately neutral in pH. In some places the water contains excessive amounts of
dissolved iron or objectionable amounts of hydrogen sulfide gas.
Typical compositions of ground waters from selected wells in the limestones of
Tertiary age are indicated in figure 5. These wells range from 60 to 300 feet in depth and
are located in the southern coastal area. The figure shows the effect of salt-water
encroachment on thenormally low chloride water found in the aquifer. Some of the sand
aquifers of early Tertiary age(under1ying the limestone) have also been subject to saltwater
intrusion both in this area and in the coastal area extending northward towards
Georgetown, S. C. The chemical composition of water from these aquifers is not readily
differentiated from that typical of the Upper Cretaceous formations because it also is
a sodium bicarbonate type. However, some differentiating criteria may be found in the
greater percentage of calcium and sulfate ions in the water from the Tertiary sands. In
addition it is usually harder and more acidic. The typical composition of this water is
indicated in figure 5 by the diagram representing water from well CHN-108. The
aquifer at this point has been subject to salt-water encroachment and the chloride
concentration of the water sampled at this test was 744 ppm.
Salt-water Eitcroachment it2 Tertiary Limestone
The fresh water, salt-water interface is not usually a sharp line of contact but
rather a zone of measurable thickness, and generally referred to as a zone of diffusion.
Early investigators (Ghyben, 1889; Herzberg, 1901) attributed the distribution of
fresh-water, salt-water heads in coastal areas to the hydrostatic balance between the
two fluid densities. Inasmuch as the average specific gravity of sea water is about 1.025
and fresh water about 1.0, they reasoned that the fresh water and the salt water were in
equilibrium and that a vertical column of salt water 40 feet (12.2 m) high balanced a
longer column of fresh water 41 feet (12.5 m) high, giving rise to the general 40 to 1 rule
where one foot (0.3 m) of fresh water head above sea level in an unconfined aquifer wil
balance a column of fresh water 40 feet (12.2 m) deep before the contact between the
fresh and salt water is reached.
The Ghyben-Herzberg principal assumed a steady-state balance between fresh water
and salt water in the coastal aquifers (fig. 6). However, it has been demonstrated
(Hubbert, 1940; Senio, 1951; Todd, 1953) that a state of dynamic equilibrium must be
in effect at the interface else there would be no way for the fresh water to discharge
into the sea. Cooper (1959) describes a movement of salt water from the floor of the sea
into the zone of diffusion and back to the sea, the head losses which accompany the
landward flow tending to lessen the extent to which the salt water occupies the aquifer.
The motivating force for this mechanism is attributed to dispersion - a convective
process involving the mechanical transfer of one fluid into the region of another plus
the effects of molecular diffusion. This may account for the discrepancy, noted in
several areas, between the observed depth to the salt-water interface with that computed
by the static-balance principal (Ghyben-Herzberg). Nonetheless, this principal provides
a fairly accurate approximation of the depth to the interface.
Salt-water encroachment in limestone (and sand) aquifers of Tertiary age has taken
place throughout Tertiary and Quaternary time and is a current phenomenonalong the
South Carolina coast. Unflushed sea water intruded contemporaneously with sedimen-
tation (or at any successive time) and is considered reponsible for the more inland
occurrence of high-chloride water, extending 30 to 50 miles from the coast in the Loris,
Charleston,and Beaufort areas. These areas are associated with negative structural ele-
ments which resulted in the formation of basins in which younger Tertiary and Quater-
nary sediments were deposited.
The most serious effect of salt-water encroachment on potable waters is that
affecting the limestone aquifers of Tertiary age in the area between Charleston and
Beaufort, on the southern part of the South Carolina coast. In the vicinity of Parris
45 1

Island, Beaufort County, salt-water enters the Eocene limestone in the surrounding
estuaries when the piezometric head is reduced to sea level or below. In the lower part
of the aquifer the brackish to salty water is attributed to the presence of geologically
older sea water which at the present time remains unflushed from the sediments.
N
t
J
Scale
IO O 10 20 30 Miles
C I i
Fig. 6 - Areal distribution of maximum observed, or interpolated, chloride concen-
trations in aquifers of the post-paleozoic sediments in coastal South Carolina.
On Parris Island proper, the upper part of the limestone (first 50 feet-15.2 m)
contains water with a chloride concentration slightly in excess of 2,000 ppm. However,
a short distance to the south, on Hilton Head Island, waters of similar salinity do not
occur above a depth of about 600 feet (183 m). On Port Royal Island, Ladies Island,
and St. Helena Island fresh water can be obtained at depths of about 100 feet (31 m),
although in these areas heavy withdrawals from wells located in close proximity to the
surrounding estuaries are likely to induce salt-water encroachment. So far as is know,
no additional fresh water occurs in the stratigraphic section at Parris Island until
depths of about 2,600 feet (793 m) to 2,800 feet (853 m) are reached, where waters from
the base of strata of Austin age and from the top of the Tuscaloosa Formation (fig. 3)
contain chloride ranging from 15 to 70 ppm. Beyond this depth brackish to salty water
452

is again present in the sands to a depth of 3,454 feet (1,065 m), the greatest depth
penetrated by this or any other well in the State. The highest chloride Concentration of
any ground water in this area, 8,500 ppm, was analyzed from a water sample obtained
from the middle Eocene sand at 900 feet (274 m).
REFERENCES
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453

CONTRIBUTION TO THE STUDY OF THE INVASION
OF AQUIFERS BY SEAWA’JXR
SUMMARY
R. HAZAN
(Morocco)
In the Rabat region-the Souissi-there are pumped wells in great number. The
groundwater recharge is not commensurate with the withdrawals and an investigation
was therefore undertaken with a view to finding adequate remedies.
As the investigation sought to particularize the phenomena occurring when seawater
invades an aquifer, it is of general interest and the procedure can be adapted to other
structures.
The hydrostatic pressure and force transmission phenomena determining salinity
in salt shifts have been “pinned down” introducing a little more clarity into these com-
plex phenomena.
Lastly, a limit figure for withdrawals, arrived at from the results of this study,
regulates the future exploitation of groundwater in a coastal zone of such importance
for the capital.
RÉSUMé
CONTRIBUTION A L’fiTUDE DE L’INVASION
DE NAPPES PAR LES EAUX MARINES
R. HAZAN
(Maroc)
La région de Rabat - le Souissi - est l’objet de pompages nombreux; or l’ali-
mentation de la nappe n’estpas proportionnée aux prélèvements. Aussiune étude a-t-elle
été entreprise pour que des solutions adéquates soient trouvées.
Cette étude a essayé de serrer de près les phénomènes intervenant lors d’invasions
marines dans une nappe. Elle a donc un intérêt général, et peut être adaptée à d’autres
structures.
Les phénomènes hydrostatiques de transmission de pressions et de charges de
N mouvements ) de salure ont été mis en relief qui amènent un peu de clarté dans ces
phénomènes complexes.
Enfin une mesure de limitation de pompages déduite des résultats de cette étude,
ñxe l’exploitation future de cette zone côtière si importante pour la capitale.
454
Cette étude a été publiée dans In revue G Terres et Eaux ».

RESUME
DETERMINATION DES NlVEAUX PHRÉATIQUES
DES EAUX DOUCES DANS UN MASSIF CALCAIRE
DE LA

Le programme de travaux que nous avons fixé pour l’étude a été le suivant :
(I) L’exploration de la zone sous-marine de la côte pour signaler les émergences d’eau
douce sous le niveau de la mer;
(2) L’étude générale de la géologie en surface de la zone;
(3) La reconnaissance à l’aide de sondages de la structure géologique du massif montagneux
et d’une partie de la plaine qui l’entoure;
(4) La mesure et l’observation systématique des niveaux phréatiques à l’intérieur des
sondages exécutés ainsi que dans les puits et sources de la région, préalablement
inventoriés;
(5) L’analyse chimique des eaux souterraines découvertes, avec détermination de leur
degré de salinité et de leur variation en fonction de la profondeur;
(6) La détermination des endroits les plus favorables pour de nouveaux captages et le
procédé pour les mettre en état d’exploitation.
La première partie de ces travaux, c’est-à-dire l’étude sous-marine de la zone côtière
s’étendant de I’Estartit jusqu’à La Escala, à la province de Gerona, a été exécutée par
des équipes d’hommes-grenouilles pendant les mois de juillet à octobre 1963. On a
utilisé des réserves autonomes d’air comprimé de 4.800 litres à 150 atmosphères, des
régulateurs V-2, un compresseur de 20 m3 heure de capacité, des vêtements de néophrène,
un poste complet d’éclairage sous-marin ainsi que des équipes photographiques et
cinématographiques sous-marines.
L’expédition partait de la ville de La Escala et les équipes étaient transportées sur
les lieux de travail par un petit bateau à moteur de 8 m de long, piloté par un des
pêcheurs les plus experts de la région.
Comme nous l’avons déjà dit, c’est la première fois qu’un tel travail est exécuté,
aussi fûmes-nous privés de toute référence antérieure qui aurait pu nous guider: nous
n’avons pas trouvé, en effet, de renseignements sur un cas semblable, et nous avons
du employer des procédés non expérimentés.
Les premières conclusions que nous avons tirées de cette investigation sous-marine
ont été que les signes externes de l’existence des émergences sous-marines d’eau douce
sont, entre autres, les suivants :
(1) L’absence de pêche, par ailleurs très abondante dans toute cette zone;
(2) L’absence de la flore marine normale aux environs des émergences d’eau douce et,
par contre, la présence d’une algue spéciale appelée dans la région ( laitue de la mer H
(N ulva n) ;
(3) Une réverbération spéciale dans l’eau, identique à celle produite dans l’air par les
vapeurs de l’essence quand on remplit le réservoir d’une voiture;
(4) Une remarquable différence de la température, avec des courants d’eau froide jaillissant
de points localisés au fond de la mer;
(5) En beaucoup d’émergences localisées, l’arrivée de l’eau douce se présente sous forme
ascendanteet lecourant qui s’établitpeutse détecter enposant doucement au fond dela
mer des poignées de paille de luzerne mouillée, qui sont aussitót poussées vers le
haut par le courant de l’eau douce émergente. Ce phénomène est visible très nettement
dans le film.
La deuxième conséquence de cette investigation a été la localisation de plusieurs
points d’émergence sous-marine d’eau douce situés aux endroits signalés dans la carte
ci-jointe. (Voir dans la légende de la carte l’indication : “ Manantiales de aqua dulca
en el mar ”).
Le résultat de l’étude géologique de surface a été la délimitation des différentes
couches géologiques que nous représentons sur la même carte et la synthèse géologique
de la région que nous verrons par la suite.
Le massif calcaire de Montgri, qui est l’objet de la présente étude se trouve parmi
La Escala, Torroella de Montgri et 1’Estartit dans l’extrême nord-est de la péninsule
456

Ibérique, baigné à l’est par la Méditerranée, et émergeant au milieu des plaines allu-
viales du Haut et Bas Ampurdan. I1 est limité par les cours d’eau du Ter au sud et du
Fluviá au nord et s’élève brusquement entre ces plaines jusqu’à une hauteur qui dépasse
légèrement 300 mètres.
Du point de vue topographique, il présente surla mer, de I’Estartitjusqu’à LaEscala,
une ligne de crête très escarpée avec des pans verticaux montant jusqu’à 100 mètres de
hauteur, et s’enfonçant vers le fond de la mer avec la même verticalité. Du côté sud le
versant moyen est aussi très prononcé, quoique sans présenter ces falaises continues
et verticales, à la différence des fronts nord et ouest dont les pentes sont beaucoup
plus douces et à l’exception de collines qui dépassent à peine 100 mètres, ils forment une
plaine calcaire d’une hauteur moyenne de 130 mètres, envahie pour la plupart par les
dunes provenant du Golfe de Rosas, aujourd’hui presque complètement fixées par
d’importants travaux de reboisement.
Son extrémité sud-est, quioque fracturée, s’étend en mer où les émergences donnent
lieu aux îles Medas qui ne sont qu’une série de petits îlots formés par des fragments
du même massif.
Sauf sur la ligne de côte qui, comme nous venons de l’indiquer, plonge presque à
pic dans la mer, ce massif se trouve entouré par des formations alluviales déposées par
les fleuves Ter et Fluviá, qui sont cependant détachées de la zone montagneuse propre-
ment dite, de nature calcaire, par une étroite bande de reliefs doux, formés principale-
ment par du grès et des conglomérats de l’Éocène inférieur.
Dans l’ensemble du massif, comme nous le signalons sur la carte géologique citée,
nous trouvons en dehors de cet Éocène des terrains triasiques, jurassiques et crétacés
Les terrains triasiques affleurent dans cette zone sous la forme de petites taches,
dont l’une est coupée au nord de Bellcaire par la route qui va de ce village à celui
d'Albans; dans cette coupe on peut voir sa constitution, qui est formée par des marnes
et du gypse avec diverses colorations OU abondent les {(jacintos de compostela H (petits
cristaux bipyramidaux de quartz, généralement rouge foncé, caractéristiques du Keuper).
Ep raison de sa faible étendue (sa plus grande dimension a à peine 100 mètres) on peut
à peine le cartographier, mais on peut du moins signaler l’existence de grès jaunâtre et
de conglomérats polygénétiques de I’Eocène inférieur qui se trouvent en dessous, enipri-
sonnés comme des morceaux dégagés du socle sur lequel se serait glissée une écaille de
nappe de charriage.
Cet affleurement triasique, correspondant au Keuper, se trouve recouvert par une
masse de conglomérats calcaires très grossiers en relation avec l’Éocène continental
supérieur.
Un autre affleurement triasique formé aussi par des marnes gypseuses avec des
(< jacintos de compostela H de différentes couleurs, et par conséquent appartenant aussi
au Keuper, se trouve à la Pointe Guixeras, dans l’Estartit, s’appuyant aussi sur 1’Eocène
inférieur, mais ici en dessous des séries très puissantes des calcaires liasique-crétacés
concordantes.
Finalement, dans les îles Meda Grande et Chica, se trouve aussi le Keuper avec
les mêmes caractéristiques qu’à Pointe Guixeras.
A l’île Meda Grande et à l’île Meda Chica, de même qu’à la Pointe Guixeras, prk-
ciskrrieni sur ces formations gypseuses du Keuper, il y a des horizons calcaires dolomi-
tiques noires très fétides suivies par des autres plus claires, un peu jaunâtres, quelque-
fois compactes, quelquefois caverneuses, qui, avec une autre série calcaire grisâtre plus
compacte, quoique fossilifère, peuvent être classées d’après Solé Sabaris et San Miguel
de la Cámara dans le Lias inférieur.
Sur ces dernières formations s’étendent, avec une grande puissance et une grande
extension, les formations calcaires crétacées du Cénomanien, qui forment la presque
totalité du massif.
Ces calcaires s’appuient tantbt sur les niveaux liasiques, tantôt, par contre, direc-
457

1
LEY EN DA
HOLOCENO
AIuviaI l j ] Arensr
Diluvial [
! I Arenastarciilas
PLE ISTOCE NO
EOCENO
ñartoniense bx$J Conglomerados. arenisca, arcilla
TRIASICO
Calizas grisas y margas-
Dolomias y carnidos
Keuper Arcillas y marga y-
g,b,p~' Corri rn ienlo
b,b' ,........ Contacto normal
a I a I a I a Sincllnai
-
-fl Falla vilte.
-n-tt+~-
-
Id deducida
Mananiides d. agua dulce end mar
" " "
IlIIIII I Zonas duaosas s.
Manantialsu a@ agua dulce an tiern
0 Pozos do agua dulce
Q Sondeos rializadOl
CABO DE u m e w
Punta de Gukrra OLI Higallo1

tement sur l’fiocène. I1 en résulte qu’il est souvent pratiquement impossible de distinguer
d’une façon relativement concrète ces formations liasiques de celles du crétacé, en par-
ticulier à cause de l’absence de fossiles caractéristiques; cependant, d’après les auteurs
nommés ci-dessus, on peut localiser leur limite sous une bande de calcaires granuleux
brun foncé qui, à certains endroits, apparaissent sur les calcaires fossilifères du Lias et
parfois sur i’Eocène.
Les terrains de l’gocene renferment principalement des bancs de conglomérats poly-
génétiques plus ou moins foncés, souvent de teintes rougeâtres, alternant avec des nappes
d’argile sableuse rougeâtre et même avec du grès.
Son pendage qui est nord-ouest et ouest-sud-ouest se trouve toujours en nette
discordance avec la nappe du crétacé supérieur.
Dans tout cet ensemble, le terrain dominant dans tout le massif correspond à la
masse calcairo-crétacée superposée aux séries liasiques de même nature et aux îorma-
tions gypseuses du Keuper, qui disparaissent souvent par laminage, s’appuient anor-
malement avec une nette discordance sur l’gocène, et forment une grande écaille de
charriage provenant du nord, produite pendant l’orogénie alpine, probablement lors de
sa phase pyrhéenne.
En résumé, tout le massif de Montgri est constitué dans sa plus grande partie par
une puissante série calcaire provenant du nord, qui a formé une nappe de charriage sur
l’gocène inférieur sous-jacent et, par conséquent, a été amenée par diverses failles et
plans de rupture à un état de tectonisatioa très accusé.
Tout ce calcaire est affecté en plus par un haut degré de karsticité constaté lors des
sondages exécutés et que laisse prévoir l’aspect externe du front de la falaise et plus
encore sa prolongation sous le niveau de la mer. Les photographies de la zone émergée,
et plus encore de la zone submergée, qui présentent très souvent de grandes cavernes
et cavités dont certaines pénètrent profondément vers l’intérieur du massif, en sont la
preuve éloquente.
Toutefois, l’existence des niveaux marneux qui, en quelques points isolés de son
côté sud, affleurent en dessous de ce massif calcaire-crétacé, permettait d’envisager à
priori l’existence d’un niveau phréatique captif au-dessus du niveau de la mer, ou du
moins tout près de lui, et même de quelques courants d’eau douce ou des poches plus
ou moins suspendues à l’intérieur.
Après ces études de localisations, nous avons effectué toute une série de sondages
placés sur des profils transversaux au massif, en partant de la côte à proximité des sources
sous-marines d’eau douce les plus importantes et en faisant l’analyse des carottes
obtenues et l’observation et la mesure systématique du niveau phréatique correspondant.
Les niveaux phréatiques et leurs variations de tous les puits inventoriés étaient notés
sur des fiches ad hoc.
D’après les informations obtenues à partir des sondages, on constata l’existence de
fentes et cavités dans la masse calcaire, ce qui confirmait son caractère karstique; aussi
essaya-t-on de rechercher les cours souterrains ou les poches d’eau suspendues à des
niveaux supérieurs; cependant le seul résultat positif a été la délimitation du niveau supé-
rieur phréatique existant, constitué par une lentille d’eau douce flottant sur les eaux
saumâtres et s’infiltrant à l’intérieur du massif sous le niveau de la mer en raison des
formations étanches sous-jacentes du Keuper, qui forment la base inférieure de l’écaille
de la nappe de charriage indiquée à grande profondeur. (Dans la zone nord du massif,
nous considérons qu’elle doit être au moins de l’ordre de 160 à 180 mètres). Ces for-
mations étanches forment un front de calcaire se prolongeant vers la falaise c6tiere en
contact direct avec les eaux de la mer et pénétrant vers l’intérieur du massif où elles
restent sous le manteau d’eau douce du massif.
I1 en résulte que les seules possibilités d’eau douce existant à l’intérieur du massif
de Montgri proviennent soit des pluies qui peuvent tomber directement sur son implu-
vium et celles qui peuvent s’infiltrer éventuellement par quelques points très localisés
460

de son front nord-ouest, mais placées déjà à des cotes très basses, soit des eaux phréa-
tiques des plaines alluvio-fluviales qui l’entourent par leurs flancs (voir carte géologique
de la figure 2).
Après la fin des premiers sondages, des échantillons d’eau ont été prélevés à diverses
profondeurs, à des moments différents, pour déterminer leur degré de salinité et obtenir
ainsi l’épaisseur moyenne de la partie utile du mateau phréatique dontla teneur totale
en sels est inférieure à 2 grammes/litre.
Pour déterminer la position de cette limite, variable à chaque sondage et même sui-
vant la saison de l’année, nous avons tracé sur la verticale de chaque sondage, placé à
leur correspondant profil, les courbes de la salinité portant les valeurs moyennes des
mesures obtenues en chaque série des échantillons à la profondeur correspondante.
Pour la limite de salinité maximum admise, nous traçons la limite inférieure et supérieure
de l’aquifère exploitable (fig. 2).
Finalement, après la reconnaissance des limites de la zone d’eau exploitable et
compte tenu des fluctuations des niveaux observés, nous avonsñxé deuxpoints où ont
été ouverts des puits avec des résultats positifs.
Le fond de ces puits (actuellement en cours de construction très avancée) sera
imperméabilisé avec un bon revêtement de béton étanche sur les deux derniers mètres; à
partir de cette cote on a commencé à ouvrir deux galeries en chaque sondage, suivant
une direction presque horizontale, avec une légère inclinaison vers le puits, comme on le
voit au schéma de la figure 2.
L’eau drainée par ces galeries est recueillie dans le fond imperméabilisé des puits
d’où part l’installation de pompage de sorte que par ce procédé (déjà connu), la succion
sur les eaux phréatiques arrivant au puits s’effectue dans une direction descendante
avec le minimum de risque de rompre l’état d’équilibre existant parmi les nappes
de l’aquifère de différentes salinités.
Comme conclusion de cette étude, indiquons que les puits ont été forés mais qu’il
reste à réaliser l’installation prévue (en raison de l’urgence de l’approvisionnement de
la région pendant l’été); d’importants débits ont été obtenus permettant de pallier au
manque d’eau dans toute cette région qui est une des plus visitées par les touristes
nationaux et étrangers pendant l’été.
462

1.5
Recharge naturelle et artificielle dans les terrains karstiques
Natural and artificial Recharge in Karstic Regions

ABSTRACT
ARTIFICIAL RECHARGE TO
THE EDWAKDS LIMESTONE AQUIFER IN
SOUTH TEXAS
Melvin G. GREEN*
Geologist, U. S. Army Corps of Engineers, Ft. Worth, Texas
The Edwards limestone aquifer is located in south central Texas along a portion
of three major river basins. Ground-water divides, outcrops, and a highly mineralized
water limit the portion of the aquifer under study to a length of about 175 miles and
a width of 5 to 40 miles. The underground reservoir is the area’s prime natural water
resource, providing the only existing water supply to an estimated 8$0,.000 people.
Recharge to the aquifer is furnished by the streams which have their inception in
the hill country to the north and flow southerly across the outcrop of the Edwards
limestone in the Balcones fault zone. The aquifer recharge averages 423,200 acre-feet
annually, but is relieved by discharge from springs located down gradient making the
aquifer comparable to a conduit with open ends. The balance between recharge and
discharge has been disrupted by some 4,000 wells which have been drilled since the
late 1800’s. This resulting imbalance has placed the aquifer on a depletion schedule
and, unless additional recharge is supplied, the reservoir wil soon be unable to meet
its water demands.
Because of this critical condition the Fort Worth District Corps of Engineers, in
cooperation with proper state agencies, was authorized to investigate the feasibility of
providing recharge to the aquifer as part of plans for flood control and water conser-
vation. The study consisted of: (1) a survey of available water for recharge and the
effects of evaporation in surface reservoirs ; (2) the determination of maximum infil-
tration rates along the streams; (3) a further development of the hydrology and geology
of the Edwards limestone; (4) utilization of a radioactive tracer to study the ground-
water movement; (5) fluctuation of the “bad-water” line; (6),methods to control the
springñow; (7) the feasibility of reducing leakage from an existing reservoir built in the
Balcones fault zone; and (8) geologic investigation of ten dam sites.
The proposed plan of improvement resulting from the study would provide for the
construction of five dams. Three dams, to be constructed primarily for recharge, flood
control, and recreation, will provide an additional 63,900 acre-feet of water annually
for recharge. In these reservoirs the excess runoff, i.e., that which otherwise would
escape across the recharge areas in the streambeds, wil be stored and released at the
maximum infiltration capacity of the rock. Two water conservation dams, designed to
provide a supplemental surface water supply for the aquifer, wil provide an additional
89,100 acre-feet annually. The proposed pian of improvement wil meet all of the water
demands in the area to approximately the year 2000.
-
Réalimentation artificielle de raquijière calcaire d’Edwards dans le sud du Texas
L’aquifère calcaire d’Edwards se trouve dans le sud de la partie centrale du Texas.
11 longe une partie de trois grands bassins hydrographiques. Des lignes de partage des
eaux souterraines, des affleurements et une eau fortement minéralisée limitent la section
étudiée à une zone longue d’environ 265 km et large de 8 à 60 km. Ce réservoir soúter-
rain constitue la principale ressource naturelle en eau de cette région, et même la seule
source d’alimentation en eau d’une population d’environ 850.000 personnes.
L’alimentation de cet aquifère est assurée par des cours d’eau qui prennent nais-
sance dans la région accidentée du nord et qui se dirigent vers le sud, à travers l’affleu-
rement calcaire d’Edwards, dans la zone faillée de Balcones. Ces rivières apportent
en moyenne, annuellement, 508 millions de m3 par acre (0,40 hectare); mais des sources
situées à une altitude inférieure réduisent ce volume d’eau, ce qui fait ressembler l’aqui-
fère à une conduite ouverte aux deux bouts. L’équilibre établi entre les apports et les
pertes a été rompu par le forage de quelque 4.000 puits depuis la fin du siècle dernier.
Le déséquilibre qui en est résulté tend à épuiser la nappe: à moins qu’un apport d’eau
supplémentaire ne lui soit fourni, le réservoir sera bientôt incapable de répondre à la
demande actuelle.
465

En raison de cette situation critique, le corps des ingénieurs du district de Fort
Worth, en liaison avec les organismes d’État compétents, a été autorisé à rechercher
la possibilité d’assurer la réalimentation de la nappe dans le cadre des plans de lutte
contre les crues et de conservation des eaux. Les études effectuées ont porté sur les
points suivants:
1) Recherche des eaux pouvant étre utilisées pour la réalimentation et étude des effets
de l’évaporation dans le cas des réservoirs de surface;
2) Détermination du taux maximum d’infiltration le long des cours d’eau;
3) Etude hydrologique et géologique plus détaillée du calcaire d’Edwards ;
4) Emploi de traceurs radio-actifs pour suivre le cheminement de l’eau sous terre;
5) Fluctuations de la limite des eaux inutilisables (bad water);
6) Méthodes de régulation de l’écoulement des sources;
7) Possibilité de réduire les fuites d’un réservoir déjà construit dans la zone faillée de
Balcones;
8) Etude géologique de dix emplacements de barrages.
Le plan d’amélioration proposé à la suite de ces études prévoit la construction de
cinq barrages. Trois de ces barrages, construits principalement pour la réalimentation
de la nappe, la lutte contre les inondations, ainsi que les activités de loisirs fourniront
chaque année 21 la nappe un supplément de 77 millions de m3 d’eau par acre (0,40 hec-
tare). Dans ces réservoirs, l’excédent du ruissellement (c’est-à-dire la quantité d’eau
qui, autrement, traverserait en pure perte la zone d’alimentation pour rejoindre les
cours d’eau) sera emmagasinée pour s’écouler au taux maximum d’infiltration dans la
roche. Deux barrages construits pour la conservation de l’eau et conçus pour fournir
un apport supplémentaire d’eau superficielle à l’aquifère assureront un supplément
annuel de 110 millions de m3 par acre (0,40 hectare). Ce plan d’amélioration permettra
de satisfaire toutes les demandes en eau de la région jusqu’à l’année 2000 environ.
LOCATION AND DESCRIPTION
The Edwards limestone aquifer is one of the most important underground reservoirs
in the southwestern part of the United States, providing the only existing water supply
to many farms and ranches, five large military installations, and 17 cities and communi-
ties. San Antonio, the third largest city in the State of Texas, with an estimated popu-
lation of about 700,000 people, is the largest city in the United States which obtains its
entire water supply from underground sources.
The artesian aquifer extends from west central Texas, near the Mexican border,
eastward and northeastward to Austin in central Texas, a distance of about 250 miles.
Groundwater divides at Brackettville on the west and Kyle on the northeast control
the waterflow in the “San Antonio area”, limiting the portion of the underground reser-
voir with which this paper is concerned to a length of approximately 175 miles. The
width, which varies from about 5 to 40 miles, is controlled by the outcrop of the Ed-
wards limestone to the north along the foot of the Edwards Plateau and mineralized
water downdip to the south and southeast. This southern boundary, a line known as
the “bad water” line, divides the water in the underground reservoir into that with less
than 1,OOO ppm (parts per million) dissolved solids and that with more than 1,000 ppm.
The cause of the poor quality water has been attributed to severely reduced permeabi-
lities and poor circulation in the aquifer.
The area lies within two physiographic provinces, the Edwards Plateau and the
West Gulf Coastal Plain, which are separated by a variable width zone of faulting known
as the Balcones fault zone. The area to the north, the Edwards Plateau, features a young
plateau with a mature margin of moderate to strong relief. Principal streams within the
three major river basins which drain the area have cut narrow canyons into the Lower
Cretaceous limestone strata which comprise the plateau. The West Gulf Coastal Plain,
in contrast to the rugged topography to the north, is flat and featureless except for
occasional low hills formed by shallow intrusive plugs.
The annual precipitation over the area is 27.8 inches, varying from 34 inches in the
eastern part to 22 inches in the western part. Temperature extremes vary from 114
degrees to minus 7 degrees, with a mean of about 68 degrees Fahrenheit.
466

GEOLOGY
Three formations, considered as a single hydrologic unit and referred to as the
Edwards and associated limestones, make up the aquifer. They are, from oldest to
youngest, the Comanche Peak, Edwards, and Georgetown limestones, all a part of the
Comanche series of Lower Cretaceous age. Together they average between 350 and
500 feet in thickness in the artesian portion of the underground reservoir, but thicken
considerably downdip toward the Gulf Coast. The hard, dense, light grey limestone
rock is highly solutioned, as evidenced by the large number of caves of considerable
vertical and horizontal extent found throughout the area. The Grayson shale, a blue-
grey clay and clayey shale, overlies the Edwards limestone aquifer, forming the upper
confining bed. The Glen Rose limestone, an argillaceous limestone, shale and dolomite,
underlies the aquifer and forms the lower confining bed.
The Balcones fault zone, a variable width zone of moderate to intense faulting fea-
turing normal or gravity-type faults downthrown to the south or south east, is the
dominant structural feature in the area. The zone extends east-west across the State,
forming a prominent escarpment at the foot of the Edwards Plateau. Although dis-
placements vary greatly, single faults within the system exhibit displacements up to
700 feet and are traceable for about 50 miles. The maximum displacement across the
zone, about 1,500 feet, occurs in Coma1 County, north of San Antonio. The faulting,
significant in that it has broken and fractured the competent Edwards limestone, pro-
vides ideal avenues for circulating groundwater and accompanying solution activity.
Figure 3 shows generalized geologic sections along and normal to the centre line of the
underground reservoir.
The strata in the Edwards Plateau dip south and southeasterly toward the Gulf of
Mexico at a rate of IO to 20 feet per mile. South of the plateau in the Coastal Plain the
average dip steepens to about 100 to 150 feet per mile.
RECHARGE
Recharge to the Edwards limestone aquifer occurs as rainfall on the Edwards Pla-
teau filters down through the Edwards and associated limestones to the top of the Glen
Rose limestone. The water then moves by gravity flow laterally through the limestone
to reappear as springflow in the valleys that have been formed by the erosive action of
the streams. These springs form the base flow of the streams that drain the area. Because
of the impermeable nature of the Glen Rose limestone, very little water is lost until the
streams begin their flow across the Edwards limestone in the Balcones fault zone. Along
this zone the streams lose virtually all their base flow and much of their flood flow to the
Edwards limestone. Once the water enters the artesian aquifer, the normal southerly
flow is blocked by a combination of major faults and reduced permeability, causing
the water to flow in an easterly direction, generally along the lines of major faulting,
toward San Antonio.
Streams that flow through the area and contribute to the aquifer recharge are in the
Nueces, San Antonio, and Guadelupe River Basins. Eight streams in the Nueces River
Basin, with a drainage area of 3,112 square miles, contributed an average of 231,500
acre-feet of recharge annually for the period 1935-1956. (This 1935-1956 period was
used throughout the study because it represents one complete cycle from a period of
high runoff through a period of critical drought). Four streams in the San Antonio
River Basin, with 1,158 squaremiles of drainage area, contributed an average of 145,800
acre-feet of recharge water annually. The three streams in the Guadalupe River Basin
drain an area of 2,114 square miles and, although they have the highest average annual
water resources above the Balcones fault zone, 374,400 acre-feet, they contributed only
467

A WATERSHED BOUNDARY
LOWaRDS UNDERGHOUNO RESERVOIR
EXISTING RESERW!R
LO CA T ION
SCALE IN MILES
FIGURE I
PWWSLD MULTIPLL-P+WOSE RESERMIR
- EXISTING 5 C 5 DIM II IULI 19641
- AUTHORIZED 5 C 5 DAM 5 0 5- 1 0
t3-ci

CORPS OF ENGINEERS
LOCATION MAP
FOR SECTIONS SEE FIGURI

HAYS\ I

45,900 acre-feet of recharge water to the aquifer. The prir.cipal river in the basin, the
Guadalupe, does not contribute. Combined, the streams in the three river basins drain
an area of 6,384 square miles, have estimated total average annual resources of 940,700
acrefeet upstream of the southern edge of the Edwards outcrop, and contribute an esti-
mated 423,200 acre-feet of recharge to the Edwards limestone aquifer.
DISCHARGE
The Edwards Plateau, along with the Balcones fault zone, is one of the principal
spring-producing regions in the United States. Within the plateau region hundreds of
springs form the base flow of the streams that drain the area. The most spectacular
springs, however, occur in the Balcones fault zone where six major springs serve as
natural outlets for the underground reservoir. The principal springs are, from west to
east, Leona, San Antonio, San Pedro, Hueco, Comal and San Marcos Springs. Their
average annual combined discharge is approximately 352,400 acre-feet, or 67% of the
total aquifer discharge. Two of the springs, Comal and San Marcos, are listed among
the 65 springs of first magnitude in the United States (l)*. The volume offlow from these
springs is dependent on the water level in the underground reservoir.
The remainder of the discharge from the aquifer is through wells. The first well was
drilled into the Edwards limestone in 1884 for a water supply for the city of San Anto-
nio. By 1907 there were over 100 artesian wells in Bexar County alone, some with a
natural flow of about 30 million gallons per day. Today there are about 4,000 wells
drawingwater from the reservoir in the five-county area which includes Uvalda, Medina,
Bexar, Comal, and Hays Counties. The 1962 use from wells was 268,200 acre-feet, of
which 212,000 acre-feet were pumped in Bexar County.
AQUIFER STORAGE
The total capacity of the underground reservoir is unknown, but by use of the water
budget equation “inflow minus outflow equals change in storage”, a reasonable esti-
mate of the storage within the historic high and historic low stages of the reservoir was
obtained. Water levels have been observed and recorded for the last several years over
the entire length of the underground reservoir. A study of these water levels has shown
that a good correlation exists between the average elevations in these wells and the ele-
vation of a single well, H-26, located in San Antonio. The lower water level (elevation
612) was recorded in well H-26 in August 1956, at which time all the springs except San
Marcos ceased to flow. The highest level (elevation 685) was recorded in October 1942.
Studies have indicated that, above elevation 612, a change of one foot in the water level
in this well reflects an average change of storage in the aquifer of about 38,400 acre-feet.
In the recorded range of elevation (612 to 685), it is estimated that about 2,800,000 acre-
feet of water is in storage. There is PO way to accurately determine the storage in the
aquifer below the recorded low of 612; however, an extrapolation of the lower part of
the curve, the accumulated annual differences in recharge and discharge versus the
year and elevation of well H-26, shows that about 30,000 acre-feet of water per foot of
drawdown are available.
INVESTIGATIONS AND STUDIES
Investigations and studies included (I) Geologic studies of the area in general and
the Edwards limestone aquifer in particular; (2) locating and investigating ten potential
* The number (i), etc. pertain to specific references in the bibliography.
472

47 3
AIN003 3OlVAn
AlN003 AINNIY
INfl03 VN103W
-. hlNn03 - VN103W
~
hitino3 3ainhn
.UN003 YVX38
AIN003 VN103A ~-
AIN003 lVA03
~
AINn03 YWX38
C133NnW!dE M3N
AIN003 - SAVH -. -.
AIN003 lVAO3

dam and reservoir sites for flood control, recharge, water conservation, and recreation
purposes; (3) investigation of an existing dam on the Medina River; (4) radioactive
tracer studies to study groundwater movement in the aquifer; (5) hydrologic investi-
gations to determine the quantity of additional water resources for recharge and other
water conservation purposes and to determine the flood-control and structure require-
ments ;(6) the effects of evaporation in surface storage reservoirs; (7) methods to control
flow from the large springs issuing from the aquifer; and (8) fluctuation of the “bad
water” line.
GEOLOGIC STUDIES
Approximately i8 miles northeast of San Antonio the Edwards Underground
Reservoir narrows to a width of about five miles between the outcrop area and the
“bad water” line. Since virtually all the springflow from Coma1 and San Marcos Springs
must pass through this restriction, it was decided to explore the zone by core boring
through the Edwards limestone. After completion of drilling, the boring was electric
logged and photographed with a bore hole camera. The investigation showed a total
thickness of 482.5 feet of Edwards limestone. The rock was found to be highly broken
and solutioned with cavities up to two feet in diameter, separated by intervals of rela-
tively impermeable limestone. The bore hole camera was used in the boring to supple-
ment the information obtained from the cores and to show the condition of the rock in
place.
To further study and define the limits of the Edwards aquifer electric logs were made
in the exploration borings at all the investigated dam sites and in a number of old and
new water wells in the area. Local water well drillers co-operated in the investigation
by supplying pertinent data on new wells drilled in the area.
Geologic mapping was completed on portions of the major rivers and streams that
drain the Edwards Plateau and contribute recharge to the Edwards limestone aquifer.
This mapping was necessary to locate suitable dam sites, as well as evaluate the recharge
capabilities of the streams. The requirements of the various proposed structures (i.e.
water conservation or recharge and flood control) controlled the final selection of the
site. Proposed dams with water conservation requirements were located above the heavy
seepage loss areas in the Balcones fault zone. Other recharge structures proposed for
operation as “dry pool reservoirs” were located in the Balcones fault zone on the
Edwards outcrop.
Geologic conditions at ten dam sites were investigated by core drilling, electric
logging, pressure testing, and geologic mapping. Seven of the sites, located in the Nue-
ces and San Antonio River Basins, were investigated primarily as sites to provide arti-
ficial recharge. The remaining three sites, located in the Guadalupe River Basin, were
investigated primarily for flood control and for water conservation rather than direct
recharge.
MEDINA DAM
Medina Dam, a concrete gravity structure on the Medina River about 25 miles
northwest of San Antonio, is the only structure in the area located within the Balcones
fault zones. The dam and a diversion dam, located some four miles downstream, were
constructed in 191 1 for irrigation and water conservation; however, due to excessive
leakage to the Edwards Underground Reservoir, estimated at 42,700 acre-feet annually,
the project has never had a dependable yield. Because the project is essentially a proto-
type of those planned by the Corps for artificial recharge to the Edwards aquifer, detai-
474

DRPS Gï EkGiNEERS US. ARM'
(64.500AC.FT/YR)
(197,800 AC. FT./YR)
DOMESTIC, STOCK, MISC.
25.7 MGD
(22.900AC.FT.IYR)
DATA FROM
EDWAFEDS UNDERGROUND
WATER DISTRICT
BULLETIN Y2,JULY 1963
AND U.S. GEOLOGICAL
SURVEY
BY COUNTIES
FOR PURPOSE5
(200 AC.FT./YR)
(ZZO.lOOAC.FT./YR.)
(321.500AC.FT/YR)
TOTAL DISCHARGE
525.9 MGD
589,500 AC.FT/YR
DISCHARGE FROM THE
EDWARDS UNDERGROUND RESERVOIR (1962)
~ ~~
FIGURE 4
475

led geologic and hydrologic investigations were conducted. From these investigations
the following conclusions were reached: (1) the Edwards limestones, if properly explored
and treated, is a suitable foundation rock for the size structures proposed; (2) leakage
from the reservoir through the abutments and foundation occurs through well-devel-
oped joints and fractures resulting from the faulting in the Balcones fault zone. This
leakage could possibly be controlled if necessary by extensive grouting; (3) sedimen-
tation in the reservoirs has not affected the capability of the rock to accept recharge
water; (4) a project in the Balcones fault zone is well suited for a flood control structure
as well as recharge; (5) an additional 20,900 acre-feet of recharge water per year could
be realized if the Edwards Underground Water District could obtain the structure and
cease diversion for irrigation.
RADIOACTIVE TRACER STUDY
An investigation of scientific methods for obtaining information regarding move-
ment of underground waters revealed that satisfactory results had been found in some-
what similar circumstances by the " tritium analysis method". This method involves
the laboratory analysis of natural water molecules. Tritium, a natural isotope of the
hydrogen atom, is present in the atmosphere and in water at all times, due to the inter-
action of the atmosphere with cosmic rays from the sun. In recent years its concentra-
tion has been increased by the nuclear bomb testing programme.
A small scale pilot programme designed only to test the feasibility of the use of tri-
tium was initiated in 1963 by completing analysis on samples collected from 100 wells,
streams, and springs throughout the aquifer area. The results of the programme were
encouraging but not conclusive. Only about one-third of the water samples collected
showed tritium activities high enough to be measured without an enrichment process.
The range of activity in the river samples varied from 118 to 441 T.U. (Tritium Units).
This wide range of tritium activity is surprising since all the streams receive essentially
the sanie rainfall. It was felt the range indicated a more complete mixing of the precip-
itation and base Bow in some streams than in others. The only wells containing watei,
with measurable tritium activities are located in Medina County. These wells produce
from a depth greater than 600 feet, indicating the runoff water in that portion of the
aquifer proceeds to considerable depths with little dilution. On the basis of the initial
programme, it is believed that detailed tritium tracer studies could be very useful in
defining the groundwater movement in the aquifer, especially with the new refined
methods of laboratory analysis.
HYDROLOGIC INVESTIGATIONS
Hydrologic investigations were made to determine the quantity of additional water
resources that could be developed for recharge of the Edwards aquifer and other water
conservation purposes by the construction of surface reservoirs on the streams of the
Edwards Plateau. Studies were made to determine the best method of regulating the
surface reservoirs for recharge. They included holding the water in surface conservation
pools and the rapid release of all storage following each runoff period. A number of
hydrologic routings of water resources through the aquifer were made under existing
and modified conditions to determine the dependable yield of the aquifer and to eval-
uate the effects of the recharge structures. To determine the yield of the aquifer which
might be associated with various levels of drawdown, routings were made assuming
several constant pumping rates. However, because of the risk of pollution of the aquifer
if the water level is drawn down below its historic low of elevation 612, this minimum
control elevation was adopted.
47 6

Other hydrologic investigations were made to determine the storage requirements
for all investigated projects to control the floods of record on the individual streams
and to determine structure requirements for spillways and outlet works.
THE EFFECTS OF EVAPORATION ON SURFACE RESERVOIRS
The very high evaporation rate in the semi-arid Edwards Plateau precludes the stor-
age of any large body of water for an extended period of time for efficient recharge.
This condition is especially true in the western portion of the area where the net annual
loss from surface reservoirs varies from 35.7 inches at San Antonio to 55.3 inches on
the Rio Grande at Del Rio. Asur face reservoir in this region covering an area of 5,000
acres would lose from 15,000 to 23,000 acre-feet per year by evaporation.
CONTROL OF SPRINGFLOW
Although the Edwards limestone aquifer is a vast complex of relatively permeable
strata receiving recharge from several drainage basins, the high rate of uncontrolled
springflow at the lower end preclude it from being classified as an ideal groundwater
reservoir. Approximately 65% of the discharge from the aquifer during the period 1936
to 1956 has been through major springs located in the Balcones fault zone. Two of the
springs, Comal and San Marcos, account for about 83 % of the total spring discharge.
If the flow from these two springs could be regulated, an additional 292,900 acre-feet
annually would be available for pumping.
Ideally the most logical way to control the springflow would be to control the re-
charge, thereby controlling the water level in the underground reservoir. However, this
would require impounding water in surface reservoirs upstream from the Balcones
fault zone and controlling releases. As previously noted, evaporation losses are too
great for this type reservoir regulation. Evaporation losses also preclude a similar meth-
od whereby large pump stations located “up-reservoir” between Comal Springs and
San Antonio could intercept the water and store it in “pump-up” reservoirs before it
emits from the springs.
Physical methods of controlling the springflow are equally problematical. Coma1
Springs, for example, is the largest volume-wise of any known spring in the southwest-
ern part of the United States. Water issues from openings in the Edwards limestone
along the trace of the Comal Springs fault for a distance of about 500 yards. Conceiv-
ably, ring dikes could be constructed around the springs to equalize the hydrostatic
head, but eventually breakouts would probably occur elsewhere along the fault. A
grout curtain across the Edwards limestone aquifer a few miles “up-reservoir” from
the springs at a location where the underground reservoir narrows to a width of about
five miles was also considered. However, information from the boring through the
Edwards limestone located in the general area showed the rock to be so intensely broken
and permeable that grouting would be ineffective. In addition, hydrostatic pressure
within the aquifer would prevent a successful grouting programme.
‘* €3 AD WATER ” LINE
The historic low of elevation 612 in the Edwards limestone aquifer is significant in
many respects. If the reservoir could be drawn down to a point where the major springs
would stop flowing, then the entire recharge would be available for pumping. However,
the presence of highly mineralized water in the reservoir to the south and southeast
is a major deterrent factor. A study by the US Geological Survey of this transition zone
477

etween the good and bad water has shown that there is a correlation between the chan-
ge in the water quality and the storage change in the aquifer (4). From 1955 to 1962 the
water level fluctuated from its historic low to a near record high and during this period,
a close survey of wells along or adjacent to the “bad water” line was maintained. Three
zones of different quality water were sampled. Zone 1 was in an area of good quality
water (about 300 pprn), Zone 2 was near the “bad water” line and contained water
with about 1,000 ppm, and Zone 3 was in an area downdip with highly mineralized
water (+3,000 ppm). The water from Zone 1 showed no significant quality change
during the study period. In Zone 2 the quality of water became poorer during the pum-
ping seasons from May through October, but improved as pumping diminished during
November through April. Overall, the quality of the water in Zone 2 changed almost
13% from the median. The quality of water in Zone 3 exhibited opposite results from
those achieved in Zone 2. In this case, the water quality improved with increased pum-
ping and became poorer when pumping was lightest. The total chemical quality change
in Zone 3 was less than 5%.
It is not known to what extent the reservoir can be lowered before the intrusion of
poor quality water would begin. However, in view of the possible serious consequence
and possible permanent loss of the uncontaminated portion of the aquifer, it is consid-
ered that the water level should not be lowered appreciably beyond its historic low.
PLAN OF OPERATION
From extensive studies and investigations made over the past 65 years by a number
of Federal, State, and local governmental agencies, consulting engineers, and ground-
water hydrologists, and from investigations and studies by the Corps, it has been con-
cluded that additional recharge can best be provided by an system of dams on the prin-
cipal streams in the drainage area that contribute to the Edwards limestone aquifer. The
base flow of most of the streams in the Edwards Plateau is lost to the underground reser-
voir where the streambeds cross the outcrop of the Edwards limestone in the Balcones
fault zone. Additional water for recharge, therefore, must come from the flood flows
which cannot be absorbed into the underground reservoir as they flow past the loss
zone. From gauge records it has been estimated that the infiltration rate along the
streams in the Nueces River Basin where they cross the fault zone varies from about
500 to more than 1,000 second-feet. Along the streams in this basin, which contribute
about 64% of their flow to the natural recharge of the aquifer, about 128,000 acre-feet
per year of water resources pass the lower edge of the loss zone. In the San Antonio
River Basin only about 8 %. or 15,900 acre-feet per year, of the average annual resources
pass the lower edge of the loss area. In the Guadalupe River Basin only one stream is
a major contributor to the underground reservoir. This stream has an average of only
8,400 acre-feet annually of its resources passing the loss area. Surface water reser-
voirs, constructed upstream from and in the Balcones fault zone, would provide regu-
lation of the recharge to the underground reservoir. The water would be released from
the surface reservoirs at rates not to exceed the infiltration rates along the streams and
allowed to enter the aquifer through existing natural recharge channels downstream
from the dams. Under this plan of operation evaporation losses would be held to a min-
imum. Since only a very small percentage of water resources of the San Antonio River
Basin passes the lower edge of the Balcones fault zone and since there are no appreciable
flood damages in this area, no additional water resource development could be justified
at this time. However, in the Guadalupe River Basin, although it contributes very little
recharge to the Edwards limestone aquifer, two projects were found to be economically
justified for purposes other than recharge. Water conservation storage potential was
computed for both these reservoirs in order to present the complete picture of both the
478

surface and groundwater resources which are possible of development within the study
area.
To provide controlled recharge storage for the underground reservoir, additional
water supply storage and recreation facilities for the people of the Edwards Reservoir
area, and to provide flood protection for the downstream areas of the Guadalupe and
Nueces River Basins, the following plan of improvement has been found to be justified
at this time.
(a) For authorization and construction by the Federal Government
1. Montell Reservoir on the Nueces River (Nueces River Basin) for flood control,
water supply, recharge, and for recreation and fish and wildlife purposes. The reservoir
would have a total controlled storage of 252,300 acre-feet and would increase the average
annual recharge to the aquifer by about 26,600 acre-feet.
2. Concan Reservoir on the Frio River (Nueces River Basin) for flood control,
recharge, and recreation purposes. Total controlled storage would be 149,000 acre-feet
and would provide about 21,500 acre-feet of increased recharge annually.
3. Sabinal Reservoir on the Sabinal River (Nueces River Basin) for flood control,
recharge, and recreation purposes. Total controlled storage would be 93,300 acre-feet
and would provide about 15,800 acre-feet of increased recharge annually.
4. Cloptin Crossing Reservoir on the Blanco River (Guadalupe River Basin) for
flood control, water conservation, and for recreation and fish and wildlife purposes.
The proposed reservoir would have a total controlled storage of 4O3,OOO acre-feet with
274,900 acre-feet of that amount to be water conservation storage. The water conser-
vation provision would fully develop the resources of the Blanco River upstream from
the site and provide a dependable yield of 42,700 acre-feet yearly (38 million gallons
per day).
(b) For construction by local interests
Dam no. 7 Reservoir on the Guadalupe River for water conservation. This project,
having a total controlled storage of 658,000 acre-feet and operated in conjunction with
the existing Corps of Engineers Canyon Reservoir some 48 miles downstream, would
fully develop the resources of the river above the lower dam. D am no. 7 would increase
the dependable yield about 46,000 acre-feet per year over that of the existing project.
It should be noted the development of the recharge was limited to streams where it
was considered feasible to justify flood control for Federal interest. Additional recharge
can be realized if local interests desire to expand the programme to provide small,
locally-financed structures to control the runoff in the small streams in the areas.
PHYSICAL EFFECTS OF THE PLAN ON THE EDWARDS LIMESTONE AQUIFER
Construction of Montell, Concan, and Sabinal Reservoirs in the Nueces River Basin
and operation of the projects as proposed would result in a net increase in recharge to
the Edwards limestone aquifer of about 63,000 acre-feet per year (57 million gallons
per day).
For analysing the effect of the increased recharge on yield and water levels of the
underground reservoir, hydrologic routings were made of the recharge through reser-
voir storage in the aquifer for the period 1935-1962. These routings were made under
existing and modified recharge conditions. As graphically shown (fig. 51, the safe yield
for pumping may be increased from 234,000 to 263,000 acre-feet per year (235 million
gallons per day) without depleting storage in the underground reservoir below elevation
612 at San Antonio. This represents an increase of 29,000 acre-feet per year (26 mgd).
The remainder of the increased recharge, 34,900 acre-feet per year (31 mgd) under this
479

480

plan, would be discharged from the aquifer principally through the major springs. Under
assumed conditions of constant pumping of 234,000 acre-feet per year during the 1935-
1956 period, the average annual springflow would be about 292,900 acre-feet. With the
recharge projects in operation, this quantity would be increased to 327,800 acre-feet.
EFFECTS OF SURFACE STORAGE FOR DEPENDABLE WATER SUPPLY
Three reservoir projects, Montell, Cloptin Crossing, and D am no. 7 are proposed
to provide Conservation storage. Montel1 would contain 1,000 acre-feet of conservation
st orage to meet downstream commitments. Cloptin Crossing and D am no. 7 would
p rovide a total of 915,400 acre-feet additional conservation storage in the Edwards area.
T hese projects could supplement the groundwater supply and prevent its rapid deple-
ti on if area-wide agreement on development of water resources can be obtained.
CONCLUSIONS
The proposed plan of improvement would meet the municipal, rural, industrial,
military, thermal power, and irrigation demands of the area to about the year 2,000.
To meet the anticipated future water demands beyond these dates wil require more
adequate use of return Aows and development of ad&itional water supplies outside the
Edwards Reservoir area.
BACKGROUND BIBLIOGRAPHY
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the Edwards Limestone Outcrop Between the Nueces River and the Blanco
River:” Memorandum report to William F. Guyton, Consulting Ground- Water
Hydrologist, San Antonio City Water Board.
481

SUMMARY
A CONTRIBUTION TO THE STUDY OF
GROUNDWATER INTAKE RECHARGE IN KARST
J. VI LIMO NO VI^
The Institute for Geological and Geophysical Research, Beograd
The problem refering to the infiltration of rainfall and recharge of ground water
bodies has been dealt with both in the literature and in practice only for the loose rocks
(sand, gravel, loess). By the laboratory and empiric tests, the corresponding values of
the coefficient of infiltration, being applied in practice for the determination of ground
water balance in rock masses of intergranular porosity, have been found.
By the lately performed geological, hydrogeological and geophysical investigations,
the considerable reserves of fresh ground waters have been found in the Adriaticcoast-
al belt in Dalmacia. They represent considerable water supply sources which are uti-
lized for the water supply purposes of the surrounding settlements. Consequently,
in practice arose the question to determine the maximum quantity of ground waters
in karst intersticial ground water body.
The reserves of ground waters in karst ground water body directly depend on the
infiltration properties of solid carbonate rocks building up the catchment area. To
determine the discharge of ground waters in a zone of captage or at one particular
profile in the karst ground water body, the coefficient of infiltration for that particular
karst area should be known.
In addition to the determination of the coefficient of infiltration, this paper also
deals with the influence of the rainfall on the regime of ground waters in karst.
RESUME
Contribution à la connaissance de l’alimentation en eau des karsts
Le problème de l’infiltration des eaux de pluie et de la réalimentation des nappes
souterraines n’a guère été traité, dans les ouvrages spécialisés et en pratique, que pour
les roches non consolidées (sables, graviers et loess). Par des tests empiriques et des tests
de laboratoire, on a calculé les valeurs correspondantes du coefficient d’infiltration.
Ces coefficients sont appliqués dans la pratique pour déterminer le bilan hydrique de
masses rocheuses à porosité intergranulaire.
Des recherches géologiques, hydrogéologiques et géophysiques ont récemment révélé
l’existence de réserves considérables d’eau douce dans le sous-soi du littoral dalmate
de l’Adriatique. 11 s’agit là d’une source d’approvisionnement très importante qui est
utilisée pour alimenter en eau les localités des environs. Un problème se trouve donc
posé sur le plan pratique : déterminer la quantité d’eau maximale contenue dans les
interstices d’un massif karstique.
L’importance des réserves d’eau emmaganisées dans un karst dépend directement
du coefficient d’infiltration des roches carbonatées compactes qui forment le bassin
de réception. Pour évaluer le débit en eaux souterraines d’une zone de captage ou d’un
profil particulier du réseau karstique, il faut donc connaître le coefficient d’infiltration
de cette zone karstique.
Outre la détermination du coefficient d’infiltration, cet article étudie aussi l’influence
des précipitations sur le régime des eaux karstiques.
The ground water recharge in karst depends mainly on the absorption properties of
the catchment area and the degree of influence of atmospheric precipitation on the
regime of karst groundwater bodies.
Extensive hydrogeological investigations were performed and some concrete water
economy problems were solved in the Dinaric karst during the post-war period, but
the coefficient of infiltration of atmospheric przcipiíation was not studied in detail.
‘Io determine the catchment area for a spring or a rate of inflow, values ranging from
0.3 to 0.4 were usually used. No attempt was made to see whether these values corres-
482

ponded, and if they did to what degree, to the hydrogeological properties of the karst
area under investigation.
Recent experience revealed that the forementioned values did not correspond as
they were too low. Therefore at some localities of Dinaric karst, the coefficient of infiltra-
tion was considered in relation to the hydrogeological properties of the catchment area
in question, on which they really depend. Hence, the coefficient of absorption was deter-
mined indirectly. One of these localities, which wil be dealt with in further text, is the
broader area of Zadar where a source of a Zadar aqueduct is situated.
In 1964 the capacity of wells of the Zadar aqueduct began rapidly to decrease due
to a gradual and constant decline of groundwater levels at the source in BokanjaEko
blato swamp. The usual pumping in a dry period was 180 l/sec. Now 140 l/eec was
pumped and the water level fell continuously (from 13.5 m to 8.3 m).
In addition to a study of hydrogeological causes of decreased exploitable ground-
waters there arose a practical question from the standpoint of future increase of the
capacity of the aqueduct: what is the optimal quantity of groundwaters in the existing
source (in a dry period) and further, indirectly, what is the value of the coefficient of
absorption in the karst area in question which would enable a determination of optimal
groundwater discharge at the profile of existing wells.
To answer the forementioned questions it was necessary to learn the hydrogeological
properties of the catchment area* on the source, and its hydrogeological parameters.
The hydrogeological conditions of groundwater occurrences on the source in Bokan-
jac swamp are simple. The karst groundwater body was formed in a system of longi-
tudinal, diagonal and transversal karstified fissures developed at the angular point of
perpendicular anticline oî Senonian and Eocene limestones. The anticline is very
clearly limited from both sides by Eocene Flysh representing quite an impermeable
rock complex (fig. 1). In this way, the groundwater movement in a karstified rock
mass of limestones is clearly directed towards the strike of the anticline and the
morphological inclination of the catchment area, north west.
The space relation between the permeable and impermeable rock masses in the
broader background of Zadar, conditioned the clear boundaries of the catchment area
of the source in the Bokanjac swamp. The north western and south western boundaries
of the catchment area cover the geolithological boundaries of rock masses. The south
eastern one has a morphological character and it covers the surface drainage divide.
The catchment area is, from the orographic standpoint, very poorly developed and it
represents a plane whose elevations increase towards south east from 20 m in Bokanjac
swamp to 90 m at the south eastern boundary of the catchment area. It is almost of
rectangular shape, 12.5 km in length and average width of 4 km comprising an area
of 50 square kilometres. The catchment area is developed in limestone rocks which are
quite karstified at the surface and have no characteristic karst shapes (sink holes, clints
etc.). The limestone complex is partly covered by very thin and regularly arranged layers
of terra rossa and vegetation. Due to this the area has no obvious karst shapes. How-
ever, below the surface zone, characterized by remarkable karstification and fissibility
to 0.30 m in depth (fig. 2) and representing a crushed limestone zone, the limestone
mass is dislocated by larger defts which werelater widened into channels and caverns of
different dimensions and shape by the process of karstification. The number of channels
and caverns in unit volume decreases going from the surface towards the inside of
the limestone mass and their permeability increases. In addition, the limestone mass is
intersected by short faults going from north to south followed by a developed system
of fissures. At the interlayered zones where karstification also took place, the perme-
ability of the limestone complex is exceptionally increased. Thus still closer connexion
existed among the karst shapes in the limestone mass, i.e. the permeability of limestone
complex, as a whole, was increased which means that its infiltration properties were,
consequently, also improved. As the catchment area is lithologically homogeneous it
483

LEGEND
m3
1 5
/6
484
Q 16
Fig. 1 (Legend see next page)

is supposed that such porosity distinguishes the whole limestone complex making up
the catchment area.
There is no constant surface flow in the whole catchment area. In the morphology
of the terrain, a remarkable erosional valley stretches through the middle part of the
catchment area. As there has been no surface flow in its bed for the last twenty years,
even ;after maximum height of precipitation, it can be consequently considered that
there is also no periodic flow.
Fig. 2 - Karstified Eocene limestone in the cutting of motor road near Zadar
About 80 per cent of the catchment area is covered by low forest and bushes and
the rest has no vegetation.
The annual changes in humidity correspond to the occurrence of precipitation. The
maximum humidity is during the wet period and the minimum during the dry period.
The average annual humidity in a period from 1952 to 1958 was 74.5 per cent and the
temperature 14.5 "C. The atmospheric pressure for the same period was 761.3 mm.
Fig. 1 - The ratio between the permeable and impermeable rocks in the broader area
of the source in Bokanjac swamp.
Legend:
1. Cretaceous and Eocene limestones; permeable rock.
2. Eocene Flysh; impermeable rock.
3. Cretaceous dolomites: impermeable rock.
4. Quarternary sands; permeable rock.
5. Quarternary clays; impermeable rock.
6. Fault
7. Local direction of groundwater movement.
8. Main direction of groundwater movement.
9. Supposed boundary of catchment area.
1 o. Determined boundary of catchment area.
11. Surface water parting.
12. Zone of influence of sea.
13. Coastal spring.
14. Resurgent spring.
15. Source.
16. Sink hole.
48 5

Observing the distribution of annual precipitation it can be clearly noticed that there
are two periods: a wet one from November to May and a dry one from May to Novem-
ber. The average annual atmospheric precipitation was 953 mm for the last 30 (thirty)
years.
It should also be added that the groundwater discharge was observed at a section
of existing interceptors in the Bokanjac swamp. O n the basis ofpresent hydrogeological
studies in karst of Dinarides, the ratio of the minimum, average and maximum ground-
water discharge for the period mentioned is 1:3:15 and it served as a basis for further
observations of the values of the coefficient of infiltration.
When we calculate the corresponding average annual groundwater discharge for
a certain number of adopted values of the coefficient of infiltration, using the above-
mentioned ratio, the corresponding minimum discharges can be determined at the
observed section. The data obtained are as follows:
~~
Flow Flow
Coefficient of infiltration
C average l/sec minimum Ilsec
0.20
0.25
0.30
0.35
0.40
0.45
0.50
0.55
0.60
0.65
0.70
302
3 76
453
520
604
680
755
830
905
980
1053
101
125
151
173
201
237
252
277
3 02
327
351
Supposing that all minimum groundwaters discharge at one section and gravitate
to wells (with no lateral discharge) and that they were all tapped then the last year’s
pumping capacity of 140 l/sec would approximately correspond to the coefficient of
infiltration C = 0.3 in a dry period.
However, the hydrogeological relation between the permeable and impermeable
rocks in areas near the source suggest that the groundwaters of Bokanjac catchment
area do not gravitate only towards the interceptors but also beside them. One part of
groundwater circulates through the limestone along the north eastern Flysh barrier to
north west, and the coastal springs near Nin and the other part along the south western
Flysh barrier turn to the south western resurgent and coastal springs near Zadar.
The quantity of groundwater which does not circulate under the influence of exis-
ting interceptorsisunknown. On the basis of position ofinterceptorsin regard to themain
direction of the circulation of groundwaters it can be supposed that about 50 per cent
of flowing groundwaters have been intercepted. Consequently, the total discharge at
the observed section would be 280 l/sec in the dry period of 1964.
According to the above table, this value corresponds to the coefficient of infiltration
C = 0.56. For different values of the quantity of intercepted flowing groundwaters (in
percentage) using the minimum discharge at the section, the following values of the
coefficient of infiltration are obtained:
48 6

~ ~~ ~~~~
The quantity of
intercepted flowing
groundwaters (%) 40 45 50 55 60 65 70 75 80
Minimum discharge
l/sec 350 312 280 255 234 215 200 187 175
Coefficient of
infiltration 0.7 0.62 0.56 0.51 0.47 0.43 0.40 0.37 0.35
If we suppose that the possible quantity of water that can be abstracted in a karst
groundwater body at the source in Bokanjac swamp ranges from 40 to 60 per cent of
the total discharge at the section, then the coefficient of infiltration ranges from 0.47
to 0.70. This value is higher than that one used before and the coefficient of infiltration
ranges between 0.5 to 0.7
In addition to the study of the values of the coefficient of the infiltration in karst,
some data on the influence of precipitation on the water level in the karst groundwater
body wil also be dealt with.
At the Dubrava locality near Pirovac (north west of Sibenik), the influence of precipitation
from the catchment area on the regime of groundwater body was also studied.
For that purpose the measurements of atmospheric precipitations and variation of
groundwater level at six exploratory boreholes were made at the locality of future interceptors.
By continuous measurements from March 1960 to December 1962 it was
found that the influence of precipitation during the hydrologic year (dry and wet periods)
is similar for all boreholes and that in each following hydrological year the similarity
is repeated.
Therefore we shall present the results btained only in one borehole in a period
from April 1960 to April 1961.
1 1
Fig. 3 - Diagrams representing the precipitations and changes of groundwater level
at Dubrava.
487

The variations of groundwater level in this locality depend directly on the precipi-
tation in the immediate catchment area (fig. 3). The following data indicate this: during
the dry period (July 1960) the groundwater level in the borehole declined to the abso-
lute elevation of 3 m and during the wet period (October 1960) it rose to 16.7 m.
The dependence of water level on the precipitation varies for the dry and wet period.
A daily rainfall on 29 July 1960 (a dry period) of 56 mm caused the groundwater level
in the borehole to rise from 3.1 m to 5.6 m, while the same rainfall on 7 December 1960
(a wet period) caused the water level in the borehole to rise from 5.9 m to 15.2 m. Peri-
odic daily rainfalls ranging from 5 to 15 m at the end of June and in the first part of
July 1960 had no influence on the karst groundwater body whose elevation was about
3.5 m but the eight-day rainfalls from 9 November to 19 November 1960 whose daily
falls ranged from 4 to 24 mm making in total 82 mm quite clearly influenced an increase
in the groundwater level (from 5.4 m to 13.2 m).
The strongest oscillations of karst groundwater level were noticed on the transition
from the dry to wet period. Under the influence of continual precipitation from 9
October to 15 October 1960 daily falls ranging from 4 to 59 mm the amplitude of
dynamic oscillations was 12.9 m (from 3.8 to 16.7 m). The daily cycle of precipitation
in that interval shows that the maximum precipitation was preceded by five-day rains
of 4-18 mm per day making a total of 61 mm. They were not of highest importance
in influencing the rise of maximum groundwater level. The maximum level was reached
after the daily rainfall of 59 mm on the sixth rainy day.
Lag in the karst groundwater fluctuation depend on the precipitation in the catch-
ment area, ranges from 2 to 3 days. The interval is the same during the whole hydro-
logical year. In the dry period the rainfalls on 28 July 1960 were reflected on the bore-
hole on 30 July 1960 and the same lag was also recorded in the wet period after the
precipitation on 30 September, 15 October and 7 December 1960.
The significant influence of precipitation in the catchment area itselî on the regime
of the karst groundwater body at Dubrava and its comparatively quick reaction indi-
cate that the absorption properties of the limestones in this area are also very pronoun-
ced.
The examples of the above-mentioned localities in Dinaric coastal karst show that
the recharge of groundwaters in the karst does not depend only on the hydrological
parameters but also on the hydrogeological properties of limestones rock complex
where a groundwater body with a corresponding catchment area was formed.
488

RESUME
QUELQUES CONNAISSANCES SUR
LA CIRCULATION DES EAUX SOUTERRAINES
DANS LES FORMATIONS FISSURÉES
NON KARSTIFIEES EN TCHÉCOSLOVAQUIE
K. ZIMA
(Tchkcoslovaquie)
Dans plusieurs pays existent des régions avec des eaux souterraines circulant dans
les massifs cristallins ou dans les roches sédimentaires fissurés.
Ces mêmes conditions se présentent en Tchécoslovaquie où plus de 50 p.c. de la
surface d’état est formée de terrains avec des sources irrégullières et pour la plupart peu
abondantes (de 0,l jusqu’à l,Ol/s), en provenance d’un système des fissures discontinues.
Exceptionnellement, suivant des conditions structurales, on trouve les écoulements
sous-terrains plus grands dans les zones plus profondes, grâce aux effondrements tec-
toniques. Les failles ouvertes drainent les petits systèmes de fissures et peuvent capter
les eaux de quelques dizaines ou centaines de km2.
En cas de contact tectonique avec les terrains perméables, l’eau des fissures enrichit
les couches poreuses (les zones aquifères secondaires). Localement on a pu constater
l’infiltration de courants superficiels dans les profondeurs plus grandes le long des
effondrements et la migration des eaux souterraines au travers du substratum. Grâce à
cette juxtaposition tectonique, les zones aquifères abondantes et souvent artésiennes
les eaux froides ou chaudes sont évoquées.
L’origine primaire des gisements d’eau démontre bien leur minéralisation peu
élevée (résidu sec total 100-150 mg/l) et leur radioactivité plus élevée.
En cadre des recherches hydrogéologiques régionales on a découvert en Tchécoslo-
vaquie plusieurs structures de ce genre. I1 est intéressant de mettre un évidence deux
exemples dans le Crétacé supérieur : la nappe aquifère dans les grès du Cénomanien à
proximité de la faille de Luiice avec migration des eaux souterraines accumulées dans les
fissures des roches cristallines et la zone artésienne dans les terrains sableux (grès et
conglomérats) du Sénonien dans la dépression de Tteboìi (fosse tectonique compli-
qué).
Les débits des ressources atteignait à quelques cents I/s.
SUMMARY
Some details on the circulation of groundwater in non-karstijied ,fissiired formations in
Crechodovakia
In a number of countries there are regions with groundwater circulating in fissured
crystalline massifs or sedimentary rocks.
One of them is Czechoslovakia, where formations of these types constitute over
50% of the country’s land surface. Discharge is through intermittent and mostly lowyield
springs (O. 1 to 1.0 l/s), fed from a system of discontinuous fissures.
Exceptionally, the structural conditions are such that the underground flow is found
to be greater in the lower strata as a result of tectonic subsidence. Open faults drain the
small systems of fissures and may capture the water of areas of some scores or hundreds
of square kilometres.
Where there is tectonic contact with permeable horizons the water from the fissures
augments the supplies in the porous strata (secondary aquifers), and it has been possible,
locally, to verify the infiltration of surface waters to the deeper strata along the length of
the subsidences and the migration of groundwater through the substratum. The tectonic
juxtaposition produces high-yielding, and often artesian, hot or cold nappes.
The primary origin of the springs is sufficiently demonstrated by their low mineralization
(total dry residue 100-1 50 mg/l) and higher radio-activity.
In the course of regional hydrogeological research in Czechoslovakia a number of
structures of this kind have been found. It is worth drawing attention to two examples
in the Upper Cretaceous: (a) the aquifer in the Cenomanian sandstone near the Luiice
fault with migration of the groundwater accumulated in the fissures of crystalline rocks,
and (b) the artesian zone in the sandy formations (sandstones and conglomerates) of
the Senonian in the Tiebofi depression (a complex tectonic trough fault).
Discharges from the springs reach some hundreds of ljs.
489

En Tchécoslovaquie, plus de 50% du territoire est formé par des massifs fissurés
d’un caractère non karstiíïé ou karstifié. Le débit des eaux souterraines du système
fissuré est cependant très variable et dépend du degré de leur communication mutuelle.
C’est pourquoi il faut distinguer entre le système discontinu, grâce auquel existent
seulement quelques sources isol&s de petits débits (environ de 0,l à 1,0 ]/sec.), et le
système continu, dans lequel les accidents tectoniques plus importants, comme par
exemple les failles continues, peuvent produire un vaste drainage de territoires plus
étendus sous la forme de sources importantes (1-10 Usec.).
Exceptionnellement,les fissurespermettent à l’eau d’atteindre les couches perméables
le long de leur contact, qui est souvent assez étendu. Les débits de ces sources peuvent
4 6
L/
3 S m 9 I’
490
Fig. 1 - Schème géologique de la partie occidentale de Tchécoslovaquie :
1. Roches cristallines et sédimentaires fissurées;
2. Roches éruptives tertiaires (basaltes compactes) ;
3. Sédiments carbonifères et permiennes;
4a) Crétacé supérieur du Massif de la Bohême; b) Crétacé supérieur du Système
Carpathique;
5. a) Sédiments paléogènes; b) Sédiments néogènes;
6. Alluvions ;
7. Axes des synclinaux;
8. Failes principales;
9. Linie de contact tectonique entre Massif de la Bohême et Système Carpathique;
10. Coupes géologiques;
11. Forages artésiens.
/
/
10 /”
11 El

atteindre des dizaines ou même centaines de litres/seconde. Le sujet de cette communi-
cation sera l‘étude des eaux issues de ce genre de roches non-karstifiées, par l’examen
de deux exemples typiques.
CARACT~RISTIQUE G~OLOGIQUE DU TERRITOIRE
Du point de vue géologique, la Tchécoslovaquie est divisée en deux parties : la partie
occidentale est formée par des complexes anciens du Massif de Bohême (schistes et
grauwackes algonkiennes, schistes, quartzites et calcaires du Paléozoïque moyen avec
roches éruptives correspondantes (spilites, porphyres, diabases et granites), qui par
endroits sont couverts de sédiments d’un âge géologique plus jeune (argillites permien-
nes, arkoses et grès et marnes et grès du Crétacé supérieur, ou argiles et grès néogènes
(fig. 1). La partie orientale atteint le système carpatique, qui forme au sud-est de l’Eu-
rope une région montagneuse importante (calcaires secondaires et tertiaires, grès et
schistes).
Dans le système du Massif de Bohême existent des nappes aquifères abondantes
en particulier dans la formation du Crétacé supérieur du nord de la Bohême, qui repose
ou sur les couches permiennes ou sur le cristallin. C’est un bassin d’environ 300 km
de long et 100 km de large qui s’étend dans la direction de l’ancienne ligne tectonique de
Labe (Elbe). Au sud de la Bohême les roches crétacées sont conservées dans deux fosses
tectoniques séparées l’une de l’autre par un seuil cristallin. La fosse la plus petite et
plus profonde (jusqu’à 400 m environ) se trouve près de Ceské BudEjovice, tandis qu’une
fosse moins profonde (environ 150 m) mais plus étendue est située aux alentours de
Tieboñ et atteint au sud-est le territoire autrichien.
Le Crétacé de Bohême a le caractère d’un recouvrement de plate-forme et appar-
tient à l’étage moyen des bassins sédimentaires. I1 propose entre l’étage moyen des
sédiments plus anciens qui datent du Perm-Zechstein et l’étage supérieur, auquel nous
attribuons les sédiments néogènes. Du point de vue stratigraphique il peut être sub-
divisé au Cénomanien (grès perméables et argillites subordonnées), le Turonien (marnes
compacts et gr8s marneux, dans la partie supérieure grès) et le Sénonien-Coniacien
inférieur (grès très perméables, marnes et grès marneux subordonnés). Toutes les deux
parties marginales du bassin crétacéen principal sont plus aquifères : Au sud-ouest
l’infiltration des précipitations dans les affleurements des gres cénomaniens est supé-
rieure aux sources des fissures aquifères, tandis que la partie marginale tectonique au
sud-est du bassin avec ressources abondantes d’eaux souterraines artésiennes (de nou-
veau du Cénomanien) ne peut être alimentée que par l’intermédiaire du cristallin avoi-
sinant plus élevé, dont les ruptures tectoniques puissantes dans la proximité de la grande
faille de Luiice créent des conditions favorables à la venue d’eaux souterraines pro-
venant de fissures. D’une façon semblable les réserves en eaux souterraines dans l’unité
structurale plus petite - dans le Crétacé et le Tertiaire des bassins de Budëjovice et
Tieboií au sud de la Bohême prennent naissance.
Aux paragraphes suivants seront décrites deux localités assez importantes de ces
régions du Crétacé supérieur.
u) Synclinal crétacieii du nord de lu Bohême
La quantité la plus importante des eaux de fissures du cristallin avoisinant se situe
au bord nord-est du bassin crétacéen et aux alentours nord de Turnov dans la proxi-
mité de la faille de LuZice (fig. 2). I1 s’agit d’une percolation des eaux superficielles
(météoriques et des courants d’eau superficiels) sur un vaste territoire avec écoulement
vers les couches crétacées (Cénomanien) le long des effondrements de caractère secon-
daire presque perpendiculaires à la faille de Luiice (h 3-4) coupant le substratum du
bassin crétacé. Des débits abondants ont été obtenus par les forages artésiens effec-
49 1

E
11
_-

tués dans la vallée des rivières de Zehrovka et Jizera au sud de Turnov (la nappe captive
cénomanienne se trouve à une profondeur de 300 à 430 m), avec un débit spécifique
atteignant 15 l/sec/m, c’est-à-dire avec un débit par forage d’environ 40 à 80 l/sec. La
composition chimique de l’eau est favorable: dureté4-7,5”n,minéralisation 200-300mg/l;
elle est faiblement ferrique et modérément agressive aux métaux et au béton, ce qui
prouve son origine cristalline.
La perforation d’une nappe captive à Biezina (profondeur du forage 395 m, nappe
captive à la profondeur de 330 m avec une charge piézométrique de 20 m au-dessus du
niveau du terrain). Le débit initial atteignait 80 I/sec. (le débit constant fournit Cca
50 ]/sec., pendant l’abaissement de 4 m le débit fut 83 l/sec.). Une nappe captive avec
de l’eau dont la composition chimique est proche de celle des eaux de massifs cristallins,
c’est-à-dire avec une faible dureté (4” allemands, résidu sec. 150 mgil) a été rencontrée
dans les forages suivants.
Pour une étendue du Cénomanien d’environ 400 km2, une puissance de l’aquifère
de 50 m et une porosité des grès perméables de 20%, les réserves statiques en eau souterraine
(accumulation) sont de 400 x lo6 x 50 x 0,20 = 4 mlds. m3,
Les réserves dyriamiques (sous-écoulement) peuvent être évaluées au total à environ
3 I/sec/km2, c’est-à-dire à 3 x 400 = 1.200 I/sec. L’étendue active de percolation doit
donc être de plusieurs centaines de km2. Des conditions géomorphologiques favorables
y existent : c’est le promontoire de Jizerské hory et de KrkonoSe. Les côtes plus élevées
fournissent aussi une charge piézométrique relativement considérable (de 1-2 atm.).
b) Le Créiaci des dépressions du sud de la Bohême près de ceské Budëjovice et Tfebon‘
Du point de vue structural il s’agit de deux fosses le long des failles perpendiculaires
d’une direction structurale de hi0 au centre du massif granitique et gneissique du sud
de la Bohême, dont les conditions d’élévation sont visibles sur la coupe géologique
(fig. 3).
Du point de vue lithologique, les sédiments du Cénomanien supérieur (Sénonien
inférieur) se développent à la base sous forme de grès et de conglomérats peu compacts
d’une puissance de 30-50 m (perméables avec de l’eau artésienne) et couverts par des
argiles et argillites plastiques imperméables.
II est évident que l’origine des eaux artésiennes est exclusivement secondaire et qu’il
y existe une alimentation provenant des roches cristallines des environs, et des assises
cristallines le long des fissures et ruptures tectoniques de plusieurs systèmes.
Ce sont surtout les failles transversales (perpendiculaires aux lignes de failles longi-
tudinales) qui atteignent en profondeur lesmassifs granitiques et gneissiques. qui jouent
le rôle de drains très actifs des terrains plus élevés où règnent des conditions favorables
à la percolation des eaux météoriques. (eluvium sableux, forêts, pentes douces, préci-
pitations annuelles entre 700-800 mm, évapotranspiration peu élevée). A ces conditions
résulte la composition chimique de ces eaux artésiennes souterraines d’origine secon-
daire : dureté peu élevée (titre hydrotimétrique 2-5” allemands, résidu sec 100-200 mg/]),
agressives au Ca et Fe.
En accord avec la géologie, la faible dureté indique aussi une courte circulation sans
possibilité d’acquérir une teneur en substances minérales.
Le niveau piézométrique des eaux artésiennes se trouve dans la dépression plate
de Tfeboii, ou le débit des forages est 10-60 lisec., pour abaissement allant jusqu’à
5 m, avec une charge piézométrique 1-5 m au-dessus du terrain; dans la dépression de
Budëjovice (plus profonde), les débits des sources sont moins importants de l’ordre
d’environ 0,5 à 5 l/sec. pour rabattement égal. Outre les profondeurs plus grandes, les
mauvaises conditions hydrogéologiques de la dépression de Budijovice sont le caractère
lithologique des sédiments dont les couches de base ne sont pas aussi perméables. Les
couches sablonneuses contiennent une proportion considérable de ciment argileux et
n’ont qu’un petit volume de pores actifs.
49 3

7-
..
-\i.
X
x
Lu
z
z.
X
X
O
cr,
X
x

En ce qui concerne les réserves dynamiques utilisables en eaux souterraines, un
débit approximatif de 200 Ilsec. a été obtenu lors d’une reconnaissance hydrogéolo-
gique de la partie nord du bassin de Tieboñ.
Dans la dépression de Budëjovice il n’y a pas de possibilité de capter des eaux sou-
terraines en quantités plus importantes. Toute la région manque d’eau et il sera néces-
saire d’alimenter les villes importantes en amenant de l’eau de sources éloignées ou
provenant des réservoirs d’eaux superficielles.
CONCLUSION
Les exemples donnés expliquent le régime des eaux souterraines de fissures en dépit
de leur circulation cachée. Une évaluation des aquifères dans les massifs cristallins faite
à partir des sources temporaires et ordinairement peu abondantes pourrait mener à des
conclusions erronées sur leur passivité hydrogéologique.
II est bien connu que la capture des eaux dans les régions cristallines est difficile
et ordinairement peu efficace, en raison de leur fissuration irrégulière (profondeur
variable et tortuosité du système des fissures aquifères). C’est pourquoi le recouvrement
de couches perméables plus étendues, reposant immédiatement sur des massifs cris-
tallins non altérés et une structure tectonique favorable créent souvent des accumula-
tions considérables et permettent ainsi I’ailimentation en eaux potables à partir d’eaux
souterraines des fissures.
495

ALIMENTATION ARTIFICIELLE DE NAPPE AQUIFaRE
DANS LES GaS F’ISSWS
TANGER (MAROC)
RESUME
Robert AMBROGGI et Raymond HAZAN
Recharge artificielte d’une nappe dans un grès fissuré (Tanger)
Jusque 1955, la cité de Tanger recevait presque toute son eau de puits, par pompage,
dans des calcaires coquilliers et des grès du Pliocène, formant une cuvette, alimentée
uniquement par la recharge naturelle. Alors que la perméabilité du terrain était
rincipalement interstitielle, la surface présentait cependant localement des formes de
farstification et des fissures ouvertes d’origine tectonique.
A la suite de l’accroissement de consommation d’après-guerre, il n’y avait plus
équilibre entre la recharge estimée à 1 million de m3 par an et l’extraction (3 millions
m3/an en 1955).
I1 fut dès lors décidé de recharger la nappe artificiellement d’abord avec l’eau des
«merjas» au centre du bassin et ensuite par de l’eau empruntée en hiver à un «oued»
voisin. La méthode de recharge consistait à alimenter huit bassins d’absorption de
10 x 5 x 2,5 m dans des grès isotropes et deux puits construits par une technique
spéciale sur une faille naturelle.
Alors que l’infiltration totale des huit bassins s’élevait à 280 m3/heure, les deux
puits sur la faille absorbaient l’un 350 m3/heure et l’autre 370 m3/heure. La fissuration
et la karstiñcation de la couche ont donc permis une solution économique du problème
de la recharge de la nappe dans les calcaires et grès (la nappe est remontée de 15 mètres
en six ans et les sources périphétriques commencent à couler à nouveau, aux dates
attendues) et par conséquent du problème de l’alimentation de Tanger en eau.
SUMMARY
Artifcial recharge of a fissured sandstone aquifer-Tangiers
Until 1955 the city of Tangiers obtained almost,all its water supply from pumped
wells in conchitic limestones and sandstone of the Pliocene period, forming a complete
cuvette with natural recharge by rainwater only. While the aquifer’s permeability is in
the main interstitial, the surface in places presents various forms of karstification and
open fissures of tectonic origin.
As a result of the post-war increase in consumption, a dangerous inbalance deve-
loped between the estimated recharge of 1 million m3/year, and extractions (3 million
m3/year in 1953).
It was therefore decided to recharge the nappe artificially, firstly with the water from
the ‘‘ merjas” in the centre of the basin and secondly with water diverted in winter
from a neighbouring “oued”. The method of recharge was by feeding the water into
eight 10 x 5 >( 2.5 metre absorption basins in isotropic sandstones and into two pits
each constructed by special engineering work on a natural fault.
Whereas the total infiltration from the eight basins combined was 280 m3/hour, it
was 350 m3/hour from one part and 370 m3/hour from the other. Thus the fissuring and
karstiñcation of the aquifer have permitted of an economical solution of the problem
of recharging the nappe in the conchitic limestones and sandstones (it was risen by
15 metres in six years, and the perimetric springs began flowing again at the expected
dates) and consequently of the problem of supplying Tangiers with water.
A la fin de la guerre, en 1946,Tanger était alors un territoire international de 390 km2,
dont la ville - avec une population de 92.000 habitants - et le port représentaient
l’élément essentiel. Les conséquences de la guerre et le régime international ont pro-
voqué une expansion extrêmement rapide de la ville qui a enregistré un accroissement
annuel de la population de l’ordre de 776 entre 1949 et 1954.
A partir de 1949, Tanger recevait la majeure partie de son alimentation en eau du
bassin hydrogéologique de Chorf-el-Akab, exploité à raison de 3.000 m3/jour. Ce bassin,
d’une superficie de 20 km2 est situé sur les bords de l’océan Atlantique, à 17 km au sud
de Tanger. II est constitué de grès et calcaires coquilliers du Pliocène d’une puissance
496

de 300 mètres reposant sur des argiles imperméables du Crétacé qui ceinturent également
tout le bassin. Disposition originale, les grès pliocènes forment une >
parfaite dont la seule alimentation naturelle est la pluie qui tombe .à la verticale du
bassin. Une phase épirogénique fine-pliocène a plissé et relevé les grès et calcaires
coquilliers sur toute la bordure, créant une zone très marquée de fracturation et fissuration,
compliquée de phénomènes de karstification sous l’influence des eaux d’infiltration.
En 1953, la consommation atteignait des pointes de 11.000 m3/jour en été. Ceci
imposa une surexploitation des eaux souterraines du petit bassin de Chorf-el-Akab,
ayant pour conséquence la rupture de l’équilibre entre l’alimentation naturelle de la
nappe (1 M.m3/an) et son exploitation (3 M.ms/an). Ainsi s’amorça la chute du niveau
hydrostatique et cette nappe qui était à la cote + 12 m au-dessus du niveau de la mer en
1949 se retrouvait à -3 m au-dessous du niveau de la mer en 1954, soit une baisse de
15 m en quatre ans. Entre-temps, les sources qui ceinturaient le bassin de Chorf-el-
Akab avaient tari tour à tour. Le danger s’aggravait encore du fait de la proximité de
la mer. En effet, parmi les sondages exécutés en 1948, trois forages avaient rencontré,
dans le nord du bassin, des eaux saumâtres qui présentaient une certaine analogie avec
l’eau de mer (résidu sec : 6 gil, dont 5 g/i de CLNa). C’était déjà l’indication d’une zone
critique par où pouvait se faire l’invasion marine.
Devant la chute rapide et alarmante du niveau hydrostatique de la nappe au-dessous
du niveau de la mer, et afin de ne pas provoquer l’invasion et la contamination totale
du bassin d’eau douce de Chorf-el-Akab par l‘eau de mer, des mesures sévères de
restriction furent imposées à la ville, dès l’été 1954, pendant que des études de détail
se déroulaient sur le territoire de Tanger et plus particulièrement sur le bassin de Chorfel-Akab.
Ces études aboutissaient, en juin 1955, à la conclusion que, depuis cinq ans, le
capital des ressources en eau souterraine du bassin de Chorf-el-Akab était dilapidé
sans espoir de recopstitution naturelle. En conséquence, les restrictions à 8.000 ms/j
à la consommation n’étaient qu’une mesure de caractère assez négatif. Des ressources
nouvelles devaient être trouvées et l’alimentation artificielle de la nappe s’imposait.
Une solution de secours, immédiate et provisoire, proposait l’injection des eaux
d’hiver accumulées dans les deux merjas du bassin de Chorf-el-Akab, étendues d’eau
temporaires alimentées par les pluies. Les premières injections d’eau de surface dans la
nappe aquifère étaient effectuées dès novembre 1955.
La solution définitive comportait l’adduction vers le bassin de Chorf-el-Akab, d’eau
de surface en provenance de la rivière la plus proche, l’oued Mharhar qui écoule des
débits d’hiver assez importants de novembre à mai et s’assèche entièrement durant les
mois d’été. Au Chorf-el-Akab, une partie des eaux était dirigée sur Tanger et l’autre
partie était injectée dans la nappe.
Parallèlement à l’exécution de l’avant projet, un certain nombre d’interventions
eurent lieu sur le bassin de Chorf-el-Akab. Une étude géologique et géophysique donna
la certitude de la fermeture géologique complète du bassin aquifère, notamment vers le
nord-ouest où une zone douteuse faisait craindre une possibilité d‘envahissement marin,
à bas niveau de la nappe, ou une fuite de l’eau injectée vers la mer à haut niveau de la
nappe.
Un réseau de surveillance comprenant quatre double piézomètres fut installé entre
les stations de pompage et !a mer: chaque double piézomètre a pour rôle de détecter
l’envahissement marin par prélèvement d’échantillon d’eau au niveau de la nappe et
surveiller la fluctuation du niveau d’eau. Ce réseau est complété par deux autres puits
d’observation installés au centre du bassin. La recherche de la zone d’injection fut
effectuée suivant plusieurs méthodes : injection dans les sources taries, injection dans
un sondage, injection sur des fosses d’absorption creusées dans les grès et calcaires
fissurés. Cette dernière méthode retiendra notre attention.
497

La bordure orientale du bassin de Chorf-el-Akab avait été sélectionnée comme zone
d’alimentation artificielle au vu des conditions naturelles; elle est évidemment située
à l’amont hydraulique de la nappe; !es calcaires et grès coquilliers, roche-magasin de
la nappe, y affleurent largement; ils sont fissurés, karstifiés, et présentent en surface des
formes de lapiez; ils sont fracturés ( en grand n par !es mouvements tectoniques finepliocènes
qui ont relevé à 45” les bords du bassin; les fractures ou failles sont parallèles,
distantes de 50 à 100 m, orientées à l’ouest-sud-ouest, soit sensiblement en direction
de l’écoulement de la nappe. Des essais d’absorption sur puits de 1 m x 1 m x 1,5 m
creusés dans cette zone ont donné des absorptions de 400 l/h sous niveau constant.
Cette perméabilité de 0,12 1/s par m”- sous une charge de 1,5 m était prometteuse, d’autant
qu’elle représentait la perméabilité moyenne des calcaires et grès coquilliers homogènes
en dehors des fissures ou fractures.
Sur l’emplacement des puits d’essai ont été creusés, les fosses d’absorption alignées
suivant une direction nord-sud perpendiculaire au sens d’écoulement de !a nappe et
aux fractures et fissures des grès coquilliers. Cette disposition avait l’avantage d’augmenter
la perméabilité moyenne des grès coquilliers en recoupant les fractures. D’après
l’essai d’infiltration sur puits, si les grès étaient isotropes, il aurait fallu une surface
d’infiltration de 900 m2 pour injecter l’eau des merjas au débit de 360 m3/h. Cela aurait
représenté une fosse d’absorption théorique dont le fond aurait une surface de 90 m
X 10 m, par exemple.
Un bassin-pilote de 10 m x 5 m x 1,5 m a été creusé, à titre expérimental. L’absorption
sous niveau constant y était de 25 m3/h au lieu de 20 m3/h calculés théoriquement
d’après le premier essai. Certaines fissures avaient été recoupées mais aucune fracture
ouverte ou faille n’avait été rencontrée au long des 10 mètres. Afin d’augmenter !a
capacité d’absorption de ce bassin-pilote, il fut décidé d’accroître la profondeur dans
le double but d’augmenter la hauteur d’eau, donc la pression, et de recouper des horizons
plus poreux étant donné la stratification (< feuilletée >> des grès coquilliers. Un
approfondissement à 2 m fut suivi d’un nouvel essai d’infiltration qui s’établissait à
30 m3/h. Un nouvel approfondissement à 2,5 m, complété par un nouvel essai d’absorption
à niveau constant portait le débit d’infiltration à 36 m3/h, soit 10 ils, soit pratiquement
le double du débit théorique d’absorption. Mais après quelques jours d’essais,
le débit d’infiltration diminuait à cause du colmatage du fond de la fosse par les matières
organiques en suspension dans l’eau des merjas. I1 y fut remédié en recouvrant le fond
d’une couche de sable de 0,20 m d’épaisseur. Ce sable pouvait être nettoyé, remué ou
changé suivant les besoins. Ce procédé s’avéra très efficace.
Après ces essais satisfaisants sur le bassin-pilote, il fut décidé de creuser dans le prolongement
9 autres bassins ou fossesaux dimensions éprouvées de 10m x 5 m x 2,5 m. Ce
dispositif de 10 bassins ( en série ) au lieu d’un bassin unique de 100 m x 5 m x 2,5 m
offrait l’avantage d’une grande souplesse de fonctionnement de l’injection et du nettoyage
du sable. Au cours des fouilles, deux failles ouvertes furent mises à jour, si bien
que les fosses d’absorption furent limitées à huit au lieu des dix prévues initialement.
Les deux autres fosses, contenant chacune une faille, firent l’objet d’un aménagement
spécial qui avait pour but de protéger la faille contre tout colmatage par éléments solides
plus ou moins grossiers.
Les huit fosses d’aborption aménagées avec un tapis de sable infiltraient au total
280 m3/h, soit 80 1/s. Les deux failles, après aménagement spécial, absorbaient respectivement
350 m3/h, soit 97 1/s et 370 m3/h, soit 103 ljs. Ainsi, l’ensemble du système
d’injection peut absorber au moins 24.000 m3/j, soit 1.000 m3/h, soit 280 I/s.
Ainsi, Z’utilisation des propriétés naturelles des roches calcaires fissurées et karstifiées
a facilité la solution aux moindres frais du problème posé par l’alimentation
artificielle de la nappe, dont le facteur limitant est en général le débit d’absorption des
terrains soumis a l’injection.
Le processus de fonctionnement de cette nappe a été ainsi fixé :
498

Durant t‘a période humide
Les eaux superficielles sont prélevées sur un barrage au fil de l’eau. Ces eaux sont
traitées et refoulées sur la ville de Tanger. Le complément est injecté dans le grès plio-
cène. Durant cette période la nappe ne subit aucun prélèvement.
Durant la période sèche
Les eaux superficielles sont inexistantes. Seule la nappe du Chorf est exploitée pour
la ville. Ainsi, la ville reçoit :
u) La moitié de l’année, des eaux d’origine superficielle;
b) L’autre moitié, des eaux d’origine souterraine.
Cette nappe joue ainsi le rôle de réservoir souterrain accumulant, outre son alimen-
tation naturelle, une partie des eaux superficielles injectées, qu’elle restitue en été.
L’inexistence, l’impossibilité, le coût élevé d’exécution d‘un barrage de retenue, nous
ont conduit à adopter une telle solution.
C’est ainsi qu’il a été injecté :
936.000 m3 en 1958-1959
988.000 m3 en 1959-1960
1.170.000 m3 en 1960-1961
1.020.000 m3 en 1961-1962
862.000 m3 en 1962-1963
660.000 m3 en 1963-1964
soit 5.600.000 m3, à raison de 10.000 m3/j maximum. Grâce à cette suralimentation de
la nappe, en plus de son apport naturel (pluie), la ville de Tanger a pu être régulièrement
alimentée, sans coupures. De plus, la nappe située à -3 m en 1958 est remontée jusqu’à
+ 12 m, cote optimum d’exploitation et de sécurité. Signalons que les sources d’origine
karstique qui ont tari en 1951 se sont mises à rejaillir dès 1963, conformément aux
pronostics déduits des calculs.
49 9

1.6
Hydrologie karstique dans les roches volcaniques
Karstic Hydrology in volcanic Terrains

GROUND WATER IN FRACTURED VOLCANIC ROCKS
IN SOUTHERN ARIZONA (1)
ABSTRACT
L.A. HEINDL
U.S. Geological Survey Arlington, Virginia, U. S.A.
Fractured volcanic rocks, mostly andesitic flows of middle to late Tertiary age,
provide only small to moderate amounts of water in southern Arizona. Their waterbearing
potential is virtually untested, largely because adequate volumes of water are
obtained from shallower and more easily drilled alluvial deposits. Nonetheless, andesitic
flows underlie alluvium in many places and are untapped sources of ground water
of usable quality.
Wells in andesitic flows locally yield as much as 60 liters per second (1,000 gallons
per minute), but yields are highly variable and cannot now be predicted, even within
short distances. Yields from volcanic rocks undoubtedly come from interflow breccias
and primary voids, as well as fractures, but the proportion of water yielded by each
type of opening is unknown, and the combined yields are considered here to represent
the water-bearing potential of fractured volcanic rocks.
Fractured volcanic rocks in the basin-and-range country of southern Arizona also
underlie areas of recharge in the mountains and act as conduits to transmit water to
ground-water reservoirs in the alluvium of the basin fill or in the permeable volcanic
rocks buried by or interbedded with the alluvium.
To encourage development of ground water in fractured volcanic rocks, criteria
are needed to identify, map, and project the fractures to below the surface. Determination
of the relationship of permeability to mode and environment of extrusion and
deposition, and to subsequent deformation and erosion, offer the principal means for
meeting these needs.
RESUME
Les eaux souterraines dans les roches vo fcaniques fissurées de l’Arizona méridional
Dans l’Arizona méridional, les roches volcaniques fissurées - constituées pour la
plupart d’andésites datant du milieu ou de la fin de l’ère tertiaire - ne fournissent
que de faibles ou modestes quantités d’eau, surtout parce que l’eau est obtenue en
abondance des roches volcaniques et des couches d’alluvions moins profondes et plus
faciles à forer. Cependant, sur de vastes étendues, les coulées andésitiques sont recou-
vertes de dépôts d’alluvions et représentent à tout le moins des sources locales inexploi-
tées d’eau souterraine dans les bassins d’entremont.
Les andésites de la région fournissent jusqu’à 60 litres d’eau par seconde (1.000 gal-
lons par minute), mais les débits sont très variables et défient toute prévision, même
sur de courtes distances. On ignore quelle proportion de ce débit est due à l’existence
de brèches entre les conduits.
Les roches volcaniques fissurées influent sur le mouvement des eaux souterraines
dans les couches d’alluvions des bassins d’entremont du fait qu’elles se trouvent au-
dessous des zones de recharge, qu’elles servent de conduits, à la surface ou au-dessous,
amenant les eaux dans les réservoirs alluviaux souterrains, et qu’elles consituent lorsque
leur perméabilité est faible, des barrières souterraines et des barrages de dérivation.
Pour encourager l’exploitation des eaux souterraines dans les roches volcaniques
fissurées, il faut établir des critères permettant de déterminer la perméabilité et sa
répartition au-dessous des autres dépôts. L’étude du mode d’extrusion et de dépôt,
du milieu dans lequel ceux-ci se sont opérés et de la déformation ultérieure est le
principal moyen pour établir ces critères.
(I) Publication authorized by the Director, United States Geological Survey.
503

INTRODUCTION
Volcanic rocks of many types are exposed extensively in the western part of the
United States and yield small to large volumes of water to wells locally. These rocks
have not been exploited extensively for water, except where no other source is available,
because they are not considered to be reliable aquifers and because adequate volumes
of water are obtained from shallower and more accessible and easily drilled alluvial
deposits. Their reputation for unreliability results largely from our present inability
to predict the distribution of fractures, and thus of well yields, of even closely spaced
wells. Nonetheless, volcanic rocks, and particularly fractured flows, represent at
least local potential sources of ground water. This report summarizes the general
conditions under which water occurs in fractured volcanic rocks in southern Arizona
and suggests guidelines for further investigation of the potential productivity of these
rocks.
COLORADO
PLATEAUS
PROVINCE
PROVtNCI
Fig. 1 - Index map of Arizona showing physiographic boundaries and area of report
(stippled).
Southern Arizona is in the Basin and Range physiographic province and consists
of roughly sub-parallel chains of mountain ranges and intermontane basins (fig. 1).
In general, the basins in southern Arizona are more extensive than mountain ranges,
in places two or three times as extensive (fig. 2). The mountains are composed mostly
of Precambrian and Mesozoic granitic and metamorphic rocks, Precambrian and
Paleozoic sedimentary rocks, and Mesozoic and Tertiary volcanic and indurated
alluvial rocks. The basins are filled iargely with Tertiary and Quaternary alluvial
504

material, which locally is interbedded with volcanic deposits that are generally younger
than those exposed in the mountains. The fill in the central parts of the basins may be
nearly 1,ûûû meters thick. In some basins, isolated hills of bedrock stand above
the alluviated valley floors, and in a few basins, all or large parts of the valley floor
are composed of volcanic rocks which overlie or are interbedded with alluvial deposits.
Fig. 2 - Relief map of part of southern Arizona showing general distribution of
ranges and basins. (Outlined area is Papago Indian Reservation.)
The potential importance of water in volcanic rocks stems from the dependence
of southern Arizona on ground water. About two-thirds of Arizona’s water needs is
now supplied by ground water. The rates of decline of water levels, and of ground-
water in storage, of the past few years, based on the analysis of declines in the most
heavily pumped areas, are predicted to continue for at least the next few years (White and
others, 1964). Almost all ground water is supplied by the most widely distributed rock,
the alluvium in the intermontane basins, and locally, the overdevelopment of these
aquifers is severe. The second most widely distributed rock of potentially moderate
to large water-yielding capabilities is fractured volcanic flows of middle to late Tertiary
and Quaternary age. The other principal types of rocks in southern Arizona are nearly
impermeable or only of local significance as aquifers.
DESCRIPTION AND GEOLOGIC SETTING
Although nearly all types of volcanic rocks-flows, tuff, agglomerate, and breccia-
yield some water somewhere, the discussion here is limited to water in fractured and
brecciated andesitic flows, because in southern Arizona they are the second most
extensive aquifers. The Aows generally are andesitic, but some are latitic or basaltic.
Individual flows range in thickness from about 1 to 20 meters, but usually are 5 to
505

10 meters thick; they may be in sequences from a few to about 500 meters thick.
Typically the flow rocks are brecciated and fractured, particularly along their upper
and lower surfaces, but hexagonal fracturing resulting from cooling is rarely prominent.
At the present time the effects of voids and cavities, brecciation, and fracturing cannot
be separated in evaluating the water-bearing potential of large masses of these flows,
mainly because most of the data regarding their water-bearing characteristics are
reported in summary terms by drillers and well owners. However, available data are
adequate to indicate that the flow rocks have permeabilities that range from low to
very high and that the permeability may change markedly within short distances,
both vertically and horizontally. In some places, well fractured flows are dry because
the fractures and cavities are not interconnected.
Andesitic flows cap or form a large part of many ranges in southern Arizona.
Their appearance is so uniform over so many tens of thousands of square miles, that
it is easy to think of them as remnants of a widespread volcanic plateau, similar to,
but smaller than, that of the Columbia and Dekkan fields. However, in southern
Arizona the flows came from many separate centers and at different times. and pro-
bably never were continuous over the region. Rather, they originated as small shield
or composite volcanoes, whose margins may or may not overlap, and in thick sequences
built up within the confines of broad, deep valleys. (For examples, see Anderson and
Creasey, 1958; Gilluly, 1946; Heindl, 1963; Twenter, 1963.) As a result, the thicknesses
of volcanic sequences may differ considerably, and adjacent areas of flows may be
different depositional units.
The original form of the volcanic deposits has been modified in turn by structural
deformation and erosion. They have been folded, mostly into broad shallow folds,
and ruptured, mostly along normal faults. Those volcanic depostis elevated to form
topographic highs have been eroded deeply, and those depressed into the basins have
been buried. The volcanic rocks that are contemporaneous and interbedded with, or
younger than, the basin fill are much less affected by deformation and erosion.
Where the fractured volcanic rocks are buried by or interbedded with the saturated
basin alluvium, they may be in hydraulic continuity with the alluvium. Depending on
relative permeability, water may move either from or into the volcanic rocks, or, as
has been shown in one area (Heindl and McCullough, 1961), the water may move back
and forth between volcanic and alluvial rocks, depending on down-gradient changes
in permeability.
This brief description presents the main elements by which the ground-water
characteristics of the volcanic rocks are categorized in the following section as to their
potential value as aquifers and as to the desirability for their exploration and further
investigation.
GROUND-WATER CHARACTERISTICS BY TOPOGRAPHIC SITUATIONS
The ground-water characteristics of fractured andesitic flow rocks in southern
Arizona are here categorizsd on the basis of their topographic situations, and examples
are described briefly. The ground-water characteristics are given on the assumption
that the sequences of flows have fairly uniform “formational” permeabilities, although
these may differ considerably from the “rock” permeability at any particular site.
The chemical quality of water in volcanic rocks is not discussed because available
records indicate the chemical quality is generally uniform. Water from volcanic rocks
commonly contains about 300 to 600 parts per million of dissolved solids, and the
principal objectionable constituents are fluoride (commonly greater than 1 part per
million) and silica (commonly greater than 20 parts per million).
506

A. Volcanic flows irr mountain ranges
1. In eroded remnants high in the ranges; no continuity with basin alluvium;
(see A-1, fig. 3).
a) Largely areas of recharge and nearly immediate discharge; small wet-weather
springs or seeps at or near base of volcanic sequence, at interfaces between successive
flows, or at some fracture intersections; potentially poor aquifer.
F.’]
PERMEABLE ALLUVIUM ,
1
PERMEABLE FRACTURED ______
VOLCANIC ROCK
GENERALLY IMPERMEABLE
ROCK
TOP OF SATURATED ZONE
Fig. 3 - Diagrammatic sketches showing relationship of topographic situation of
fractured rocks to the occurrence of ground water.
507

) Examples are numerous. Table Top Mountain, Pinal County, stands about 600
meters above the surrounding valleys. The mountain is composed largely of granite
and schist, and is capped by volcanic flows which are about 150 meters thick and cover
an area nearly 5 square kilometers. Small seeps are marked by patches of vegetation
that remain green after the rest of the mountainside has turned brown or gray. Another
example is Black Mountain near Tucson, Pima County, which stands about 300 meters
above the surrounding piedmont slope. Black Mountain is a fault block about 3 kilo-
meters long and 0.5 kilometer wide. It consists mainly of about 150 meters of volcanic
flows resting on consolidated, poorly permeable conglomerate which is older than the
alluvium of the basin fill. Wet-weather springs are localized along the base of the
volcanic flows by small transverse faults. The volcanic flows and associated dikes
are aquifers where they are encountered below the alluvium and the water table in
adjacent areas. Locally these volcanic rocks yield small quantities (1 to 10 liters per
minute) to domestic and stock wells (Heindl and White, 1965).
2. In eroded remnants that pass beneath the basin alluvium. (See A-3, fig. 4j.
u) Form areas of recharge in mountains and transmit water to below water table;
depending on structural relationship and extent, they may or may not be a usable
aquifer.
b) Many examples, including Vaca Hills and Mesquite Mountains, Pima County,
and west side of Vekol Mountains, Pinal County. The nothern of the two Vaca Hills
is capped by about 50 meters of vesicular and fractured volcanic flows which dip north
and pass under the valley fill. A weil 6 kilometers west of the Mesquite Mountains
obtains water from lava at a depth of about 160 meters below the surface and about
30 meters below the base of the alluvium.
3. Constitute a large proportion of the range and pass under the alluvium. (See B,
fig. 5).
a) Form large areas of recharge and transmit water to saturated zone; potentially
a usable aquifer.
b) Many examples, including Ajo Range and Sikort Chuapo and Batamote
Mountains, Pima County, and the mountains flanking Eagle Creek, Greenfee County.
At least 6 test holes were drilled generally within about 300 meters of each other
in the alluvial fill along Eagle Creek. Andesitic flows were penetrated at depths of 60
to 100 meters. Hot water (ranging from about 48 “C to 56 “C) under artesian pressure
rose to within a few meters of the surface or flowed at low rates. When tested with
pumps, the wells yield from about 10 to 60 liters per second. However, a long-term
(6 months) pumping test by C. F. Tolman in 1939 is reported to indicate that the aquifer
had a “safe yield” of only about 60 liters per second. Detailed records of the test are
not accessible to determine what was meant here by the term I‘ safe yield. ” In Bonita
Creek, Graham County, about 30 kilometers east of Eagle Creek, the volcanic rocks
in the basin have supplied the city of Safford with about 100 liters per second for many
years (Heindl and McCullough, 1961). This water, however, is not obtained directly
from volcanic flows; instead, it is obtained from shallow and narrow channel deposits
which partly fill a canyon cut into the volcanic rocks. The water moves into the channel
fill because a local barrier in the volcanic rocks, possibly an impermeable fault zone,
prevents the water from continuing downgradient in the volcanic rocks.
B. Volcanic flows in basins
1. Widespread flows and related features (cinder cones) at surface; (see A-2, fig. 6).
a) Form large areas of recharge; transmit water readily to water table; may or
may not be an aquifer depending on whether the sequence is thick enough to be below
saturated zone.
508

) San Bemadino Valley, Cochise County, includes about 450 square kilometers of
volcanic flows and cinder cones at the surface. Alternating beds of volcanic and alluvial
deposits locally are at least 300 meters thick. The water is under sufficient artesian
pressure locally to flow at rates of as much as 6 liters per second, but generally the water
levels are from less than 50 to nearly 300 meters below land surface, A second, and
somewhat different example, is that of the Sentinel flows in Maricopa County. These
flows occupy about 650 square kilometers, but they apparently lie above the water
table and do not yield water to any known wells.
2. Restricted exposures in small hills standing above basin fill.
u) Isolated hills are exposed parts of sequences of volcanic deposits intercalated
with surrounding alluvium. (See C, fig. 3). Buried volcanic deposits probably are
recharged largely from basin fill and may form potentially useful aquifers. In the broad
valley known as the Dateland-Hyder area, along the boundary between Maricopa and
Yuma Counties, sequences of volcanic flows intercalated with alluvial deposits range
in thickness from about 100 to 400 meters and are at different depths below the surface
to a maximum of 700 meters. Exposures of volcanic rocks in adjoining mountains are
widespread and of different ages, but only 4 or 5 small hills in a valley area of about
1,200 square kilometers hint at the presence of buried volcanic rocks. Yields from wells
range from about 60 to 150 liters per second. The amounts contributed separately by
the volcanic rocks and the intercalated alluvial deposits are not known. However,
the fact that yields from wells that penetrate volcanic flows commonly are slightly
greater to roughly twice as great as those from the alluvium alone suggests that the
buried volcanic flows are aquifers. (Summary based on well data compiled by
W. G. Weist, Jr., U. S. Geological Survey, Tucson, Arozina.)
b) Isolated hills are exposed parts of small fault blocks or slivers. (See D, fig. 3).
Such blocks of volcanic rock may or may not be in hydraulic continuity with alluvium,
depending to some extent on permeability of fault gauge and degree of fracturing along
the fault plane; may be a questionable or highly localized aquifer. In the central part
of the lower San Pedro River basin in Pinal County, three small volcanic hills, all less
than one square kilometer in extent, are in fault, or probable fault, contact with the
alluvial deposits of the basin. The volcanic rocks are fractured and interflow contacts
are brecciated and apparently porous. These rocks could be sufficiently permeable to
transmit water, but no wells have been drilled into them.
c) Isolated hills are exposed parts of volcanic sequences which may or may not be
exposed in adjacent ranges. The buried volcanic rocks are in hydraulic continuity with
the alluvium beneath which they are buried. The adequacy of volcanic rocks as aquifers
in this situation depends largely on their extent. Several examples of this situation are
known, such as in the upper Hickiwan and upper La Quitani Valleys of Pima County;
the outstanding example is Childs Valley, generally north and east of Ajo. Ajo is a
copper mining center, and its operations require large volumes of water for mine,
mill, smelter, and municipal purposes. For 40 years nearly all of the supply has been
from wells about 6 kilometers north of Ajo. Early in the century. a shaft was sunk to
a depth of about 230 meters into andesitic flows and breccias, which lie beneath about
60 meters of alluvium. Drifts branched out from the bottom of the shaft, which was
at the water level of that time, to collect water moving through the brecciated volcanic
rock. When the water level threatened to drop below the bottom of the drifts, a well
was drilled in the bottom of the shaft to a depth of about 410 meters. Subsequently,
300-meter deep wells were drilled from the surface to tap the same volcanic aquifer,
but the principal production continued from the “shaft well,” at least to 1956, the last
year for which a report is available. Between 1913 and 1956. the water level had dropped
13 meters. In 1956, the well field produced 24 cubic meters per minute. In the past
509

decade, operations at the mine and the population of Ajo have expanded, and the
pumpage now probably is in the order of about 30 cubic meters per minute.
C. No exposures of uolcanic rocks in basin. (See E, f;g. 3).
a) No example of this type in southern Arizona. Every large basin has at least a
few exposures of volcanic rocks around its perimeter. Salt River valley, centering on
Phoenix, is one of the largest in the region and perhaps has the fewest volcanic exposures
along its margins. No wells in the central part of the basin have reached bedrock,
although many wells are as much as 700 meters deep. Nonetheless, the possibility
of buried volcanic flows at greater depths is geologically sound, and if volcanic flows
are encountered, they may be expected to have water-bearing characteristics that are
determined by the degree of fracturing and the degree of hydraulic continuity with the
overlying alluvium.
“ FORMATIONAL ” PERMEABILITY AND TRANSMISSIBILITY
The nature of the deposition of volcanic flows results in a high degree of anisotropy
of permeability. Voids and zones of brecciation tend to be aligned both parallel and
transverse to the direction of flow. However, the directions of flows in many places
depart widely from the basic radial pattern around a volcanic center or from the basic
linear pattern of down a valley or across a plain. Transmissibilities of sequences of
flows also vary considerably within short distances, because of the general thinning
of volcanic piles away from their sources and the intercalation of deposits of sedi-
mentary, pyroclastic, and much less permeable extrusive rocks. Furthermore, in many
places, younger dikes and faults may block off large volumes of the sequences of flows
into compartments, which have little or no hydraulic continuity. In spite of wide
local variations in permeability, transmissibility, and hydraulic continuity, large areas
of fractured volcanic flows in southern Arizona may be considered to have reasonably
uniform “formational” permeabilities and transmissibilities. These formational
hydraulic characteristics are the “average” of great local differences of lithologic and
hydraulic characteristics, and it is not only useful but necessary to consider the water-
bearing potentialities of volcanic rocks in terms of formational rather than local
characteristics.
The “formational” permeabilities of the volcanic rocks discussed in this paper,
and their abilities to transmit water, seem to be generally high. Although no quanti-
tative estimates of permeability can be made on the basis of local pumping tests,
evaluations and estimates of permeability can be made on the basis of observations
of surface characteristics and water-level configurations and from records of pumpage
and water-table declines. The description and examples given here are no doubt of
rocks whose permeabilities are higher than average, and equally favorable permeabilities
cannot be expected everywhere fractured volcanic rocks are water-bearing.
The mountains along the western boundary of the Papago Indian Reservation
(fig. 2) are made up mostly of fractured and brecciated andesitic flows. In these
mountains, there are practically no secondary tributaries to the main stream channels,
which are consequent on the dip slopes. Runoff after a rain is concentrated in the main
channels and overland flow is minor. The rainfall apparently percolates downward
almost immediately and moves along the top of less permeable zones to be discharged
along the stream channels almost as immediately. After a storm, the volcanic rocks
drain noticeably for only a few minutes or a few hours. Even reliable wet-weather
springs and seeps are rare because the volcanic rocks apparently release the water as
rapidly as they absorb it.
510

Movement of water through these volcanic rocks can be so rapid as to be seen and
heard. Workers at the “shaft-well’’ near Ajo (described in preceding section, item
B-2-c) report that the movement of water could be watched before the water level
dropped too far below the floor of the shaft; and in 1956, when the water level was 13
meters below the level of the floor of the shaft, the water in the well could be heard
gurgling merrily.
These observations suggest permeability as high as or higher than that of the alluvial
deposits of the intermontane basins, and, in some places the water tables in adjoining
valleys appear to be so concordant as to suggest that the volcanic mountains between
them are acting as conduits rather than barriers. In other places, the water table in
alluvial and volcanic rocks in the same valley appear to be concordant.
Concordant water tables on opposite sides of a range composed of volcanic rocks
occur in the southwestern part of the Papago Indian Reservation (fig. 2). The mountains
along the western boundary are made up mostly of fractured and brecciated andesitic
flows. These flows are interbedded with thinner units of less fractured volcanic deposits
and lenses of consolidated alluvium. The volcanic sequences rest on much less per-
meable bedrock composed of metamorphosed sediments, gneiss, and granite or quartz
monzonite. The less permeable bedrock units, in turn, make up most of a chain of
mountain ranges, which are roughly 50 kilometers east of the mountains along the
boundary. Between the two chains of mountains is a third chain of small ranges, com-
prised mostly of the Gu Vo Hills and the Mesquite Mountains. This third chain of
mountains is composed mostly of permeable andesitic flows. The two basins between
the three chains contain alluvium that is at least 210 meters thick where it has been
penetrated by wells. Although the two basins are nearly completely separated from each
other by the chain of mountains between them, the water table in their alluvial deposits
is almost concordant. In an area of about 1,200 square kilometers, the water table in
the period of 1956-1958 lay between altitudes of 450 and 475 meters and had east-west
and north-south gradients of about 5 and 1 meters per kilometer respectively. In the
absence of firm evidence for an effective barrier which may hold up the water levels,
it seems illogical to accept such a configuration of the water table, unless water were
able to move as freely through the rocks of the mountains between the valleys as it
did through the alluvium itself. The transmissibility of a saturated thickness of 200
to 300 meters of alluvium is on the order of 100 cubic meters per day per meter. In that
the saturated thickness of the flows in the Gu Vo Hills is estimated to be about 100
meters, it seems reasonable to assume that their formational permeability is at least
that of the adjacent alluvium.
An example of concordant water levels in volcanic and alluvial rocks is in Ajo
Valley. Wells drilled about 2 kilometers south (upgradient) and 2 kilometers north
of the “shaft well” penetrate alluvium to depths of 342 and 200 meters, respectively.
In contrast, the alluvium in the “shaft well” between them is only about 60 meters
thick. The gradient between the south and shaft wells is about 5 1/2 meters per kilometer
and that between the shaft and north wells is about 4 meters per kilometer. The general
concordance of gradients here again suggests a similarity between the permeability
of the alluvial and volcanic aquifers in this valley.
Additional indication of the permeability of the volcanic aquifer in Ajo Valley
is obtained from the pumpage records. These indicate that about 100,000,000 cubic
meters were pumped and that the water table declined about 13 meters between 1913
and 1956-or a yield of about 8,000,000 cubic meters of water per meter of water-table
decline. These data indicate a far greater yield than that from volcanic rocks underlying
Bonita Creek (item 3-b), where specific capacity was estimated to be the equivalent
of about 5 liters per minute per meter of drawdown (Heindl and McCullough, 1961),
or that from the volcanic rocks underlying Eagle Creek (item 3-b), whose “safe yield I’
reportedly was calculated to be about 60 liters per second.
51 1

These notes indicate both the high local potential fractured volcanic rocks have as
local sources of water and the wide variability the same sequence may have in its
water-bearing characteristics. Probably no amount of hydrologic, hydraulic, and
statistical analysis of even much more information than we now have will preclude
the drilling of “ dry” holes within short distances of good producers or the drilling of
a successful well after a discouraging number of failures. Nonetheless, certain types of
information could aid greatly in providing a basis for locating test holes whose chances
of success are favorable.
1. Mapping of patterns of alignments of voids, breccia, and fractures as a basis
for determining direction of the flow of lava, and thus a part of the pattern of distri-
bution of water-bearing Characteristics.
2. Mapping of volcanic units-or sequences of similar units-on the basis of
hydrologic rather than stratigraphic criteria; that is, mapping potential aquifers rather
than formation.
3. Mapping the structural deformation and consequent or related erosion, particu-
larly to identify evidence that will indicate the geometry of the deposits where they are
buried beneath the alluvium of the basins.
4. Development of an integrated environmental history of deposition, deformation,
and erosion of the potential volcanic aquifers. This is the basic hypothesis upon which
projections and predictions are made.
5. Projection of patterns of distribution of permeability and transmissibility and
the effects of structural deformations and erosion, as exposed in the hills and mountains,
into the adjacent alluviated basins.
6. Use of available subsurface information to modify and refine projections of the
geometry of the buried deposits and their water-bearing characteristics. Subsurface
information should be interpreted in conjunction with the integrated history, which
may be modified as subsurface data are accumulated.
7. Geophysical information should be used only after a thorough synthesis of
surface and subsurface information.
8. Test holes, finally, are needed to substantiate predictions and projections and
to provide firm data regarding the water-bearing characteristics and the quality of
water. Evaluation of test holes should be made with due regard for the possibility
that any one test hole may not be an adequate test of the “formational” hydraulic
characteristics.
Use of a simplified version of this rationalized approach to exploration and evalu-
ation of ground-water supplies in volcanic rocks has resulted recently in the develop-
ment of successful water supplies for the villages of Kaka and Hotosan Vo on the
Papago Indian Reservation. At both villages, the water was developed in volcanic
rocks below moderate thicknesses of alluvium in basins where no hydrologic infor-
mation, other than that deduced from the geologic features exposed in the adjacent
mountains, was available within several kilometers. At both sites, bailing tests indicated
a minimum yield of about 2 liters per second with no apparent drawdown, an amount
sufficient for the domestic and stock requirements of each village. In both instances,
the water levels in the volcanic rocks were concordant with those of the adjacent or
nearby alluvial basins.
512

REFERENCES CITED
ANDERSON, C.A., and CREASEY, S.C., 1958. Geology and ore deposits of the Jerome
area, Yavapai County, Arizona. 185 p. (U.S. Geol. Survey Prof. Paper 308).
GILLULY, James, 1946. The Ajo mining district, Arizona. 112 p. (U.S. Geol. Survey
Prof. Paper 209).
HEINDL, L.A., 1963. Cenozoic geology in the Mammoth area, Pinal County, Arizona.
41 p. (U.S. Geol. Survey Bull. 1141-E).
HEINDL, L.A., and COSNER, O.J., 1961. Hydrologic data and drillers’ logs, Papago
Indian Reservalion, Arizona, with a section on chemical quality of the water by
L.R. Kister. 116 p. (Ariz. State Land Dept. Water Resources Rept. no. 9).
HEINDL, L.A., and McCullough, R.A., 1961. Geology and availability of water in
the lower Bonita Creek area, Graham County, Arizona. (U. S. Geol. Survey Water-
Supply Paper 1589).
HEINDI., L.A., COSNER, O. J., PAGE, H. G., ARMSTRONG, C.A., and KISTER, L.R.,
1962. Summary of Occurrence of ground water on the Papago Indian Reservation,
Arizona. (U.S. Geol. Survey Hydro1 Atlas 55).
HEINDL, L.A., and WHITE, N.D., 1965. H,ydrologic and drill-hole data, San Xavier
Indian Reservation. and vicinity, Pima County, .. Arizona. 48 v. - (Ariz. . State Land
Dept. Water-Resources Rept. 2Ó).
TWENTER, F. R., 1961. Miocene and Pliocene history of central Arizona. In: Geological
Survey Research 1961, Art. 205, U.S. Geol. Survey Prof. Paper 424-C, p. C-153-
C-156. - .._.
WHITE, N.D., STULIK, R.S., and RAUH, C.L., 1964. Effects of ground-water withdrawal
in part of central Arizona projected to 1969: 22 p. (Arizona State Land Dept.
Water-Resources Rept. 16).
513

1.7
Exploit ahon
Exploitation

SUMMARY
HYDROGEOLOGlCAL PROBLEMS
IN THE KARST COASTAL AREA
Jordan VELIMONOVI6 and Vlaàan CUBRAKOVI6
The Institute for Geological and Geophysical Research, Beograd
The complex hydrogeological investigations performed to solve the problem of
water supply have been carried out at several localities in the coastal karst for the last
ten years.
The problems refering to mixing of salt and fresh waters, their hydrodynamic
relation and the influence of pumping regime on their mutual relation had to be solved.
This paper deals with the methodology of hydrogeological investigations with
special regard to the results obtained by test exploratory pumping at some particular
localities.
RESUME
PROBLÈMES HYDROGEOLOGIQUES
DE LA RÉGION COTI&RE KARSTIQUE
Jordan VELIMONOVId et Vlaàan CUBRAKOVIe
Institut de recherches géologiques et géophysiques de Belgrade (Yougoslavie)
Au cours des dix dernières années, des recherches hydrogéologiques complexes
ont été faites en plusieurs points de la région karstique côtière pour résoudre la question
de I’approvisionnement en eau.
I1 s’agissait de résoudre les problèmes relatifs au mélange des eaux salée et douce
àleur relation hydrodynamique et aux effets du pompage sur leurs rapports réciproques.
Cet article traite des méthodes de recherches hydrogéologiques et étudie tou
spécialement les résultats obtenus par les tests de pompage dans certains emplacement
517

EXPLOITATION DES EAUX SOUTERRAINES ET
BILAN HYDRIQUE DANS LES CALCAIRES DE TUNISIE
RÉSUMÉ
Gilbert CASTANY
Les études hydrogéologiques poursuivies ces dernières années dans les massifs calcaires
du Chenata, Zaghouan, Bent Saïdane et Bargou en Tunisie et l’exploitation des
eaux souterraines pour l’alimentation en eau d’agglomérations urbaines, permettent de
dégager quelques principes généraux sur leur alimentation et leur bilan hydrologique.
La méthode d’exploitation, utilisant la structure hydrogéologique comme réservoir
d’accumulation souterrain naturel, apporte également une contribution importante
à l’exploitation rationnelle des eaux souterraines en pays calcaires.
Le calcul du bilan établi par J. TIXERONT et E. BERKALOFF est basé SUT la détermination
de la hauteur de précipitation, le débit d’exploitation et la reconstitution des réserves
évaluées d’après le débit des sources ou l’observation de la cote du plan d’eau. La
capacité d’emmagasinement par tranches de couche calcaire a pu être déterminée.
Au Djebel Bargou, M. ZeBIDr a utilisé une méthode plus générale, basée sur le calcul
de l’évapotranspiration, du ruissellement et de l’infiltration.
SUMMARY
Exploitaiion of underground water and hydrological balance of the calrareous massifs
of Tunesia
The hydrogeological studies pursued of late years in the Chenata, Zaghouan, Bent
Saïdane and Bargou calcareous massifs in Tunesia and the development of their ground-
water for the supply of urban communities enable certain general principles to be
stated regarding their recharge and hydrological balance.
The method of exploitation, using the hydrogeological structure as a natural under-
ground storage reservoir, is also an important contribution to the sound management
of groundwater in limestone country.
The estimate of the water balance worked out by 5. Tixeront and E. ,Berkalof€ is
based on the determination of the heigih of rainfall, the volume of extractions and,the
restoration of the reserves estimated from spring discharge or observation of the height
of the water table. It has proved possible to calculate the storage capacity per section
of limestone bed. In the Djebel Bargou, Mr. Zebidj has used a more general method
based on the calculation of evapotranspiration, surface runoff and infiltration.
L’exploitation rationnelle, depuis plusieurs années des eaux souterraines de quelques
massifs calcaires de Tunisie, reposant sur l’étude géologique et hydrologique régionale
détaillée, a permis d’établir des bilans hydriques et d’évaluer les ressources en eau.
Les travaux réalisés sont un exemple de régularisation des ressources eneau par l’utilisation
des structures hydrogéologiques comme réservoirs souterrains naturels.
Nous exposerons ici les résultats des études de J. TIXERONT et E. BERKALOFF concernant
ies massifs calcaires des djebels Chennata, Zaghouan et bent Saïdane et de
H. ZEBIDI relative au Bargou. Les trois derniers appartiennent à la même zone climatique
et structurale de l’Atlas tunisien oriental au S.E. de Tunis.
DJEBELS CHENNATA, ZAGHOUAN et BENT SAIDANE
J. TIXERONT et E. BERKALOFF ont étudié le bilan hydrique des massifs calcaires du
Chennata, Zaghouan et bent Saìdane dont les eaux souterraines alimentent les villes
de Bizerte et de Tunis.
51 8

Cadre hydrogéologique
La structure hydrogéologique et les données sur la roche magasin de ces massifs
calcaires sont bien connues par des études géologiques détaillées. Le bassin des eaux
souterraines (bassin hydrogéologique), correspondant au bassin versant des eaux de
surface (bassin hydrographique), est nettement délimité par la stratigraphie et la tec-
tonique. L’alimentation naturelle du réseau aquifère s’effectue uniquement par les
précipitations sur l’impluvium direct (pluie et neige). Le djebel Chennata, formé de
calcaires du Sénonien, présente un impluvium de 1,8 km2. Un forage situé B l’amont
des captages permet de suivre les variations du plan d’eau. Au djebel Zaghoan ce sont
les calcaires jurassiques qui servent de réservoir alimentant trois sources et des galeries
de captage. La galerie la plus basse est située à une trentaine de mètres au-dessous de
la surface maximale des eaux souterraines. Leur impluvium atteint 20 km2. Les calcaires
du Lias du bent Saldane, d’une superficie de 17 km2, alimentent des sources et forages.
Exploitation des eaux souterraines
Les sytèmes de captages, galeries et sondages, de ces massifs calcaires permettent
de régler la production en eau selon les besoins. Ainsi en été (juiiiet-aoút), le niveau de
la surface des eaux souterraines est abaissé par exploitation intensive et en période de
précipitation importante (décembre-janvier) les réserves se reconstituent par alimen-
tation naturelle. On utilise ainsi la structure hydrogéologique comme réservoir sou-
terrain naturel pour la régularisation des ressources en eaux.
Au Chennata, une galerie avec serrement permet de vidanger une tranche de roche
magasin de 30 mètres de puissance et de 3 km2 de superficie. Au bent Saldane il existe
deux captages de sources et un puits foré capable d’exploiter par pompage une réserve
d’eau de 15 millions de mètres cubes, correspondant à une tranche de calcaire de 20
mètres environ d’épaisseur. Trois sources captées et deux galeries utilisent le réseau
aquifère du Zaghouan.
Bilan hydrique annuel moyen
Les éléments principaux connus servant de base au calcul du bilan hydrique sont
la hauteur de précipitation P, le débit d’exploitation des eaux souterraines Qez et la
variation positive de la réserve en eau souterraines + dW (reconstitution des réserves
en eaux souterraines, évaluée d’après le débit des sources ou l’observation de la cote
du plan d’eau dans les ouvrages témoins (tableau I).
TABLEAU I
Éléments principaux du bilan hydrique des
massifs calcaires du Chennata, Zaghouan et bent Saidane
Apports Dépenses
Prkipitations P
~
Evapotranspiration réeiie
Ruissellement de surface
E
R
Exploitation des eaux souterraines Qez
Variation de la réserve en eaux souterraines + dW
L’expression du bilan hydrique est la suivante :
P=E+R+Q,,+dW
P est la hauteur de précipitation donnée par les postes pluviométriques (y compris les
chutes de neige);
519

E, l’évapotranspiration réelle calculée par différence des autres éléments connus du
bilan;
R, le ruissellement considéré comme négligeable tant que la réserve n’est pas entièrement
reconstituée, donc que les sources de déversement ne sont pas alimentées;
Qez, le débit d’exploitation mesuré aux captages et aux sources;
dW, la variation de la réserve en eaux souterraines connue.
L’élément du bilan, inconnu, est l’évapotranspiration réelle difficile à évaluer directement
(l’évaporation Piche est de 1279 mm au Chennata). Cette donnée est calculée
à partir de l’infiltration efficace, c’est-à-dire de l’infiltration profonde (ou percolation)
qui alimente les eaux souterraines (voir tableau V).
Précipitations. - Les données de base des postes météorologiques ont permis d’établir
le tableau II.
TABLEAU II
Hauteurs de précipitations en mm
D’après J. TIXERONT et E. BERKALOFF
Massif Année hydrologique (septembre-août) Année moyenne
(I 945-1 950)
1945 1946 1947 1948 1949
1946 1947 1948 1949 1950
Chennata 579 721 580 617 669 623
bent Saïdane 335 300 483 752 491 472
Zaghouan 304 373 422 706 51 463
Infiltration efficace. - Le ruissellement étant considéré comme négligeable, l’infiltration
efficace, I, est calculée à partir de la variation de la réserve en eaux souterraines,
dW, et du débit d’exploitation. Nous avons d’après J. TIXERONT et E. BERKALOFF :
A est la surface du périmètre d’alimentation direct, déterminé par les études hydrogéologiques
;
Ri et Ro, le volume de la réserve en eaux souterraines au début et en fin de la période
considérée; Ri - Ro = d W;
Qez, le volume d’eau exploité au cours de la période considérée.
L’opération essentielle revient donc à déterminer le volume de la variation de la
réserve en eaux souterraines.
Calcul de la variation de la réserue en eaux souterraines. Ce calcul est délicat car il
repose sur la détermination de la relation entre le volume d’eau souterraine stocké dans
la tranche de roche réservoir correspondant à l’amplitude de la fluctuation de la surface
du réseau aquifère et l’altitude du plan d’eau mesuré dans les ouvrages témoins
ou le débit des sources. En effet, si l’on décompose la masse calcaire en tranches successives,
d’un mbtre de puissance par exemple, le volume d’eau stocké n’est pas constant
d’une tranche à l’autre. En général, il décroît avec la profondeur.
Au djebel Chennata, J. TIXERONT et E. BERKALOFF ont établi une relation entre le
volume de la réserve et l’altitude du plan d’eau dans le puits témoin en évaluant le
volume d’eau exploité par le captage en période sèche et correspondant aux abaissements
successifs par tranches de 2,5 mètres. Une relation a été ensuite établie entre
52 O

l’altitude du plan d’eau et le volume de la réserve qui lui correspond. Ce volume d’eau
emmagasiné décroît avec la profondeur de 27.000 à 13.000 mètres cubes par metre
d’abaissement. Ce phénomène est dû à la diminution de l’ouverture des fissures. Le
volume des vides est plus important dans la zone de fluctuation de la surface des eaux
souterraines. Le volume total de la réserve est en moyenne de 500.000 m3 pour un abais-
sement de 29 mètres, lequel est réglé par la galerie.
Au djebel bent Saldane la relation, déterminée par la même méthode dans le puits
de captage, donne 750.000 m3 en moyenne par mètre d’abaissement et un volume total
de stockage de 4 millions de mètres cubes. Ces données ont été contrôlées par les courbes
de tarissement des sources. Au djebel Zaghouan, le volume de la réserve a été calculé
par les courbes de tarissement des sources en régime non influencé et par l’exploitation
des galeries. I1 est de 2.700.000 m3.
Les résultats de ces déterminations directes sont exposés dans le tableau III.
TABLEAU III
Valeurs de la variation de la réserve pour l’année moyenne
(période 1945-19.50) en millions de mètres cubes.
D’après J. TIXERONT et E. BERKALOFF
Nombre
Massif d’années Volume Volume Volume Fréquence
d’observations moyen minimal maximal
Chennata 9 0,58 0,346 0,84 1 fois en 9 ans
bent Saïdane 16 1,45 O 439 1 fois en 6 ans
Zaghouan 18 32 178 5 1 fois en 8 ans
Avec ces données (tableau III) sur la variation de la réserve en eaux souterraines
on détermine la hauteur de la lame d’eau infiltrée (tableau IV).
TABLEAU IV
Hauteur de lame d’eau infiltrée, en rnm
D’après J. TIXERONT et E. BERKALOFF
Massif Année hydrogéologique (septembre-août) Année moyenne
(1945-1950)
1945 1946 1947 1948 1949
1946 1947 1948 1949 1950
Chennata 188 382 213 276 257 264
bent Saldane 70 O 70 390 12 108
Zaghouan 50 100 185 345 150 166
Evapotranspiration réelle. - L’évapotranspiration réeiie, le ruissellement étant con-
sidéré comme négligeable, est évaluée par différence,
E=P-I, (3)
52 1

TABLEAU V
Euapotranspiration réelle rapportée à l’année moyenne, en mm (période 194.5-19.50)
D’après J. TIXERONT et E. BERKALOFF
Massif P Iw E = P-Iw
Chennata 633 264 369
bent Saïdane 472 108 362
Zaghouan 463 166 297*
* La faible valeur de E obtenue pour le Zaghouan, comparée aux autres massifs,
provient du fait que pendant deux années consécutives, 1947 et 1948, le ruissellement
a été appréciable.
Préoisions du bilan hydrique - bilan hydrique annuel
La relation entre la hauteur de précipitation P et le volume d’eau apporté par l’infiltration
efficace, Zw, est donnée par une formule établie par J. TIXERONT et E. BERKALOFF
I, = A(P-Ho-aE) (4)
IW est le volume d’eau apporté par l’infiltration efficace en m3;
A, la surface du périmètre d’alimentation directe en m2;
P, la hauteur cumulée de précipitation en m ;
HO, la hauteur de la tranche d’eau retenue par le sol (coefficient de rétention) en m ;
a, un coefficient numérique;
E, la hauteur cumulée de l’évapotranspiration en m.
La détermination de HO et de a est effectuée à l’aide de graphiques. Les valeurs suivantes
ont été obtenues (tableau VI) :
TABLEAU VI
Valeurs des éléments de la formule (4)
Chennata 0,5 60 1,8 1279
bent Saïdane 0,4 85 17 1400
Zaghouan 0,4 120 20 -
La confrontation des valeurs calculées de l’infiltration efficace avec celles ayant été
observées a donné les résultats exposés dans le tableau VII.
TABLEAU VI1
Comparaison des oaleurs en mm de lu> obseroées aoec celles ayant été calculées.
La diflérence, d, en plus ou en moins est exprimée en mm.
D’après J. TIXERONT et E. BERKALOFF
Année Chennata bent Saïdane Zaghouan
différence différence différence
hydrologique Iw Iw Iw
+ - + - + -
5 22
1945-1946 191 3 65 5 40 10
1946-1947 359 23 O 80 20
1947-1948 213 5 53 17 65* 120*
1948-1949 266 10 380 10 342 3
1949-1950 261 4 53 39 144 6
moyenne 258 6 110 2 134 32

Les corrélations sont satisfaisantes, sauf pour le Zaghouan en 1947-1948. Cette ano-
malie est due vraisemblablement au ruissellement.
DJEBEL BARGOU
Le bilan hydrique du djebel Bargou, en Tunisie orientale, a été étudié par H. ZEBIDI.
Cadre hydrogéologique
Le djebel Bargou est un vaste dome constitué de calcaires de 1’Aptien supérieur,
reposant sur un substratum argileux de 1’Aptien inférieur. I1 est constitué de deux plis
parallèles séparés par une gouttière synclinale faillée, la vallée du Bargou. H. ZEBIDI
a étudié plus particulièrement cette vallée, laquelle correspond à un bassin des eaux
souterraines bien individualisé.
La couche aquifère calcaire de la vallée du Bargou, holokarst typique, est bien déli-
mitée. L’exutoire des eaux souterraines est représenté en totalité par les sources captées
pour l’alimentation en eau de la ville de Tunis : Ain Bou Saadia I, Ain Bou Saadia II
et Ain Faouar. Sur une superficie du bassin versant de 55,5 km2, on compte 19 krnz
d’affleurements calcaires, 13 de marnes et le reste d’éboulis et brkhes de pentes et de
limons quaternaires. L’altitude moyenne est de 800 mktres.
Bilan hydrique annuel moyen :
Les éléments principaux de base de calcul du bilan hydrique sont donnés dans le
tableau suivant :
TABLEAU VI11
Éléments principaux du bilan hydrique annuel moyen du djebel Bargoii
(période 1949- 1960)
D’après H. ZEBIDI
Apports Dépenses
(en millions de mètres cubes)
Précipitation P 42,5 Evapotranspiration réelle E
0,5 x 553 .lo6 28
Infiltration efficace IW 2,5
Ruissellement R 12,5
I1 n’est pas tenu compte de la variation des réserves sur l’année moyenne. D’ailleurs,
comme le calcul est effectué avec le débit des sources Zw = dW. Nous remarquerons
que le ruissellement est important. Nous aurons donc comme expression du bilan
hydrique :
P=E+R+I, (5)
P est le volume d’eau précipité au cours de l’année moyenne mesuré par planimétrage
de la carte en courbes isohyètes;
E, le volume d’eau dépensé par l’évapotranspiration réelle calculé par la formule de
L. TURC;
R, le volume d’eau ruisselé obtenu par différence et contrôlé par des évaluations;
Zw, le volume d’eau alimentant les eaux souterraines (infiltration efficace) évalué d’après
les mesures de débit des sources.
52 3

Quelques remarques s’imposent au sujet des valeurs de l’évapotranspiration réelle,
de l’infiltration efficace et du ruissellement.
Evapotranspiration delle
Elle a été calculée d’après la formule de L. TURC, appliquée aux données météorologiques
de l’année 1961-1962.
ou
L = 300 + 25T + 0,05T3 (7)
T, étant la température annuelle moyenne.
Pour T = 18#C et une hauteur de précipitation de 560 mm
E = 513 mm
Cette valeur est trop forte, comparée à celle obtenu pour les autres massifs, en particulier
le bent Saldane situé dans les mêmes conditions climatiques.
Infiltration eficace-débit des sources
La totalité du débit des eaux souterraines, correspondant i l’alimentation par l’in-
filtration efficace, s’écoule par trois sources captées : Ain Bou Saadia I, Ain Bou Saadia
II et Ain Faouar. Pour les deux premières, des mesures de débits depuis 1949 permet-
tent de connaître avec précision les volumes d’eau écoulés chaque année et de déter-
miner le débit annuel moyen (tableau IX).
TABLEAU IX
Débits annuels moyens en millions de mètres cubes des sources
d’Ain Bou Saadia I et II.
D’après H. ZEBIDI
Période de P annuelle moyenne Débit annuel moyen (lo6 m3)
référence à Saadia (mm)
Ain Bou Saadia I Ain Boa Saadia II
1949- 1960 715 1 o, 8
soit 11 ans
L’étude des courbes de décrue donnent les résultats suivants (tableau X). Les chiffres
obtenues, Qe ont été comparés à ceux des débits mesurés, Qm,
du tableaux IX.
TABLEAU X
Comparaison des débits annuels mesurés et calculés par les courbes de décrue
D’après H. ZEBIDI
Source étudiée P QC em Qcl Qm
(mm) (en millions de m3)
Ain Bou Saadia I 666 1,298 0,349 0,27
Ain Bou Saadia II 666 0,827 0,223 0,27
524

Ainsi pour les deux sources de Bou Saadia, l’évaluation de la réserve en eaux sou-
terraines par les courbes de décrue ne représente que 27% de la réserve totale annuelle
moyenne écoulée à la source. Ces résultats permettent de calculer le débit écoulé à la
source d’Ain Faouar. L’interprétation de la courbe de décrue de la saison sèche 1962
donne 190.000 m3, ce qui correspondrait à un volume annuel de 700.000 m3.
TABLEAU XI
Débits annuels moyem écoulés aux sources du Bargou, en millions de mètres cubes
D’après H. ZEBIDI
Source Méthode de Débit annuel moyen
détermination (en millions de m3)
Ain Bou Saadia 1 jaugeage 1,058
Ain Bou Saadia II jaugeage 0,824
Ain Faouar calcul 0,7
Total 2,582
Le volume d’eau infiltré sur la surface des affleurements calcaires, soit 19 km2,
serait donc d’environ 2.580.000 mètres cubes, soit une hauteur de lame d’eau de 135 mm.
Ce résultat est comparable aux données obtenues pour les massifs calcaires de la même
région.
Ruissellement
Le ruissellement, appréciable, est difficile à évaluer. Une analyse des averses a
montré que dans le bilan hydrique établi il était surestimé. Cette remarque conduit à
augmenter la valeur de l’infiltration efficace, donc des ressources en eaux souterraines.
CONCLUSIONS
L’étude géologique et hydrologique détaillée des massifs calcaires de Tunisie a per-
mis d’établir des bilans hydriques, base de l’exploitation rationnelle des ressources
en eaux. Ceux-ci ont le m6rite de reposer sur une connaissance hydrogéologique aussi
poussée que possible des bassins d’eaux souterraines et des impluviums, base nécessaire
du calcul des réserves.
Les travaux réalisés montrent la possibilité de régulariser les débits d’exploitation
en utilisant comme réservoir naturel la structure hydrogéologique.
52 5

CONFINED FRESH WATER AQUIFERS
IN LlMESTONE, EXPLOITED
IN THE NORTH OF MEXICO WITH DEEP WELLS
BELOW SEALEVEL
Ing. Heim LESSER JONES
Consulting Geologist
Secretaria de Recursos Hidraulicos
Mexico
RESUME
Dans la Sierra Madre Orientale au Mexique, dans ses extensions vers le Plateau
Central et vers la Plaine Côtière du golfe du Mexique, on trouve des montagnes
avec failles raides, de sédiments marins, principalement d’âge crétacique. Ces sédiments
constitués surtout de phyllades et de calcaires, ont une épaisseur totale de plus de
5000 m. Les calcaires très perméables, ont une épaisseur toiale d’environ 1000 m et
renferment, dans certaines régions, des nappes de grande capacité de production.
Dans d’autres zones de la Plaine Côtière, ces calcaires donnent du pétrole ou de
i’eau salée.
Plusieurs cités du Mexique septentrional exploitent ces nappes par approximative-
ment 50 puits avec des profondeurs de 200 a 1400 m, atteignant des profondeurs de
O a 800 m sous le niveau du sol. Les nappes sont artésiennes dans la plupart des puits
avec des débits de 40 a 240 l/sec et des rabattements de 2 à 40 m. Les puits ou les champs
da puits sont situés sur les flancs et axes d’anticlinaux afin d’atteindre les nappes à la
profondeur la plus réduite possible.
Ces nappes ont des variations de niveau saisonnières de 20 a 80 m dépendant de
leur production. Leur transmissibilité et leur capacité d’emmagasinement sont très
grandes. Les effets de recharge sous l’action de pluies isolées sur le bassin d’alimentation
des nappes est instantané; les précipitations moyennes dans cette région aride varient
de 180 a 600 mm qui tombent durant un a trois mois de l’année.
SUMMARY
In the ranges of the Eastern Sierra Madre in Mexico, in its extentions to the Central
Plateau and to the Coastal Plain of the Gulf of Mexico,there are steeply folded mountains
of marine sediments principally of Cretaceous age. These sediments, mostly series of
shales and limestones, have a total thickness of more than 5,000 m. The limestones
which are very persistent and pervious, with a tota1,thickneses of about 1,00Om, consti-
tute in certain regions, aquifers of great productive capacity. In other zones of the
Coastal Plain these same limestones produce oil or contain salt water.
Several cities in the North of Mexico exploit these aquifers to supply their water by
approximately 50 wells with depths from 200 to 1,400 m, reaching elevations between
O and 800 m. below sea level. The confined limestone aquifers are under pressure pro-
ducing artesian conditions in most wells with yields of 40 to 240 l/seg., and drawdowns
of 2 to 40 m. The wells or well fields have been located on the flanks and axes of anti-
clines in order to reach the aquifers at the least possible depth.
The aqujfers have seasonal variations in their levels from 20 to 80 m regardless of
their production. Their deduced transmissibility and storage capacity are very high.
The effects of recharge of the isolated rains occurring on the aquifer outcrops, are nearly
instantaneous; the average rainfall in this arid region varies between 180 and 600 mm
which fall only during one to three months of the year.
INTRODUCTION
This paper summarizes the results of the geologic exploration which was done in
the search for deep groundwater sources in the formations of the Mexican Geosyncline
in the Northern and Northeastern part of the Country. This geosyncline is formed by
marine sediments with a total thickness of about 5000 m. All the Mesozoic formations
of this geosyncline are represented in the area covered by the Sierra Madre Oriental
Range of Mexico.
52 6

In the northern part of the country the geosyncline was divided by the Coahuila
Peninsula which was part of an old continent which extended further to the North at
the end of the Paleozoic.
The Mesozoic formations of this geosyncline were folded during the Laramide
Revolution wich began at the end of this era, by compression stresses that formed the
pronounced folded structures which now form the Sierra Madre Oriental.
The orientation of these folds which is generally NW-SE was affected in the North-
ern Central Region of the country by the resistance opposed by the old continental
mass that formed the Coahuila Peninsula, and so in the area surrounding this Peninsula
the folded structures have a trend with an E-W orientation.
In the stratigraphic sequence of these marine formations there are several members
formed by limestones like the “Cuesta del Cura” (Cenomanian); The Aurora (Albian)
and the Cupido (Aptian) which contain fissures, fractures and cavities due to tensional
and compressional stresses and due to dissolution allowing the accumulation and cir-
culation of water or oil through them. These limestone members are confined by imper-
meable formations which are equally folded in such a way that the water contained
in the limestones is under hydrostatic pressure. The wells drilled to reach these lime-
stones prove this, since when they penetrateci these permeable zones at depths of more
than 1000 m and elevations below sealevel the water flowed to the surface in most wells
under artesian conditions.
HYDROLOGIC CONDITIONS
It is obvious that in the region where these aquifers are exploited the superficial
watersheds do not limit the recharge of meteoric waters that percolate into these aquifers,
since their exposed outcrops are not defined by the physiographic conditions but by
their structural geologic conditions. The limestone aquifer outcrops pass from one
watershed to the other without interruptions receiving by these means their recharges
from the outside.
PHYSIOGRAPHY
The above area can be divided in general in two parts: One belonging to a plain with
small elevations and a mean altitude of 600 m above sealevel formed by low hills and
a low slope belonging to Physiographic Province of the Gulf of Mexico Coastal Plain.
In the other part prevail the rough mountain ranges with elevations of up to 3000 m
which belongs to the Physiographic Province of the Sierra Madre Oriental.
In the whole area all the physiographic accidents are controlled by geological
structures with very well defined trends. Generally the highest part of the mountain
ranges coincides with the fold axes or with its flanks, specially when they are formed by
limestones.
In most of these folds the high arch has been destroyed by the combined effect of
erosion and dissolution, leaving only the flanks of the anticlines forming this way typical
topographic features of this region of elongated amphitheatres.
Another physiographic feature is defined by the aridity or the relative abundance of
rain. Where the precipitation is more than 600 mm the drainage is well defined and is
nourished by springs that maintain a base flow. Under aridity conditions there are arid
basins with interior drainage.
STRATIGRAPHY
The geohydrologic characteristics of the regional formations and their sequence is
as follows:
Upper Jurassic: Limestones of Zuloaga Formation which contain gypsum in its
527

ase. This formation is an aquifer that contains water with a high sait content. Thickness
100 m.
Upper Jurassic: La Casita Formation, shales with thin intercalations of limestones,
carbonaceous shales and sandstones. Confining formation. Thickness 400 to 900 m.
Lower Cretaceous Taraises Formation (Neocomian): Shales with limestone intercalations.
Thickness 300 to 500 m.
Lower Cretaceous (Aptian) Cupido Limestone: cavernous and very permeable. Jt
is one of the most important exploitable sweet water aquifers in the Northern part of
Mexico. Thickness 200 to 500 m.
Lower Cretaceous (Albian) La Peña Formation: Impermeable confining shales. When
they are very thin or fractured they do not act as confining formations of the limestone
aquifers between which they are intercalated. This is a very persistent formation along
the whole Sierra Madre Range. Thickness 10 to 100 m.
Lower Cretaceous (Albian) Aurora Limestones: They are cavernous and permeable
and constitute sweet water aquifers. Thickness 200 to 400 m.
Lower Cretaceous (Upper Albian) Kiamichi Formation: Very persistent shales in the
regional stratigraphy, impermeable and confining formation. When it is very thin or
fractured it does not act as confining formation between the limestone aquifers. Thickness
very variable between 20 to 80 m.
Upper Cretaceous (Cenomanian) Cuesta del Cura Formation: Limestones with thin
shale intercalations. Locally contains fractures and dissolution channels which permit
water circulation and therefore it is only occasionally an aquifer. Thickness 50 to 150 m.
Upper Cretaceous (Turonian) Zndidura Formation: Impermeable compact shales, confining
formation. Thickness 100 to 600 m.
Upper Cretaceous (Santonian) Parras Formation: Compact impermeable shales.
Thickness 2 O00 to 2 500 m.
Tertiary: non existent.
Pleistocene Reynosa Formation: Alluvial gravel deposits partially cemented forming
conglomerates.
Recenf: Alluvial deposits.
STRUCTURE
The structural geologic features shown in the geological cross sections of this paper
can be extended to other parts of the country in which there are also exploitations of
underground water from limestones under similar conditions of geology, fisiography
and geohydrology in the extensions of the Sierra Madre Orientai range towards the
Central Plateau and the Gulf Costal Plane where well groups have been drilled to
exploit water through these deep wells. These wells have been always located along the
anticline folds of the same water bearing Aurora and Cupido limestones. More than
50 wells provide partially or totally the water supply of important towns.
This same formations described above as aquifers are oil producing in their extension
as folded structures buried under concordant marine Cenozoic sediments towards the
Gulf Costal Plain of Mexico. In the Abra Limestone, which is a reef facies of the Aurora
(Aptian) the oil producing structure called the Golden Lane was developed. In this
formation, the most spectacular flowing oil wells of the world at that time, were located
(1914-1916). When two of these wells without control started flowing spontaneously,
this are the Cerro Azul No. 4 and the Dos Bocas, productions that were estimated up
to 250 O00 barrels per day per well, were obtained.
Most of the Mexican oil fields in the Gulf Costal Plain are always flowing. This
feature is due to hydrostatic pressure applied by water confinments located in the folded
mountains of the S. M.O. in the same stratigraphic horizons with elevations of more
than 600 m above the sea level and at distances of 150 Km from these oil fields which
have a medium elevation of 150 m above sea level.
528

DESCRIPTION OF ONE OF THE EXPLOITED AREAS: THE MINA ANTlCLINE CLOSE TO MONTERREY,
MEXICO
This area was located for the drilling of deep water producing wells in the highest
part of an anticline with not very pronounced flanks. This structure has been perma-
nently exploited for part of the water supply of the city of Monterrey (population
1 O00 000) since 1959 until now.
Eight deep wells were drilled; 7 of them have been under permanent production
with a compound yield of 600 I/s.
DESCRIPTIONS
Fig. 1
Figure 1. - Main geological structures of the area close to the city of Monterrey
and the general distribution of the outcrops of the different types of existing rocks.
Figure 2. - Sketch of a topical geological cross-section of the type of folded struc-
tures that form the Sierra Madre Oriental close to Monterrey.
Figure 3. - Sketch of a geological cross-section of the Mina Anticline where. the
above wells were drilled.
Figure 4. -Topographic map with locations of wells in the Mina Anticline.
52 9

530
c
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I
/----.

53 1
I
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W
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k-
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MINA, HL

The geological characteristics of these wells are the following:
Well Number I. - Depth 1 030 m elevation 610 m above sea level, bottom elevatiuo
420 m below sea level. Yield 230 i/s, specific yield 26 I/s per meter of draw-down.
Producing aquifer Cupido limestone. The weil is artesian.
Well Number 2. - This is a not producing well due to drilling difficulties. Depth
872 m. Elevation 600 m above sea level, bottom elevation 262 m below sea level. This
well did not reach any permeable parts of the penetrated Aurora and Cupido limestones.
Well Number 3. - Not producing well, because of difficulties during drilling and
because it did not penetrate permeable parts of the limestone aquifers Aurora and
Cupido. Elevation 634 m above sea level. Depth 929 m bottom elevation 295 m below
sea level.
Well Number 4. - Depth 757 m. Elevation 628 m, bottom elevation 129m below
sea level; yield 140 1/s, specific yield 4.7 l/s per meter of draw-down. Producing aquifer.
Cupido Limestone.
Well Number 5. - Depth 982 m. Elevation 617 m bottom elevation 365 m below
sea level; yield 200 l/s, specific yield 7.7 I/s per meter of draw-down. Producing aquifer
Cupido Limestone.
Well Number 6. - Depth 1150 m. Elevation 612 m above sea level bottom elevation
538 m below sea level yield 100 1/s specific yield 6.7 i/s per meter of draw-down. Producing
aquifer. Cupido Limestone.
Well Number 7. - Depth 261 m. Elevation 622 m above sea level bottom elevation
361 m above sea level, yield 150 l/s, specific yield 5.4 i/s per meter of draw-down.
Producing aquifer Aurora Limestone.
Note: Although all the wells mentioned before, went through the Aurora Formation,
well number 7 was the only producing well in this Limestone.
Well Number 8. - Depth 1079 m. Elevation 628 m above sea level bottom elevation
421 m below sea level, yield 80 1/s, specific yield 3.6 I/s per meter of draw-down; producing
aquifer Cupido Limestone.
All these wells were drilled with Rotary Petroleum drilling Rigs with a diameter of
12” and using preferably water circulation, employing bentonite only on exceptional
occasions. In their upper part the diameter of the wells was reamed to 18”, to a depth
of 100 m for the installation of the pumps.
The only effective and practical indication to stop well drilling was the total loss of
fluid circulation when the permeable parts of the limestone acquifers were reached. In
all these cases of circulation loss, wells were tested and they resulted always, producing.
In most of the wells tests with packers were done to a depth very close to the bottom
and the results proved without any doubt that the production came only from the
bottom of the well. Therefore in no case there was an opportunity to exploit water at
lesser depths than the ones reached by these drillings.
Electric logs were run in all the wells and as an example they are shown in figures 5
and 6. It can be observed that these were only of use in defining the stratigraphic
sequence and the thicknesses of the penetrated formations. The shale horizons of the
Kiamichi and La Peña Formations that are intermediate between the acquifer limestones
could be perfectly defined.These logs were of no utility as indicators of variations
in permeability in the limestone acquifers. Therefore it is concluded that the water flows
through fraktures andsolutionchannels that this geophysical procedure can not discover.
On the other side, it is evident that there is an intercornunication between the
conducts and fractures of both exploited aquifers in this area as shown by observing
on one side the water level variations that can be seen for a short observation period
include in figure No. 7 and in the pumping tests that were made operating one well and
observing other wells close to it (see fig. 8 and 9). The observation of figure 7 which
shows the water level variations as an example shows also the fast recuperation of the
aquifer as a response to the recharge by rain that occurred not exactly in the area of
Mina but in further areas between 20 and 80 km from Mina.
5 34

Fig. 5

Fig. 6

538

1.8
Influence sur l’écoulement superficiel
Influence on Runoff

SUMMARY
UTILIZATION OF I(ARST BASINS FOR
REGULATING THE RUN-OFF
Dr Nicolas BOYADJIEFF
The fissures in the lime rocks progressively widen on account of the dissolution of
these rocks by the waters. Thus a complex network of linked one with another empty
spaces forms, the volume of which may reach up to 20%.
The carsted lime massifs could be divided into: such, where the water-impervious
base lies higher than the level of the carst springs and others, where the base is lower
than the level of the springs. The second type we call carst basins, because the water
that fills up the empty spaces under the level of the springs, cannot run away.
The underground water of the carst basins gradually changes, but its volume is
preserved constant. Depending on the rate and degree of carsting, great masses of
underground water can gather in and this water can be scooped out during the period
of irrigation through wells and pumps or through artesian wells, at ali places where
the geological conditions permit. The pumped out stock wil be restored during the
rainy period, according to the proportion of the catchment area and the quantity of
the rains.
In Bulgaria, we have established the presence of 135 carst basins with 3,36 milliards
cub. m. water, to a depth of 25 meters under the level of the carst springs. If this water
could be pumped out for irrigation, the conditions would permit its annual restoration
RÉSJM~
UTILISATION DES BASSINS KARSTIQUES
POUR LA RÉGULARISATION DES
DEBITS HY DROLO GIQUES
Dr Nicolas BOYAD JIEFF
(Bulgarie)
Les fissures des roches calcaires s’agrandissent progressivement à mesure que l’eau.
dissout la roche. Ainsi se forme un réseau complexe de cavités reliées les unes aux
autres, et dont le volume peut atteindre jusqu’à 20 % de celui de la roche.
On peut distinguer deux types de massifs karstiques calcaires: dans le premier type,
la base imperméable du massif est située à un niveau supérieur au niveau des sources
issues du karst; dans le second type, cette base se situe à un niveau inférieur à celui
des sources. On appelle karstiques les bassins du deuxième type, parce que l’eau qui
remplit les espaces vides situés au-dessous du niveau des sources ne peut s’écouler.
L’eau souterraine des bassins karstiques s’altère progressivement mais son volume
reste constant. Suivant l’état de karstification du massif, une importante masse d’eau
peut s’accumuler dans celui-ci, et cette eau peut en être extraite en période d’irrigation
au moyen de puits, de pompes ou de puits artésiens, partout où les conditions géolo-
giques le permettent. La réserve d’eau pompée sera restituée à la saison des pluies,
proportionnellement à l’importance du bassin de drainage et au volume des préci-
pitations.
En Bulgarie, on a établi l’existence de 135 bassins karstiques renfermant 3,36 mil-
liards de m3 d’eau, à une profondeur de 25 mètres en-dessous du niveau des sources.
Si cette eau était pompée pour l’irrigation, les conditions naturelles assureraient la
réalimentation annuelle des bassins.
543

ON THE PROBLEM OF THE INFLUENCE OF KARST
ON THE HYDROLOGICAL REGIME OF RIVERS
A.M. GAVRILOV
(USSR)
Karst is widely spread in the European part of the USSR as well as in Eastern
Siberia beginning from Krasnoyarsk. In the European territory of the Soviet Union
the proportion of karstic fissured rocks-consisting mainly of limestone and gypsumis
especially great in the following “Karstic” regions: the Urals, the Belomorsko-
Kuloiskaye plateau, the Onega-Dvina water-divide area, the lake district to the south
of Onega lake, the Silurian plateau to the south-west of Leningrad, the middle reaches
of the Volga and some other regions.
In the regions mentioned above covered karst is found as a rule. Sometimes a
complicated alternation in the bedding of karstic and non karstic rocks can be
observed which stipulates fairly diverse source conditions of some rivers-for instance
in the Urals and in the middle reaches of the Volga. In other cases karst is represented
by large massifs made up of homogeneous fissured rocks-for instance in the Silurian
limestone plateau and to a considerable extent in the region of the Emtsa river basin
in the Onega-Dvina water-divide area.
Karst influences the sources and the hydrological regime of rivers and according
to observational data in the northern and middle section of the European part of the
USSR, this effect is important in rivers with drainage areas of not more than
3,000-7,000 km2.
Occasionally the influence of karstic sources on the hydrological regime is
noticeable in some stretches of larger rivers.
As is known, the influence of karst on run-off arises from the more or less complete
absorption of precipitation by karst rocks and the existence of rather large
groundwater storage.
Consequently the share of the surface run-off decreases and in many cases the
annual distribution of run-off is considerably regulated, with more moderate values
of maximum discharges and higher values of minimum discharges. The lack of
coincidence of the surface and underground drainage basins inherent to karstic
regions often causes noticeable deviations of average rates of discharges of karstic
rivers from the zonal normal amounts and these deviations may be of opposite signs
even for neighbouring rivers. The long-range amplitude of annual run-off is smoothed
down too. In particular cases the influence of karst upon the run-off greatly depends
on the complex of local geological and hydrographical conditions, such as the
character of bedding and the structure of karsting and underlying impermeable rocks,
as weil as the availability of impermeable lenses in the bulk of fissured rocks and
their associated “perched” storage of karstic waters. The direction of rivers also may
promote or hamper the interception of karstic waters.
Streamflow investigations on karstic rivers and the systematization of their
observation data are of great importance to hydrologists concerned with hydraulic
structures and mining operations. It js possible to obtain the run-off data of karstic
rivers mainly by two methods:
1. By organizing special hydrological and hydrogeological field investigations of
karstic and non-karstic rivers of a definite river basin;
2. By the use of run-off observation data on the hydrological network in karstic
regions taking into consideration local geological and hydrographical conditions.
544

The first method is preferable as it allows one to undérstand more completely the
complicated multi-factor relationships between run-off and natural conditions and to
separate and evaluate the proper influence of karst on run-off. Now a broad
development of detailed field investigations may not be possible for a number of
reasons, but it does not diminish the importance of such work both for local practice
and for general methodology. The practical and scientific methods of detailed
investigations checked by experiments can be applied later to similar complex cases
thus giving economy of time and expenditure.
The character of karstic influence of karst upon run-off may also be derived from
streamflow data of a drainage basin or region, published in water yearbooks. The
completeness of such data depends on the density and representativeness of the
network of stream-gauging stations.
In this report, examples are given to characterise karstic influence upon the runoff
of small rivers within the following regions of the northern and middle zones of the
European part of the USSR:
1. Silurian plateau;
2. Belomorsko-Kuloiskoye plateau;
3. Onega-Severnaya Dvina water divide area;
4. Right bank region of the middle Volga.
In the first of these regions, special investigations of runoff in the Oredezh basin
were made; for other regions, the data of permanent stream gauging stations
published in water yearbooks were used.
In all cases the ratio of the average low water (summer) discharge and average
winter discharge (Qy) for a given period of years was accepted as one of the criteria
of the annual flow regulation; the periods of observation are equal for all stations to
be compared. The average low-water summer discharge (Qs) is calculated as an
average value from discharges for two summer months, that usually have the least
streamflow rate in a given region, and the average winter discharge (Qu?) is calculated
correspondingly for two winter months with the least stream flow. The choice of months
is defined by the general character of the hydrological regime of rivers in a given region.
To evaluate the natural yearly regulation of the runoff the following classes are defined:
I. High regulation Qs/Qy N Qu;/Qy =
- - 60%.
II. Moderate regulation Qs/Qy Qw/Qy = 40-60%.
III. Slight regulation Qs/Qy Qw/Q.v = 25-40%.
IV. Negligible regulation Qs/Qy = Qw/Qy = 1-25;,;.
The data obtained should be plotted upon schematic maps of summer and winter
run-off regulation which given valuable descriptive characteristics.
1. KARST AND RUN-OFF IN THE OREDEZH RIVER BASIN
Hydrological investigations in the basin of the Oredezh river, tributary of the
Luga river (Leningrad district) were organized by the State Hydrological Institute
(SHI) during 1952-1954; one of their purposes was to establish the karstic influence
upon the hydrological regime of rivers. The investigations were carried out according
to the method of hydrological comparison, by means of systematic uniform observations
of water discharge in the correspondingly situated gauging stations on karstic and
non-karstic rivers of the basin being studied.
The source of the Oredezh river is situated at the edge of the Silurian plateau,
which consists of karst limestones; the river in its upper course flows to the East and
545

then turns to the South (fig. I). Observations at Vyritsa (drainage area A = 734 kma)
and Morovino (A = 2890 km2), have shown that the greatest influence of karst upon
run-off is shown in the upper course of the river from its origin up to Vyritsa. Seven
new stream-gauging stations were opened here and together with Vyritsa their number
Fig. 1 - The scheme of disposition of stream gauging stations on the Oredezh and
Luga rivers: 1. Oredezh r. at Zarechye; 2. Konevka r. at Zarechye; 3. Chernaya r.
at Kordon; 4. Oredezh r. at Daimishtche; 5. Oredezh r. at Siverskaya; 6. Oredezh r.
at Belogorka; 7. Orlinka r. at Orlinka; 8. Oredezh r. at Vyritsa; 9. Oredezh r. at
Morovino. 10. Luga r. at Voronino.
reached 16 stations on the Oredezh river and 2 stations on its tributaries-the
Chernaya and the Orlinka rivers. For comparison, data of the Oredezh river at
Morovino (with negligible karstic sources) as well as of the Luga river at Voronino
(no karstic sources at all) were also taken (table 1).
~~
TABLE 1
Drainage Percentage Percentage
No. River Station area (A) of forest of swamp
in km2 area area
546
Oredezh
Chernaya
Oredezh
Oredezh
Oredezh
Orlinka
Oredezh
Oredezh
Luga
B. Sarechye
Kordon
Daimishtche
Sivers kaya
Belogorka
Orlinka
Vyritsa
Morovino
Voronino
113
29
230
351
3 90
183
734
2,890
839
40
80
55
53
53
38
56
40
30
5
40
12
10
9
10
8
20
35

Values of the long-term average rate of run-off for rivers without karstic sources
reach 7.0-7.5 l/sec/km2 for this region. In the upper course of the Oredezh, the average
rate of run-off according to ten years’ observations is 1.5 to 2 times more than the zonal
norm (table 2). It can be mainly attributed to the additional inflow karst waters of
the Silurian plateau; besides, the underground drainage area exceeded the surface
drainage area by 35% at Daimishtche and by 30% at Vyritsa.
The amount of precipitation is 20% less in the upper course of the Luga river than
in the upper course of the Oredezh river and this difference is relevant also.
The influence of karst waters upon river discharges is most significant at the
Daimishtche gauging station; further downstream this influence gradually decreases.
The flow of the Orlinka and (especially) the Chernaya rivers approaches the zonal
value since karstic waters only feed them in a minor way.
Oredezh
Oredezh
Oredezh
Oredezh
Oredezh
Chernaya
Orlinka
Luga
TABLE 2
The average rate of run-off for the period 1954-1963(l)
Drainage area Average rates of
River Station (A) in km2 run-off in I/sec/km2
Zarechye
Daimishtche
Belogorka
Vyritsa
Morovino
Kordon
Orlinka
Voronino
113
230
390
734
2,890
29
183
839
11.2
15.2
13.6
10.4
1.4
8.0
9.3
7.0
On the river reach considered the annual run-off of the Oredezh is largely regulated
by the storage of karst waters, accumulated in epring (every year) and in autumn
(50% of occasions). The most permanent regulation is observed near Daimishtche
where there is no appreciable exhaustion of the source whose minimum rate of flow
in the driest years does not become lower than 4.0 l/sec/km2. On non-karstic rivers
the corresponding values may fall in the range 0.2 to 0.4 I/sec/km2. At Zarechye
during extremely dry years the spring-sources dry up. The ratio (in %) of average
summer low-water discharges (July-August) Qs, and average winter (January-
February) discharges, Qw, to average annual values Qy (table 3) shows that the high
TABLE 3
The percentage values of ratios Qs/Qy and Qw/Qy for the period of 19.52-1961
~ ~ ~~ ~~ ~
No. River A, km2 Qsl Qv
1 Oredezh at Zarechye 113 114
2 Oredezh at Daimishtche 230 84
3 Oredezh at Vyritsa 734 69
4 Oredezh at Morovino 2,890 40
5 Chernaya at Kordon 29 14
6 Orlinka at Orlinka 183 43
7 Luga at Voronino 839 25
QwlQu
(l) The ratio of run-off rate for the period 1954-1963 to the rate of run-off for
the period of 20 years is 1.02.
46
68
63
49
15
21
28
547

egulation of streamflow during the winter period is only a bit less than regulation
during the summer low water period. This fact is clear evidence of the decisive
influence of karst upon streamflow regulation.
The annual regulation of run-off in the upper course of the Oredezh can also be
clearly seen on the combined hydrographs (fig. 2 and 3) while comparing the smooth
discharge variations at the Oredezh with their sharp changes at the Orlinka and the
Luga. It is possible to determine the water-storage effect of karst during the spring
period by considering the spring run-off coefficients of the Oredezh, its non-karstic
tributaries and the Luga (table 4).
TABLE 4
Spring run-off coeficients
~~ ~~~~~~ ~~~~
River
Years
A,
in km2
1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1962
____ __
Oredezh at Zarechye 113 0.29 0.31 0.44 0.27 0.47 0.59 0.47 0.24 0.56
Oredezh at Daimishtche 230 0.54 0.48 0.55 0.55 0.69 0.53 0.60 0.34 0.72
Oredezh at Vyritsa 734 0.54 0.30 0.56 0.42 0.82 0.58 0.52 0.45 0.54
Chernaya at Kordon 29 - - 0.85 0.82 - 0.80 0.89 0.64 0.88
Orlinka at Orlinka 183 - 0.83 0.84 0.83 - 0.93 0.66 0.58 0.76
Luga at Voronino
548
839 - - _ _ - _
~~
- 0.61 0.96
Fig. 2 - Combined hydrographs of the Oredezh and Orlinka rivers, 1959.

The influence of karst on maximum water discharges of the Oredezh is of
smoothing character and maximum rates of run-off are considerably lower than at
non-karstic rivers (at Vyritsa during wet years these values are about 100 l/sec/km2,
at Voronino on the Luga river they exceed 200 i/sec/kmz, the drainage areas being
Fig. 3 - Combined hydrographs of the Oredezh and Luga rivers, 1959.
almost the same). The rate of run-off per unit basin area in the upper course of the
Oredezh actually increases with distance downstream (table 5 and fig. 4).
The regulating influence of karstic sources also affects the variations of annual
run-off. In the upper course of the Oredezh the range of these variations is smaller
than on the Luga (table 6) while the range of annual precipitation is approximately
the same.
Thus, in the upper course of the Oredezh where karst is concentrated in one
massif and karst waters are intercepted by the river we have an example of a simple
positive influence of karst upon run-off.
At the same time, the areal rate of run-off and the run-off regulation sharply
decreases downstream in progressing from the upper tributaries of the Oredezh,
namely the Chernaya and the Orlinka which are hardly influenced by karst. This is
why the Oredezh is an example of a river where hydrological analogy is not permitted.
At the gauging station Morovino the influence of karst is felt only to a small degree,
being reflected by the moderate regulation of the summer low water and winter
run-off. Consequently, the influence of karst is attenuated when the drainage area is
about 3,000 kma. As we shall see from other examples, this area is not a limit.
The limit depends on the whole complex of local conditions.
549

River
TABLE 5
Maximum rates of ruil-off in Ifsec per kmz
Years
1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964
Oredezh at
Zarechye
Oredezh at
42 16 46 33 63 54 48 16 38 47 24 14
Daimishtche
Oredezh at
61 27 117 116 84 77 89 44 52 87 45 24
Belogorka
Oredezh at
76 32 133 91 ' 86 62 77 58 53 80 43 49
Vyritsa
Chernaya at
85 27 100 95 98 71 93 86 56 86 54 50
Kordon - 38 241 218 187 126 183 77 93 193 106 -
Orlinka at
Orlinka - 24 169 149 135 89 136 113 80 128 62 69
Luga at
Voronino _ _ 156 210 93 112 146 78 36 180 86 48
Values
TABLE 6
The range of annualprecipitation ai2d run-off for the period of 1953-1964
Annual precipitation, mm Annual discharges, m3/sec
meteorological stations gauging stations
Oredezh r. Oredezh r. Luga i.
Elizavetino Belogorka Grigorovo at Dai- at at
mishtche Vyritsa Voronino
Average 639 620 542 3.46 7.27 5.72
Maximum 831 774 777 5.28 10.4 10.2
Minimum 463 410 42 6 2.32 4.59 2.30
Extremes in %
of the average 72-130 66-125 78-143 67-152 63-143 40-177
There was an attempt on the Oredezh to establish the relation of run-off at
Daimishtche to the underground water levels in the Silurian plateau, 35 km from
Daimishtche in a straight line. According to average monthly values for the period
of 1952-1964, more or less satisfactory relationships for separate months were
obtained, particularly in the winter period when the karstic sources entirely account
for the subsurface run-off (fig. 5). The considerable dispersion of points on the graph
is mainly observed during wet periods, when rain floods from the non-karstic part of
the basin are superposed upon regulated karst feeding. At any rate, the relations
between the underground water levels and the run-off in karstic regions are worth
attention and may be of practical importance.
5 50

O
Fig. 4 - The change of the rate of. maximum runoff in the upper course of the
Oredezh river.
2. KARST AND s m . FLOW ~ IN BELOMORSKO-KULOISKOYE PLATEAU
The Belomorsko-Kuloiskoye plateau is situated to the north-east of Archangel
and consists in its eastern part of karstic caícareous and Permian limestones, dolomit
and gypsum covered by a thin stratum of moraine deposits. The drainage basins of
rivers flowing in this part of the plateau-namely the Kuloi with its tributaries the
Soyana, Kepina, Kelda and others-are under the influence of karst. Their reghe
differs from the regime of rivers flowing into the White Sea from the western non-karstic
part of the plateau (the Lodma, Mudyuga, Zoíotitsa rivers).
551

To characterize the influence of karst run-off data, the following stations were used
(table 7).
TABLE 7
River Station A, km2 Drainage area
Kuloi Kuloi 3,280 karstic
Soyana Fishing mil 4,870 karstic
Kepina Kepina 1,170 karstic
Lodma Korovkinskaya 1,400 non-karstic
Mudyuga Patrakeevskaya 305 non-karstic
Zolotitsa V. Zolotitsa 1,840 non-karstic
It was possible to compare the data at all six stations only for a ñve-year period
(I 957-1961).
Nevertheless, the comparison of data of stations with 10 and 20 years of observations
shows that five-year data are sufficiently representative (table 8).
pebpoab fg52 -6427
Fig. 1
Fig. 5 - The curves of relation between the average monthly ground water table
(GWT) on the plateau and the discharges of Oredezh river at Daimishtche: QD):
U) QD =f(GWT) II - 1952 - 64.
b) QD =f(GWT) IV - 1952 - 64.
c) QD = f(GWT) VI - 1952 - 64.
The data presented in table 8 show quite clearly the regulating effect of karst upon
the summer low water and winter run-off. The regulation of rivers with karstic
drainage basins during severe winters is the most reliable index of the karst influence.
552

The karst effect can be also seen from the comparison of summer low water run-off
and winter run-off at the Kepina and the Lodma for ten-year period (table 9). The
rate of winter run-off of the first river is more than 4 times larger than that of the latter.
QBf en6 6952-642.2.
Fig. 2
TABLE 8
The natural regulation of summer low water and winter run-o8 (%)
River A, in kmz
1957-1961 1952-1961 1938-1961
_ _ - --
Kuloi at Kuloi 3,280 89 60 91 56 85 58
Soyana at Fishing mill 4,870 - 60
Kepina at Kepina 1,170 92 78 96 75 _ -
Lodma at Korovkinskaya 1,400 50 I3 48 16 51 il
Mudyuga at Patrakeevskaya 305 52 32 60 32 63 33
c
Zolotitsa at V. Zolotitsa 1,840 - 27
_ _ _
(l) Qs means the average discharge of August-September and QU, the average
discharge of January-February.
553

The regulating influence of karst in this region also becomes apparent in respect
of the maximum and minimum run-off. The spring flood caused by snow melt on karst
rivers is smoothed, the rates of maximum run-off are considerably smaller than on
rivers with non-karstic drainage basins (table IO), while the rates of minimum winter
run-off on karstic rivers are 2-3 times larger than on non-karstic rivers (table li).
UMJfb 1952-642.
Fig. 3
TABLE 9
River Station A, kmz
Rate of run-off in l/sec/km2
Qs QW
Kepina Kepina 1,170 10.6 8.23
Lodma Korovkinskaya 1,400 5.41 1.78
From comparing the run-off of karstic and non-karstic rivers of this region, it can
be seen that karst regulates the annual run-off of rivers with drainage areas up to
5,000 kmz, this area not being considered a limit.
554

TABLE 10
Annual rates of maximum run-off in I/sec/km2
River Station A. km2
Years
1957 1958 1959 1960 1961
Soyana Fishing mil 4,870 81 40 68 49 57
Kepina Kepina 1,170 78 50 45 19 48
Lodma Korovkinskaya 1,400 289 110 163 66 187
Zolotitsa V. Zolotitsa 1,840 188 149 202 68 194
~ ~
TABLE 11
Annual rates of minimum run-off in l/sec/km2
River Point A, in km2
Years
1957 1958 1959 1960 1961
~~~ ~ ~ ~
Soyana Fishing mil 4,870 3.72 3.99 4.02 6.13 5.13
Kepina Kepina 1,170 8.39 9.23 7.07 5.94 5.62
Lodma Korovkinskaya 1,400 0.85 0.87 0.61 0.51 1.22
Zolotitsa V. Zolotitsa 1,840 2.23 2.72 2.26 2.12 2.40
As to the total stream-flow, there is no systematic difference in this region between
karstic and non-karstic drainage basins. The average annual rates of run-off (eav)
for most of the rivers are of the same order; the rate of run-off of the karstic river
Soyana is even smaller, while in the case of the Mudyuga it is much higher than that
of other rivers (table 12).
TABLE 12
Acerage annual rates of run-off in l/sec/km2
Qav Qav
River A, in km2 1957-1961 1952-1961
Kuloi at Kuloi
Soyana at Fishing mil
3,280
4,870
11.1
9.25
11.3
-
Kepina at Kepina 1,170 11.1 11.2
Lodma at Korovkinskaya 1,400 11.1 11.3
Mudyuga at Patrakeevskaya
Zolotitsa at Zolotitsa
305
1,840
18.3
11.5,
18.8
-
The data of annual rates of run-off do not con0ict with the regulating effect of
karst on the run-off but undoubtedly restrict the regulation within annual periods.
The annual rates of run-off are influenced by precipitation distribution as well as
possible errors in defining the drainage areas.
555

3. KARST AND STREAM-FLOW IN THE ONEGA-DVINA WATER-DIVIDE AREA
This area is an undulating plain with a general slope towards the White Sea.
The plain is drained by the Severnaya Dvina, Onega, Vaimuga, Yemtsa, Vaga and
other rivers (fig. 7). In the upper and middle parts of the Emtsa river basin and in the
right bank part of the Vaimuga basin the bed rock, consisting of calcareous limestones
and dolomites, is near the surface and is covered with moraine deposits of small
thickness. Karst phenomena are developed here, disappearing lakes and rivers occur
Fig. 6 - Scheme of the Belomorsko-Kuloiskoye plateau rivers. Stream gauging
stations: 1. Kuloi river at Kuloi; 2. Soyana r. at Fishing mill; 3. Kepina r. at Kepina:
4. Lodnia r. at Korovkinskaya; 5. Mudyuga r. at Patrakeyevskaya; 6. Zolotitsa r.
at V. Zolotitsa.
and abundant springs emerge from which some rivers originate (Korza, Vaimuga).
The hydrographic network is not dense and sometimes it is totally absent as for
example in the watershed of the Vaimuga and the Yemtsa rivers.
The karstic sources are of clear importance upon the rate of stream-flow and
natural regulation of run-off of rivers in the Emtsa drainage basin, but due to the
complicated forms of karst and in particular because of fissure phenomena, this
effect varies sometimes even within short stretches of rivers (for instance in the upper
course of the Yemtsa).
To characterize the influence of karst upon run-off in this region, the data from
the following gauging stations were used (table 13).
556

River
TABLE 13
Station A, km2 Drainage basin
Yemtsa Railway bridge 1,580 Karstic
Yemtsa Seltso 3,180 Karstic
Sheleksa Konets 1,050 Karstic
Vaimuga Permilovo 2,800 Partly karstic
Kodina Kodino 1,820 Karstic
Solza “Sukhie Poroghi” 1,240 Non-karstic
Vaga Gluboretskaya 1,410 Non-karstic
Fig. 7 - The scheme of the Onega-Dvina water divide area. Stream gauging stations:
1. Yemtsa r. at railway bridge; 2. Yemtsa r. at Seltso; 3. Sheleksa r. af‘Konets;
4. Vaimuga r. at Permilovo; 5. Kodina r. at Kodino; 6. Solza r. at Soukhie
Poroghi”; 7. Vaga r. at Gluboretskaya.
557

In its upper course, the Emtsa river reflects the contradictory effects of the karstic
sources in this region. Arising from abundant karst waters from outside of the surface
catchment area, the Emtsa river (before the affluence of the Sheleksa river) has a high
rate of streamflow, which was estimated from short-term observations to be
approximately 18 I/sec/km2. After the affluence of the Sheleksa (the rate of run-off
of which is only 6 l/sec/kmz, as a result of periodical outflows of water from its
catchment area through fissure formations) the areal rate of stream-flow of the Emtsa
decreases. Nevertheless its run-off near the railway bridge remains higher than that of
other rivers, particularly that of the non-karstic river Vaga (table 14).
TABLE 14
Average annual rates of run-of in 1/sec/km2
1957-1961 1952-1 96 1
River A, km2 Qau Qau
Yemtsa at railway bridge 1,580 10.9 10.0
Sheleksa at Konets 1,050 6.05 -
Vaimuga at Permilovo 2,800 8.75 8.36
Vaga at Gluboretskaya 1,410 9.00 -
In the catchment area of the Yemtsa, the regulating influence of karst upon the
annual run-off is quite explicit. The main influence here, as everywhere ip the northern
regions, is the regulation of winter run-off which for the Yemtsa occurs also near
Seltso where the catchment area reaches 8,000 km2. The Vaga is a demonstration of
a neighbouring non-karstic river whose run-off is not regulated (table 15).
TABLE 15
Regulation (%) of the low water (August-September) und
winter (January-February) run-of for the period of 1957-1961
River A, km2 QslQv QdQv
Yemtsa at railway bridge
Yemtsa at Seltso
Sheleksa at Konets
Vaimuga at Permilovo
Vaga at Gluboretskaya
Vaga at Filaevskaya
1,580 90 66
8,180 99 53
1,050 96 45
2,800 82 40
1,410 37 12
13,200 51 22
Run-off regulation in the catchment area of the Yemtsa can be clearly seen in
table 16, which compare the average summer and winter rates of run-off of the
Yemtsa and the Solza rivers for a 20-year period (table 16).
TABLE 16
Qs QW
River A, km2 I/sec/km2 l/sec/km2
Yemtsa at railway bridge 1,580 8.88 6.58
Solza at " Soukhie Poroghi" 1,240 5.31 2.31
558

It can be seen from figure 8 that the regulation of run-off in the upper course of
the Yemtsa during the whole year is of a very stable character.
Maximum and minimum values of the annual run-off in the drainage basin of
the Yemtsa are smoothed under the influence of karstic sources (mostly apparent on
the Yemtsa itself, tables 17 and 18); the large range of discharges of the Vaimuga and
Kodina rivers is attributed to slight karst development in their drainage basins.
1101
(3 ~ C P K
100
a .
..
... .. .
. .
.. .
/96Rr.
. . . .. f
_c_
111 I IV I V VI UII VIiI
l l I
I
Yemtsa at railway bridge
Vaimuga at Permilovo
Kodina at Kodino
Solza at “ Sukhie Poroghi”
Vaga at Gluboretskoya
Fig. 8 - Combined hydrograph of the Emtsa river.
-2
TABLE i7
Annual rates of maximum run-off in I/sec/km2
River A, km2
Years
-
1957 1958 1959 1960 1961
River
Yemtsa at railway bridge
Vaimuga at Permilovo
Kodina at Kodino
Solza at “Sukhie Poroghi”
Vaga at Gluboretskaya
1,580 73 61 43 13 62
2,800 136 58 64 27 126
1,820 173 92 71 31 166
1,240 160 103 78 62 136
1,410 250 147 121 102 202
TABLE 18
Anrtual rates of minimum run-off in l/sec/km2
A in km2
Years
1957 1958 1959 1960 1961
1,530 4.30 7.26 - 4.49 4.37
2,800 2.49 2.91 2.34 2.01 2.55
1,820 2.34 3.10 2.16 1.93 2.16
1,240 1.41 0.95 0.95 0.88 0.97
1,410 0.63 0.79 0.35 0.34 0.71
559

The annual rates of maximum run-off of the Yemtsa river increase down-stream
(table 19). This is the same phenomenon as observed in the case of the upper course
of the Oredezh, but occurring over more of the drainage basin.
TABLE 19
Annual rates of maximum run-of along the Yemtsn river in i/sec/km2
River A in kmz
Years
1959 1960 1961
Yemtsa at railway bridge 1,580 43 13 62
Yemtsa at Seltso 8,180 55 19 71
Fig. 9 - Scheme of rivers in the Middle Volga area. Stream gauging stations: 1 .Tesha
river at Novoselki; 2. Seryozha r. at Lesunovo; 3. Kudma r. at Novaya; 4. Pyana r.
at Gaghino; 5. Pyana r. at Kamkino; 6. Alatyr r. at Madaevo; 7. Alatyr r. at
Turghenevo.
5 60

The data given above show that karstic influence upon run-off in the Emtsa
catchment area is mainly and quite explicitly revealed in the regulation of annual
run-off. Karst affects areal runoff variously and deviates from the zonal norm in both
directions. This fact should be explained not only by the lack of coincidence of the
surface and underground catchment areas, but also by fluctuation of the latter.
4. KARST AND STREAMFLOW IN THE MIDDLE VOLGA REGION
On the right bank of the Volga in the Gorky region (fig. 9), karst does not form
compact massif. The karst-forming rocks, limestones, dolomites, and gypsums occur
as separate islands and stripes in the catchment areas of the following rivers: the
Tesha (tributary of the Oka), the Seryozha, the Kudma, the Pyana (tributary of the
Sura). These rocks emerge here and there at the surface and form clearly expressed
karstic formation such as fissures, collapsed lakes (as in the middle Pyana basin and
Seryozha basin), caves, etc.
, In this region karst does not regulate the annual run-off, but has rather a negative
influence upon it (table 20), annual rates of minimum run-off of all rivers being negligible
(about O. 10-0.40 I/sec/km2). Sometimes rivers periodically dry up (the upper course of
the Tesha, for instance) because of the complete outflow of water into karst rocks.
Only the maximum run-off undergoes some smoothing influence of karst (table 21).
The average annual rates of run-off here are lower than zonal values (the Serozha
river) or approach them (table 23).
TABLE 20
The natural regulation (A) of the summer loic water and winter run-off
for the period of ì9.57-1961
River Ain km2 QslQy QUI Qu Note
Tesha at Novoselki 1,240 10 7 Karst
Seryozha at Lesunovo 1,810 23 17 Karst
Kudma at Novaya 1,700 39 26 Karst
Pyana at Gaghino 2,880 19 7 No karst
Pyana at Kamkino 6,310 44 35 Partially karst
Alatyr at Madayevo 1,340 21 18 No karst
Alatyr at Turghenevo 10,800 25 16 No karst
One can see from table 20 the natural regulation of the low water (July-August)
and winter (January-February) run-off of the rivers mentioned above is everywhere
River
TABLE 21
Annual rates of maximum run-ofl in l/sec/km2
Years
1952 1953 1954 1955 1956
Pyana at Gaghino 172 216 61 214 255
Pyana at Kamkino 44 19 25 69 66
Seryozha at Lesunovo 26 43 7 83 77
Alatyr at Turghenevo 65 97 18 130 91
561

negligible. Only at the Pyana near Kamkino the regulation is moderate. This ma)
be attributed to the increased feeding of karstic waters through underground ways
from the upper part of the basin.
TABLE 22
Acerage rutes of run-off for the period of 1952-1956 in l/sec/km2
River A, km2 Qav
Seryozha at Lesunovo 1,810 2.3
Pyana at Gaghino 2,880 3.60
Pyana at Kamkino 6,310 3.65
Alatyr at Turghenevo 10,800 3.34
Average rates of run-off of two neighbouring rivers (the Seryozha and the Pyana)
differ sharply from each other. The low rate of run-off in the basin of the Seryozha,
which incidentally cannot be determined from any available run-off map for this
region (2), is explained by the outflow of waters through underground channels. The
presence of a complicated system or karst lakes in the basin of the Seryozha contributes
to this effect.
The marked difference in average rates of run-off of neighbouring rivers is often
observed in karst regions where there is an alternation of karstic and non-karstic
rocks. This is especially characteristic for the Urals (3,4).
The consideration of the run-off data in karstic regions has led (2,4) and once again
leads to the following conclusions.
1. The application of the analogy method for hydrological designs in small rivers
of karstic regions and in particular the use of ordinary small-scale maps of run-off
should be strictly limited to indisputable cases of proven natural similarity. The
average run-off data of some karstic rivers have to be plotted upon the existing maps
of isolines of average run-off and these data should be incorporated within the large-
scale regional maps of run-off (average, maximum a d minimum rates).
2. Schematic maps should be drawn of the summer low water and winter run-off
regulation for the approximate evaluation of water resources.
3. In karstic regions it is expedient to establish a relationship between streamñow
and the level of underground waters feeding the rivers, so as to estimate approximate
nui-off from the data of level fluctuations.
4. The development of detailed field investigations in karstic regions are of urgent
necessity. In the USSR there is a vast scope for such activity.
5 62

II
LACS KARSTIQUES
KARSTIC LAKES

SUMMARY
LAKES IN THE CROATIAN LIMESTONE REGION
Milivoj PETRIK
A discussion is presented on the permanent natural accumulations of water on
earth’s surface in the limestone region of Croatia. Such accumulations are divided
into two groups: lakes proper, and small accumulations called “Oka”.
The discussion covers all lakes of that region. They are: 1. the lake Vrana on the
island of Cres, 2. the lake Jezero on the island of Krk, 3. the lakes of Plitvice, i.e.
the 14 larger basins, 4. the lake Vrana at Biograd in Dalmatia, 5. the lakes along the
river Krka, 6. six lakes in the environs of Imotski, in Dalmatia, 7. the lakes of BaCina,
in Dalmatia.
Because the smaller accumulations, often called “Oka”, are too numerous to be
discussed in their totality, only a representative series of the more interesting ones are
discussed, viz. those at Sv. Stjepan in Istria, at Rijeka, Slunj, Ogulin, in the region of
the lower Krka river, at Imotski and those in the region of the lower Neretva rive?.
The discussion includes-as far as they are at present known-data on geographic
position, altitude, general morphology, geology and hydrology, genesis, quality of
water, temperature, dissolved oxygen, free carbon dioxide, total, carbonate and non-
carbonate hardness, alkalinity, calcium, magnesium and chloride, transparency and
productivity. Seasonal stratification of water is also discussed.
Finally, an attempt is made to arrive at the common characteristics of the lakes in
that region.
RESUME
Les lacs de la region cnlcnire de Croatie
Cette étude porte sur les accumulations naturelles permanentes d’eaux super-
ficielles dans la région calcaire de Croatie. On distingue les lacs proprement dits et
les accumulations d’eau moins importantes appelées «Oka ».
Tous les lacs de cette région sont étudiés, à savoir : (1) le lac Vrana, dans l’île de
Cres; (2) la lac Jezero, dans l’île de Krk; (3) les lacs de Plitvice, c’est-à-dire les 14
bassins principaux; (4) le lac Vrana A Biograd en Dalmatie; (5) les lacs situés sur le
cours de la Krka; (6) six lacs des environs d’hotski, en Dalmatie; (7) les lacs de
BaCina, en Dalmatie.
Les N Oka ) étant trop nombreux pour etre étudiés en totalité, l’auteur ne considère
qu’un ensemble représentatif des plus intéressants d’entre eux : ceux de Sv. Stjepan
en Istrie, de Rijeka, Slunj, Ogulin, dans la région du cours inférieur de la Krka,
d’Imotski et du bassin inférieur de la Neretva.
L’auteur fait en outre le bilan des connaissances actuelles sur les points. suivants :
situation géographique, altitude, morphologie générale, géologie et hydrologie, origine,
qualité de l’eau, température, oxygène dissous, quantité totale de gaz carbonique
libre, dureté en carbonates et non carbonates, alcalinité, calcium, magnésium et
chlorure, transparence et productivité. La stratification saisonnière des eaux est égale-
ment examinée.
L’étude se termine par un essai de définition des caractéristiques communes aux
lacs de la région calcaire de Croatie.
Lakes are defined as large or extensive bodies of water entirely surrounded by land,
occupying a depression in the land’s surface. The definition is vague because the terms
“large”, “extensive” and “depression” can include various orders of magnitude.
The line between lakes and marshes, and between large and small bodies of water is
not sufficently sharp.
In this paper, we shall deal with such bodies of water which are deep enough to
exclude development of aquatic vegetation except along their shores and sufficiently
wide to be forced to the use of boats for their exploration.
The number of such bodies of water is large in the limestone region of Croatia.
565

For this reason, we shall consider only non-artificial and perennial bodies of sweet
water; of these, all easily accessible, major bodies of water wil be included, but of the
smaller bodies, called ‘‘Oka” and “ jama”, only some characteristic examples wil
be given.
The geographic position of them is given in figure 1 to 4 of our paper on “Charac-
teristics of water from sources in the limestone region of Croatia” P).
THE LAKES OF PLITVICE
The lakes of Plitvice make a series of 14 larger and a great number of smaller
lakes, arranged in single or multiple cascades. For the eight largest lakes, the principal
data are given in table 1.
The lakes lie in the uppermost part of the original canyon of the river Korana,
as is shown on figure 1. Their orjgin is due to the growth of barriers built by carbonate
Fig. 1 - The lakes of Plitvice: situation and longitudinal section along the line of
greatest depths.
depositing mosses, as was shown by I. Pevalek (2* 3). In the opinion of J. Roglié their
growth started after glaciation, on places favourable for their development (‘9, and
is still in progress; it produces, sometimes interrupted by breaks of barriers, slow but
constant changes in the altitudes and dimensions of the lakes. In figure 1 is visible how
the bottom of the lakes follows the bottom of the original canyon; also are visible the
imposing measures of the barriers, both those which are still active and also some of
the submerged barriers. On figure 2 is shown a dead lower part of a still active, huge
barrier.
AI1 lakes on the upstream side of the largest lake, Kozjak, are situated in dolomite,
all lakes on the down-stream side in limestone, and the lake Kozjak itself is in dolomite
along its western and southern shores, and in limestone on its eastern side.
According to A. Pollak (5$ 6~ 72), upper-triassic dolomite makes the most impermeable
sediment of the dolomitic region, causing water from the south and west to
circulate towards the lakes. It is concordantly covered by jurassic dolomite and limestone,
and these by upper-cretaceous, permeable, dolomites or limestones, bare of
ail springs. The Iakes are fed by water from a number of springs, ali of them in dolomites
(1, points 46-49). The circulation of water before its appearance in springs is governed
by tectonic factors, especially faults.
566

Fig. 2 - The lakes of Plitvice: the dead lower part of a phytogenic barrier.
The lakes below Kozjak are arranged in a single row and their banks are high,
almost perpendicular, and in large areas eroded smoothly. Remnants of subterranean
water courses still exist in the shape of caves and tunnel trunks on various elevations
on both banks; one of the caves is shown on figure 3. These phenomena brought
J. Poljak to interpret the genesis of the lower lakes by assuming an original flow
of water in their region partly on the surface and partly underground, until erosive
and corrosive processes caused destruction of the ceiling of subterranean courses
and successively established the present open canyon which was later, by the growth
of phytogenic barriers, divided into four lakes.
The bottom of the lakes follows the slope of the canyon but is across the lakes
nearly horizontal and consists of precipitated carbonate mainly.
The total dry weather flow through the lakes is around 600 l/sec. and forms, with
the water from the river Plitvica, the river Korana (i, points 50-51).
The lakes are oligotrophic. Their main macroorganisms are trout and crayfish.
The transparency of the lakes, as measured by the Secchi disc, is between 3.60 and
12.45 m; the lowest values were obtained in the lakes ProSCe and Galovac, the highest,
in the deepest region of Kozjak. it was lowest in February-May, highest in October-
November.
567

The lakes show thermal stratification. It is most clearly expressed in early autumn.
A weil defined epi-, meta- and hypolimnion is established in the lower Kozjak, with
the temperature at bottom varying between 4.0 and 4.5 "C throughout the year, and
at the top between O and 22°C. Less well established is the stratification in the lake
ProSCe, the water of which is cooled in summer and heated in winter by the springs
and creeks feeding the lake; its summer temperatures at the bottom are around 6°C.
Fig. 3 - The lakes of Plitvice: remnants of a former subterranean water course in
the region of the lower lakes.
For this reason, the lake is covered by ice in winter-if at all-for a shorter period than
the lake Kozjak, the altitude of which is 100 m lower than that of ProsCe. The lakes
of 10 m of depth do not show any stratification. As is evident, the lakes are holomictic,
with two overturns.
In examinations carried out in all seasons in the period 1952-1960, in the deepest
regions of the various lakes, from top to bottom, the concentration of oxygen varied
between 0.4 and 14.7 mg/l, but were commonly between 8.6 and 1.8 mg/l, the satu-
ration varying between 82.5 and 125.8%. Graphic presentation of oxygen concentrations
is of the clinograde type.
568

As a rule, no carbon dioxide was present. The mineral content varied as shown in
table 2. The percentage of magnesium hardness in total hardness discloses water from
dolomite with some limestone which is in full agreement with the geological conditions.
During the flow from the springs through the lakes into the Korana, the water loses
some carbonate hardness through precipitation and utilization by barrier-building
mosses and algae. The values of carbonate hardness were in the springs between 221
and 291 mg/l, in the lake ProlCe on the surface 230-240, in the lake Kozjak 204-218,
in the river Korana below the lakes 200, and at Slunj 196 mg/l ('J 10).
No nitrogen at all was found in the lakes, and the consumption of oxygen from
KMn04 was below 2 mg/l.
Fig. 4 - The lake Vrana on the island of Cres: View along the longitudinal axis.
THE LAKE VRANA ON THE ISLAND OF CRES
Among the Adriatic islands, there are several with accumulations of water in the
form of lakes, as on Cres and Krk, or marshes, as on Krk, Pag, KorEula and Mljet.
Of these accumulations, the lake Vrana on Cres is by far the largest one; it belongs
also to the largest lakes in Croatia.
Its geographic position is 44"51' N and 17"23' E.
According to the results of comprehensive geodetic and other measurements
organized by the present author in 1953-1956 (li, 12, 13), the older data on its elevation
and depth which still persist in literature, should be corrected.
The elevation of its surface oscillates around 12.25 m above the sea and may be
up to 2.5 m higher or lower, according to meteorologic conditions (li, 13).
The form of the lake is shown on figure 5. Its length is about 5200 m, its greatest
width 1500 m, and the surface around 5.75 km2; its volume of water is about 0.28 km3.
The slope of the bottom is steep on the eastern and western flank and mild on both
ends. At 40 m below the sea level the slope goes over into a flat bottom, nearly horizontal;
its lowest point is 42.8 m below the sea level. At the south-eastern end of the lake,
569

I l
I_
I
I
I
I
I
l
I
I
1
I
I l
. I
l
I l
I ,
, I
I
1 I
I
I
l
I
I
l I
I l
O
E
a
B

there is a funnel-shaped depression in the bottom; its lowest point is 61.5 m below the
sea. Along the flanks, the bottom is rocky, but on mild slopes and in its flat part it
is muddy and consists mainly of precipitated carbonate; it is covered by a Chara
vegetation (I4). Another characteristic organism of the lake is Ceratium (Is).
The lake is situated in a cryptodepression which constitutes a submerged "polje"
without sufficient drainage capacity which was, in its lower part, transformed into a
lake when the rise of the sea level caused a decrease of the seepage of water. The
relatively high mean elevation of the lake surface is determined by low permeability
of the lake's flanks.
As shown by A. Magas, the area of the lake's watershed is built of three main
geologic members: limestones of upper-cretaceous and lower-cretaceous age, with
transitional dolomites between them. Originally, they were arranged in normal
sequence, forming a surface warping in a series of alternating synclines and anticlines
of dinaric strike. After eocene, that system was disturbed by a series of parallel thrust
faults, of the same strike. The outcome was the present statea sequence of series,
all dipping to the east, each having lower-cretaceous limestone covered by dolomite,
and dolomite by upper-cretaceous limestone, with insignificant areas of eocene and
quaternairy. One of the faults runs along the western border of the lake and is intersected
by another fault striking along the longitudinal axis of the lake. These two faults
seem to have predisposed the present lake, at a time when the sea was much lower
with respect to land, and caused disintegration of rocks in the area of the lake. They
also provided the way for subterranean drainage of that area. Subsequent erosion
cleaned away the debris and established the present basin of the lake. It would seem
that the entrance to subterranean drainage channels was in the depression of the bottom
of the lake which successively became clogged, thus causing accumulation of
water in the basin (16).
The drainage area of the lake is partly forest, macchia and bare rocks, it is very
sparsely inhabited, with an insignificant cultivated area. The only water which enters
the lake is derived from rains within the watershed which has an area of some 33 km2.
The water washes away the salt deposited on the surface with sea spray carried inland
by winds, especially by the strong north-easterly, the " bura".
The lake can lose water-besides by evaporation-only by subterranean flow.
That flow may be either concentrated on one or several points, or more or less uniformly
distributed along the flanks, but not through the bottom which consists of thick
deposits of extremely fine precipitated carbonate. Since there are no submarine sources
of greater discharge known up till now around the northern part of the island, it does
not seem impossible that the lake loses water through its steep lateral banks, the
seepage being distributed along them. It has been shown that the rate of the seepage
is in linear relation to the elevation of the lake surface, as is the case with the flow of
water through fine-grained media, but that the coefficient of permeability is much
lower; the average rate of seepage was shown to be around 570 l/sec. (I1).
The transparency of the lake water was found to vary between 17.65 and 23.85 m
in March, and between 10.15 and 15.1 min summer.
The temperature on the surface of the lake, as measured by Casagrandi (15),
Nümann (I7) and the present author (12), was at the end of July and in August, on
the surface between 22.2 and 24.8"C, and at the bottom between 6.1 and 9.0"C; in
March it was at the surface between 4.7 and 7.4"C, and at the bottom between 4.5
and 6.5 "C. The temperatures at the end of winter show the lake to be holomictic and
monomictic; the mixing takes place at the lowest temperature to which the lake is
cooled in the course of the winter. In summer, there is a very well defined thermal
stratification of the water, with a thoroughly homogeneous epilimnion 9 to 10m
deep at the end of July. A perfect thermal and chemical homogeneity of the lake
is established at the end of the winter.
571

As to oxygen in the lake, the whole lake is, at the end of winter, practically saturated.
In high summer, the epilimnion is a little supersaturated, the metalimnion markedly
supersaturated, and the hypolimnion still between 80 and 100 per cent of saturation.
The curve of the oxygen concentrations is orthograde. The oxygen disolved from the
atmosphere in the period of mixing is used up very slowly in summer, and the pro-
duction of oxygen by phytoplankton is very low.
Total hardness varies in July between 130 and 150 mg/l, the lowest values being
found in epilimnion. In March 1956 it was 139 mg/l in ali determinations and at ali
depths. Non-carbonate hardness is very low, between 25 and 29 mg/l, and magnesium
hardness 21 mg/l, or 15% of total hardness, which indicates a drainage area of dolomite
and limestone in exact correspondence to the geology of the drainage area.
Chloride was found in July 1954 at all points and depths between 69.2 and 72.2 mg/l,
and in March 1956 in 20 determinations on 3 points and at all depths at 69mg/l.
Since it was present at all depths in the same concentration, it cannot be taken as a
Fig. 6 - The lake of Visovac: view across the lake at the point of the greatest width.
sign of the intrusion of sea-water but must be considered as brought in by winds,
with the spray, deposited on the vegetation and rocks, and washed into the lake by
rain water. Nümann found on five occasions between 63 and 66 mg/l, also at all
depths (17).
No nitrogen was found; the consumption of KMn04 was below 2.5 mg 02/1.
Nümann found in the lake between 1.8 and 20.4 gramatoms Si!m3, and phosphorus
and iron only in traces.
All characteristics of the lake show it to be highly oligotrophic.
THE LAKE JEZERO, ON THE ISLAND OF KRK
In a shallow depression in the background of Njivice, there is a lake which once
covered a much larger area but was, for agricultural reasons, in part drained by a
572

tunnel into the sea. The elevation of the lake surface was by that measure brought
down to 1.1 m above the level of the sea, in dry weather.
The geographic co-ordinates of the lake are 45" 10' N and 14" 34' E.
The shape of the lake is very roughly rectangular. At the elevation of 1.1 m it
measures in length 740 m and in width about 600 m. The slope of the bottom and of the
surrounding area is so small that the borderline of water is ill recognizable, on account
of reed. The basin consists, in fact, of two basins divided by a submerged reef, also
marked by vegetation. The lake covers an area of about 25 ha. Its greatest depth is
8.3 m, at the gauge reading of 1.1 m; the deepest point is thus 7.2 m below the level
of the sea. The lake lies, therefore, in a cryptodepression covered by alluvial sediments.
The substratum is an anticline the core of which consists of cretaceous breccias and
limbs of upper-cretaceous limestones. The lake is in the eastern limb of the anticline
which, further on, dips under eocenic limestones; the western limb dips under the sea.
The drainage area of the lake extends further on to the south and is built of cretaceous
limestones and breccias, while eocenic layers of shale probably act as impermeable
barriers (la). On the very border of the lake, towards the west, a sinkhole is coming into
action if the lake surface reaches the elevation of 2.4 m above the sea.
The lake is fed by surface drainage from the east, and by underground drainage
from the south. Close to its southern border are two springs, in alluvium, which always
deliver water to the lake (I, points 97-98; the lake itself is point 96). Surplus water
is evacuated from the lake through the tunnel into the sea; at elevations of its surface
above 2.4 m the sinkhole also comes into action.
Because of the swampy character of the lake borders, it is difficult to put a workable
boat on the lake, which is probably the reason why it has been examined only partially.
At an examination conducted by the present author in August 1964, the results of
table 3 were obtained.
Oxygen and carbon dioxide show concentrations usual in swampy waters. Alkalinity
and hardness are much lower than in springs on the lake border, and so is salinity.
The latter was, however, in observations made in October 1959 on many points and
at depths from O to 7 m found to vary between 90.0 and 95.6 mg/l. That is not very
much higher than in the lake Vrana; the origin of the salinity is in both cases probably
the same. The percentage of magnesium hardness to total hardness is in accordance
with the nature of rocks in the possible drainage areas.
The essential difference between the hardness of the lake and of the springs on its
border may be caused by the r6le of surface drainage from the east which is periodical
and could not be examined in August 1964.
THA LAKE VRANA IN DALMATIA
Northern Dalmatia consists, in a great measure, of a series of synclines and anti-
clines which strike parallel to the coast. The bottoms of synclines are covered by
more or less impermeable eocenic sediments. Between Biograd and the Bay of Sibenik,
in the first syncline from the coast, the lake of Vrana is situated, at 43" 53.5' N and
15"35' E. In the past, it was very much larger until an outlet into the sea was built in
1897, for agricultural reasons, which caused a lowering of the lake surface.
It is fed by water from a number of springs situated beneath the north-eastern
limb of the syncline; they deliver water from the hinterland. It loses water not only
through its artificial outlet, but also-according to Gavaui (19)-through sinkholes
on its bottom. It drains a vast agricultural area and at present it is used for raising
fish. So it lost its natural state of purity a long time ago and in its present state it is
of no great interest, in spite of its still great surface area. By Gavazzi's measurement,
its depth is 3.9 m.
573

THE LAKES OF THE RIVER KRKA
On several points along the river Krka barriers of phytogenic origin can be observed
(20), some of them of imposing dimensions, which divide the course of the river into
several lake-like sectors. In its lower course, above Skradin, there is such a barrier,
the greatest of all, having a total height, between the lower and upper water surface,
of 45 m. It is called Skradinski Buk-the falls of Skradin. The rise of that barrier caused
a rising of the water level on its upstream side in such a measure that two lakes were
created: the lake Visovac, on the river Krka, and the lake of Cikola, a river tributary
of the Krka which joins the Krka just above the falls of Skradin (i, points 126-127
on fig. 3). The two lakes are connected at their lower ends and are on the same elevation
of 45 m above the sea. They are, in fact, parts of the two river courses, but because
of their relatively great depth the velocities and the turbulence of flow are very low,
which causes stratification of the water as it occurs in lakes.
THE LAKE OF VISOVAC
It is situated in the canyon of the lower Krka, between the falls of Skradin and those
of Rogovo (RoSki Slap), which latter are on another travertine barrier, on the upstream
side, 23.5 m high (20). The lake is a little longer than 12 krn; its width and depth in
various sectors are given in table 4. The greatest depth is in the most narrow stretch
of the lake, the smallest ili the widest stretch.
B. Petrik, S. Sirca and I. Degkovik found in August 1957 at various points and
depths of the lake the main characteristics of its water as shown in table 5. Both ternper-
ature and dissolved oxygen showed stratification. Temperature below 19 m of depth
was in general essentially different than above that depth; for oxygen, the criticai
depth was around 12 m.
THE LAKE OF THE CIKOLA
That part of the canyon of the river Cikola which is below the elevation of the
barrier crest of Skradinski Buk has become the lake of the Cikola. Its length is about
3.5 km, and the maximum width about 650 m. The greatest depth at the confluence
with the lake Visovac is 28 m.
Just beside the uppermost part of the lake is Torak, a strong, perennial spring of
the peculiar shape of an “oko” (i, point 126). Cikola itself. on the upstream side of
the lake, may run dry in rainless periods. The deepest point of the cone of Torak is
at 2.6 m below the level of the sea, and the deepest point of the lake Cikola is i7 m
above the sea at its mouth into the lake of Visovac, and 34.3 m above the sea at the
distance of 750 m downstream of Torak. The deepest point of the “oko” of Torak is,
therefore, nearly 20m below the deepest point of the lake which is fed by it and
nearly 37 m below the lake in its upstream part.
Both Torak and Cikola were examined in August 1957 by the same investigators
as the lake Visovac. The water of Torak originates in pure limestone, that of the
Cikola corresponds to dolomitic limestone.
THE LAKE PROKLJAN
In the course of time, the eastern coast of the Adriatic came partly under the level
of the sea, by the rise of the sea or by the lowering of the continent, or by both (21).
574

In that process, the valleys of the Dalmatian rivers Zrmanja, Krka and Neretva were
partly submerged. The subterranean circulation of water in fissured carbonate rocks
was at that time already well developed, as is witnessed by many submarine springs
which still function, and-among others-also by the “oko” of Torak. The valley
of the river Krka below the Skradinski Buk also came under the sea; in this way the
lake Prokljan was formed in a flat part of the Krka valley. It is called a lake but is,
in fact, an enclosed part of the sea, filled by sea water except in the upper 2 metres, as
was found by the above-mentioned investigators in 1957 in that part of the Krka which
is between the falls of Skradin and the lake of Prokljan. The variations of temperature
and oxygen dissolved on two points of that sector, from top to bottom, are shown
in table 6, together with the variations of salinity. The greatest depth of the lake is
21 m (22).
THE LAKES OF IMOTSKI
From the standpoint of the hydrography of limestone regions, the lakes of Imotski
are very interesting and instructive indeed.
A long and important line of tectonic disturbance seems to extend from LjubuSki
over Grude and along the north-eastern border of the “polje” of Imotski towards
BuSko Blato. Along that line, there is a number of hydrogeologic phenomena: springs,
sinkholes, “ponikvas” (23, 24). Among them are the springs of the river Vrlika (i,
points 150-152) at the altitude of 268 m above the sea, and a number of young
“ponikvas”, not yet filled up and containing water. These are known as the lakes of
Imotski. All of them are in Dalmatia, close to the border of Hercegovina, and along
the border of the “polje” of Imotski (see 1, fig. 4). For the most important of them,
the main data are given in table 7.
Except the run-off from their geographic drainage areas, which are extremely
small, all lakes receive and lose water only subterraneously with the exception of the
lake of Proloiac (ProloSko Jezero, also called Imotsko Blato) which also receives
the discharge of the river Suvaja, and loses water partly into the river Vrlika. According
to J. Poljak (26), sinkholes in the north-eastern hinterland of the polje, within the
watershed of the Suvaja river, may lose water into these lakes, but other sources are
not excluded. Since the Modro Jezero (the Blue Lake) reaches an altitude of 342 m,
it must receive water from sources higher than that, but could be fed, in addition, also
by lower sources. On some bodies of water in this region, colour was observed after it
was introduced into the water at the sinkholes of BuSko Blato (27). The relations
between the levels of the various lakes at different times and in simultaneous observa-
tions can be seen, for some characteristic periods, jn table 8. In July 1955 was the water
level in the greatest lake, that of Proloiac, just on the level of the springs in the “polje”
but in the three next greatest lakes it was very much lower. In September of 1955
Modro Jezero was nearly 30 m below them, if not more, because at that time the lake
had run dry. In September 1956 were the levels of all the lakes observed also below
the level of the springs; in March 1957 were, however, all lakes above the spring level.
The differences in the levels of individuai lakes at various times were also great, and
so were those between different lakes at the same time: Galipovac was in 1955 higher
than Modro Jezero and lower than the lake of Proloiac, but in 1957 it was lower than
Modro Jezero and higher than the lake of Proloiac. The observed levels of Crveno
Jezero show fluctuations of 20 m, and in the Modro Jezero of more than 100 m.
The hydrography of Imotski was A. Grund’s argument for his conception of the
“Karstwasser” (28). One may wonder what modifications his theory might have
undergone, if such data had been accessible at his time.
The “ponikva” of Crveno Jezero (fig. 7) is of cylindrical form. This fact makes us
believe that it is the youngest among them. It is 519 m deep, the highest point of the
575

circumference being at 522.9 m and the deepest point of the bottom at 4.1 m above the
level of the sea. The surface of the water oscillates around the middle, that is about
260 m above sea. Its rocky wails are on three sides nearly perpendicular in their entire
height, and on the fourth side in the lower half. The bottom is rocky and slopes to the
west. The earthquake of 1942 caused a large portion of the western wall to drop into
the lake. The surface of the lake has an area of about 33,000 m2; the water volume is
more than 6,000.000 m3.
Fig. 7 - The Red Lake at imotski: view from the rim of the “ponikva”.
The “ponikvas” of the other lakes are older; the older the lake, the more advanced
is the process of filling up the cavity of the “ponikva” by disintegration of its walls.
All other lakes have the form of inversed truncated cones, with horizontal and flat
bottom built up of precipitated carbonate, and steep slopes. The largest of them is the
Modro Jezero (the Blue Lake), in which the observed level varies between less than
239 and at least 342 m above the sea level. The KnezoviCa Jezero has very steep and
unstable sloping walls and is difficult of access which is the reason why it could not
have been measured and investigated. The lake LokviTiC has less steep walls; the water
has an observed depth between 30 and 40 m. Galipovac has between 40 and 50 m of
water. The lake of Proloiac has been filled up with rocks and sediment above the
lower part of its brim and presents now a wide expanse of water the depth of which
varies between 25 and 30 m. it has a perfectly flat bottom.
All of these lakes are in upper-cretaceous limestones which lie on dolomite. In
the opinion of J. RogliC, so far the most thorough investigator of this region, the
subterranean water courses, at the contact of limestone and dolomite, corroded the
limestone and eroded the dolomite so far that the ceilings of the large cavities succes-
sively collapsed. That process is still active, as witnessed by a sinking of the ground,
caused by the earthquake of 29 December 1942, and also by two minor “ponikvas”
which appeared a few years ago in the plain of the Jezero of Proloiac (29).
576

As the deepest point of the Crveno Jezero is at 4.1 m above the sea, the true, orig-
inal bottom must be still deeper, because the ground is covered by the material of the
ceiling and walls, and also by that rolling down the slope below the eastern part of
the brim. It should lie, therefore, below the present level of the sea.
3
I' /
4.1
v
4 12.VII 1955.
Fig. 8 -_The Red Lake at Imotski: cross-section.
The contact of water in the lakes with both limestone and dolomite is confirmed
by the percentage of magnesium hardness in total hardness, especially for Crveno
Jezero, as can be seen in table 9. From the values for total hardness, in the same table,
it is discernible that the lakes Crveno, Galipovac and LokviEiC receive water from
greater depth than Modro and ProloSko Jezero, or-possibly-from different sources;
3'
1
577

for such conclusion speak the great differences in hardness both at the surface and at
bottom, as also variations in hardness at the bottom.
All lakes show homogeneous water from top to bottom, its hardness increasing
with depth, as is usual, but with all characteristics nearly constant in hypolimnion.
Only the lake of Proloiac displays heterogeneous water in various depth regjons.
All show thermal stratification with well expressed epi-, meta- and hypolimnion.
The overturn may occur at temperatures higher than 4.0°C, as is shown by bottom
temperatures of all lakes; in that case, the lakes would be monomictic. Ali of them
are holomictic. With the exception of the lake of Proloiac all lakes are oligotrophic,
with transparency varying between 8.6 and 13.05 m while in the lake of Proloiac it
varied from 0.3 to 1.35 m (table 9).
A comparison of the characteristics of water from lakes and from springs shows
about the same hardness in springs as in Crveno Jezero, Galipovac and LokviEiC, with
a smaller percentage of magnesium hardness, but a higher hardness than in Modro
Jezero and ProloSko Jezero.
&INSMA JEZERA
Fig. 9 - The lakes of BaCina: situation with isobates.
It should be mentioned here that some of the dye put in one of the sinkholes of the
BuSko Blato on 31 December 1960 appeared on three points at Imotski-in the lake
of Proloiac, in the spring Opatac and the periodic spring at Grude (i, points 150
and 158) which fact discloses some hydrographic connexion between the two regions (30).
Since there is always oxygen present at all depths of all lakes, with the saturation
at bottom above at least 35%, it can be taken that parts of the underground channels
are in contact with outer atmosphere.
578

All observations are in harmony with the assumption of the sole, or principal,
entrance of water at the bottom of the lakes, with the exception of the lake of Proloiac,
but that lake receives also surface water and-seemingly-underground water, above
the bottom. In fact, on the bottom of Modro Jezero are clearly visible holes which
perform the double function of feeding and draining the lake.
In Crveno Jezero, Modero Jezero and the springs in the “polje” there were found
only few microorganisms and bacteria. The density of bacteria in Crveno Jezero
increased with depth. Fishes are present in that lake.
THE LAKES OF BACINA
The lakes of Bafina are situated in the immediate hinterland of the port of Plote,
at the southern end of the Biokovo range; they are separated from the port by a saddle
in the coastal hills and from their main drainage area, the periodic lake of Vrgorac,
by another ridge of the Biokovo. They consist of five basins, four of which are inter-
connected and the fifth isolated (fig. 9). Their geographic position and main measures
are given in table 10, for the surface at the elevation of 0.8 m above the sea.
Fig. IO - The lakes of Batina: view across the two middle lakes taken from south
towards north.
579

The lakes fill a string of cryptodepressions of irregular form. Their bottoms are
built mostly of precipitated carbonate and some alluvial material and are in wide areas
flat and nearly horizontal, especially in the basins OhSa and Podgora; the lake CrniSevo
shows in its southern part a depression some 5 m deeper than its ñat surroundings.
The sides of the hills around the lakes are rocky and steep; they are built of jurassic
limestones and constitute a quite small geographic drainage area (31). The hydrologic
drainage area is much wider: the lakes receive water from the periodic lake of Vrgorac,
called Jezero, which is situated in a deep “polje” south of Vrgorac, with sinkhoes at
its southern end, nearest Badina, 25m above the sea, and springs on the northern
side; these springs, again, receive water underground from a stili farther “polje” to
the north of Vrgorac, called Rastok (23). Geologic structure of these regions is of
upper-cretaceous age. The present hydrologic régime of the Batina lakes differs from
the past one because, in 1912, a tunnel was constructed from the basin Sladinac into
the port of Plote in order to lower the level of the lakes, and in 1940 another tunnel
was made from the Jezero at Vrgorac into the basin Podgora, for agricultural reasons.
Consequently, the present measures of the lakes, especially depth, and even the number
of basins, greatly differ from the data in older literature (32). In the present, as in the
past, the level of the lakes is governed on one side by meteorologic conditions and on
the other side by the head necessary to overcome the friction and other losses of head
in the incoming and outgoing channels of underground flow. Beside the artificial incom-
ing and outgoing channels, the old natural subterranean ones are still in function and
are, in dry periods, the only active channels. Even with the two tunnels in function,
the surface of the lakes varies between 0.8 and 2.94 m above the sea, the lower value
corresponding to dry weather conditions and the higher to rainy periods in late autumn
(33, 34). The old, natural subterranean flow into the lakes appears in the springs around
the lakes, in first line in the spring Klokun, but also in two springs on the shore of the
basin Ohla, and finally in a number of saline springs in the basin of CrniSevo (i,
points 188-191).
The main characteristics of the water in the various basins and springs are shown
in table 11. The springs show the saturation with oxygen to vary between 37 and 99%.
The perennial and strong spring Klokun has the highest hardness, excepting the saline
springs on CrniSevo. All non-saline bodies of water show-by the percentage of their
magnesium hardness-an origin in dolomitic limestone, or limestone with dolomite.
The basin of CrniSevo contains water the character of which is altered by its saline
springs; in a smaller measure they alter also the character of water in Sladinac, through
which basin the water of all other basins flows to the sea. The isolated, small basin
of Vrbnik also shows higher salinity which finds, so far, no explanation in observed
facts.
The deepest part of CrniSevo, below - 23 m, shows presence of sea water; at one
occasion, there was below - 27 m about 50% of sea water in the lake water.
There is a very clear thermaI stratification of water in the three deepest lakes, but
a proper hypolimnion is found only in CrniSevo. The epilimnion was in CrniSevo
around 7 m deep in the beginning of August and about 11 at the end of September;
in OCuSa and Sladinac it varied between 9 and 13 m. In the lower part of the epilimnion,
and in metalimnion of CrniSevo, there was supersaturation with oxygen with a maxi-
mum, at the end of September in 1964, of 18.4 mg/l or 202% of saturation. In OCuSa
and Sladinac, the curves of oxygen concentrations took approximately the shape of
the curves of temperature. In CrniSevo, there was usually also some chemical strati-
fication of water, not congruent with the thermal one. Thus, on 28 August 1959, there
was. an increase of chloride between 8 and 16 m of depth and again on 5 August 1962
between 7 and 13 m and between 15 and 23 m, and on 27 September 1964 between
22 and 28 m. The most saline water was, therefore, not always at the bottom, but on
the first occasion at 11 and on the second at 12 m of depth. This was probably caused by
580

the varying combinations of salinity and temperature of the water from saline springs
and of the receiving lake water.
The transparency was in CrniSevo around 9 m, in OCuSa between 4.7 and 6.6 m,
in Sladinac around 5.5 and in Vrbnik 3.5 m.
No data on winter conditions are known. It is, therefore, not possible to confirm the
opinion that the lakes were holomictic and monornictic, which was formed on basis
of observations made on the lakes of Imotski which are on a higher elevation and
farther from the mediterranean influence.
THE “OKA”
Besides proper lakes, there are in our region many smaller depressions permanently
filled with water which cannot be called lakes very well. They are, on account of their
circular shape, often called “Oka” (which is plural of “oko”, and this means eye). Most
of them receive water at the deepest point of their bottom, but some, in addition, from
springs in their vicinity. Some of them lose water by overflow on their brim, others do
not. Since they are too numerous to be treated here all, only a few representative
examples wil be shown. They are arranged in table I3 with their main characteristics.
The best and largest example of an “oko” with constant discharge of water at an
overflow is Torak. the already mentioned spring on the border of the lake of Cikola
(i, point 126). It is shown on fig. 6. It measures 200 m in diameter and nearly 50 rn
in depth. It has the shape of an inverted cone, has a circular surface and receives water
Fig. 11 - The “oko” of Torak.
at the deepest point, from subterranean channels. Similar, but smaller, are two basins
called Jezerine, at Imotski, close to each other, one of them active, with a conical
shape, another inactive, in the shape of a truncated cone, with flat bottom (1, point 152).
Wider than Torak, but shallower, is the periodically active “oko” Krenica, near
Grude, 300 m wide and 41 m deep, also of conical form. The most picturesque of them
58 1

seems to be Modro Oko (the blue eye) in the marshy region of the lower Neretva
river, 130 m wide and 24.5 m deep (35), which is also a perennial spring. (1, point 184).
Of similar shape are the springs: Sv. Stjepan in Istria, 12.3 m deep, the main spring
of the river Cetina, the spring Rude, also a spring of the Cetina, Bili Vir, a spring in
the lower Neretva Valley, Bud, another spring in the same valley, some springs of the
Gacka river (i, points 35-37, 69, 122, 136, 142, 181, 185) and many others. A general
characteristic of the true Oka is their position-they are usually in alluvial ground, at
the foot of a hilly background, that is: in shallow alluvium.
Similar to the “Oka” are basins of irregular shape, of which again some yield water
always and others do it periodically or not at all. The last three examples of table 13
are of this type, the first two being active and the third non-active. The spring of the
SluSnica river is 72 m long and nearly 27 m deep; the spring of Zvir (fig. 10) is smaller,
but in a cryptodepression, like Bubica Jama, at PIomin (1, points 55 m and 84) (38, 37).
As most of the “Oka” are perennial or periodical springs, and are situated in
alluvium at the foot of a hilly background, it is easy to imagine them in the far past
as springs on the side of hills, delivering water into their valleys; as the latter were
being constantly filled up, the alluvium reached at a time the level of the spring and
was still growing. With strong springs, the jet of water could prevent the alluvial
material to cover the spring and gradually caused the cone in the alluvium, around the
mouth of the spring.
On the other hand, one could imagine them to be ancient “ponikve” filled up
initially with rocks from the walls and later by alluvial material. Also, new “Oka”
may appear in consequence of the collapse of the ceiling of a cavity; the present author
had occasion to visit such a collapse which, however, did not result in the hole being
filled with water. Finally, pressure of water underneath an ancient clogged sinkhole
may blow away the clogging material, in which case water will fill the new hole and
eventually start a constadt flow. Three blow-outs of this kind have also been visited
by the author.
Irregular “Oka”, and those situated in bare rock, can be imagined as true “Oka”
in the initial phase oï their development.
The ‘‘Oka” and “jame” which constantly discharge water do not show any thermal
nor chemical stratification of water, but inactive “Oka” do, if they are sufficiently
deep. The latter also show rich algal population and very small transparency, while
the first display opposite conditions.
SUMMARY
In the region considered, all of the larger natural accumulations of water which
merit the name of lakes contain clear water of low productivity, except those which
receive water from inhabited or cultivated areas. So do also smaller accumulations,
“Oka”, if they are active, but not those without constant overflow.
All of them show water of the hydrocarbonate type with a mineral content charac-
teristic îor spring waters of their region. In all of them can be observed the process
of precipitation of part of their carbonate hardness in warm periods of the year.
If they are of sufficient depth, about 15 m or more, they show clear thermal strati-
fitation in summer and are holomictic, with one or two overturns, according to the
lowest winter temperature. On one lake basin chemical stratification was observed.
In the coastal belt, many accumulations are in cryptodepressions; it seems that their
genesis took place at an essentially lower level of the sea than the present one.
The genesis of the accumuIations was variable. Some developed in normal river
canyons where conditions favoured the growth of phytogenic barriers. Their growth
still goes on where it has not been interrupted by human interference. Such lakes receive
and lose their water mainly on the surface. In other cases, the origin was caused pri-
5 82

marily by tectonic processes of which extensive faults seem to have been the initial
ones, with subsequent erosion or destruction of cavity ceilings. Synclines may also
offer conditions favourable to the development of lakes.
Lakes of tectonic origin in our region usually receive and lose water by subterranean
channels.
Whether a lake will develop and subsist depends upon several factors, the main of
which are-beside meteorologic conditions-the capacity of incoming and especially
outgoing subterranean channels. In the coastal belt, the capacity of outgoing channels
may be diminished by a rising of the sea level. That factor probably caused the develop-
ment of some lakes and "Oka" in the valley of the lower Neretva river, and in the
region of BaCina.
Lake
ProSCe
Ciginovac
Okrugljak
Galovac
Gradinsko jezero
Kozjak
Milanovac
Kaluderovac
Lake
TABLE I
Main geographic data on the lakes of Plituice
Altitude
m
636,5
625,5
613,6
584,6
553,2
535,O
523,3
505,2
Geographic
Area of Maximum
coordinates
N E
the surface depth
ha m
44" 51,5'
44" 52'
44" 52'
44"52,5'
44" 52,5'
44" 53
440535'
44" 53.5'
15'36'
15"36'
15" 36'
15"36,5'
15"36'
15"36'
15"3?'
15"37'
TABLE II
Main analytical data on the lakes of Plituice
Depth
Hardness
total carbonate magnesium
68,3 37,4
735 16,l
4 1 15,3
12,5 24,4
8,1 10,o
81,5 46,4
3,3 18,4
291 13,4
% of Mg-hardness
in total hardness
ProSCe surface 230-240 228-235 79-197 34,4-44,9
bottom 224-227 218-220 61-73 30,4-48,3
Kozjal surface 204-218 200-205 81-93 38,7-45,2
bottom 215-226 215-226 69-91 3 1,7-40,3
583

TABLE III
Main analytical data on the lake Jezero on the island of Krk
Hardness
Depth 'C O2 COZ % Of Chloride
total carb. Mg
Mg-hardness
0,O 23,6 7,8 4 172 150 32 18,6 54
4,7 19,6 0,6 i6 178 165 36 20,2 50
7,s 17,5 0,O 30 234 230 50 21,4 65
Sector Distance from
the falls of
Rogovo
km
Lake of 0,70
Visovac 2,73
above the 5,90
falls of 7,90
Skradin 11,oo
TABLE 1V
Main geographical data on the lake of Visorac
Width Maximum Elevation of
m depth the deepest
m point
m
267 17,6 27,4
128 32,2 12,8
493 24,3 20,7
243 29,O 16,O
362 25,4 19,6
TABLE V
Main analytical data on the lake of Visovac
Temperature
at bottom in
August 1957
15,O
14,8
14,5
-
14,5
Distance from Hardness
the falls of Depth "C Oz COZ Chloride
Rogovo, km total curb. Mg
5 84
0,7 O 21,l 9,2 O 258 175 50
17,s 15,O 2,0 12 258 190 46
2,7 O 21,l 9,4 O 256 165 28
30 14,s 3,8 ô 244 188 40
599 O 22,4 9,4 O 244 170 58
24 14,5 3,8 10 252 195 42
ll,o O 22,6 9,2 O 240 158 52
24 14,5 4,l 5 257 183 49

Lake
TABLE VI
Teinperariire and oxygen dissolued in lake Prokijnn
Oxygen dissolved
Point Depth Temperature Chloride
"C mg/l of satur. mg Cl/i
1 0,5 22,23 9,OS 103,7 480
13 22,48 11,80 161,O 17.000
2,4 29,80 10,04 164,3 20.500
3 90 29,47 5,94 96,6 20.500
43 26,92 5,20 81,3 21.250
2 0s 22,92 834 104,4 2.675
1 6 25,68 9,?6 138,8 15.375
292 27,35 10,12 155,7 19.650
2,s 27-60 8,80 136,6 19.900
52 25,69 7,OO 107,O 21.900
TABLE VI1
Main geographical datn on the lukes of Imotski
Geographic
coordinates
N E
Modro jez. 43"27' i7"13'
Crveno lez. 43"27,5' 17"12'
Galipovac 43"28' 17"06'
LokviEiC 43"28' 17"06'
KnezoviC. 43"27,5' 17"06'
Jezero Proloiac 43"28,5' 17"07'
Observed eleva-
tion above sea Maximum
max. min. length width
283,6 239
274,5 252,s
270,s 261.9
271,4 260,9
272,O 270,5
271,2 266,2
0-250 0-100
220 190
170 120
116 90
not measured
not well
defined, great
TABLE VI11
Coniparatioe elecutions of the lakes of Imtoski
Elevation
of the
deepest point
239,O
4,1
210,7
229,3
unknown
241,7
Date Modro Crveno Galipo- Prolo& Lokvi- Knezo- Springs in
jezero jezero vac ko jez. ëic viC the polje
21 7 1955
26 9 1955
2 9 1956
250,O 252,s 264,7 268,2 - - 267,7-268,2
239,O - - - - - -
- - 261,9 266,2 260,9 - around 268
20 3 1957 278,s 275,O 270,5 270,2 269,s 272,O 267,9-268,5
585

TABLE IX
Main analytical data on the lakes of Imofski
Hardness
Lake Depth "C Oz CO2 %ofMg- C1
total carb. Mg hardness
Crveno O
10 7 55 200
Galipovac O
20 7 55 42
1 9 56 O
45
LokviCii: O
3 9 56
Modro jez.
30
O
7 6 58 34
ProloSko j. O
11 7 55 20
28 8 56 O
24
30 8 56 O
23
12 2 58 O
27
9 9 59 O
Basin of
the lakes
Crniievo
OCuSa
Sladinac
Pogora
Plitko jez.
Vrbnik
586
155 57 23,l 6,O
200 49 23,l 7,O
130 18 13,6 5,0
188 26 13,7 5,O
130 16 10,8 5,6
175
108
22
18
10,3
16,l
6,5
6,5
180
145
160
30
26
30
13,6 6,5
16,l -
16,9 -
120 48 37,5 7,O
124 24 19,3 6,5
118 30 25,4 7,O
158 26 14,4 6,5
123
170
28
32
22,6
18,2
6,O
5,6
22,3 8,6 O
24,5 8,O 4,4 6
120
172
135
135
120
165
16
16
20
20
11,s
11,4
16,7
11,6
5,6
5,6
8,6
73
19,s 9,7 O 160
9,4 7,4 2 212
24,l 8,7 O 132
9,O 5,6 5 190
22,l 8,O o 148
6,5 43 3 21 3
26,O 8,7 O 112
935 5,9 1 220
18,O 10,l o 163
7,2 8,7 4,4 178
23,7 7,4 O 128
7,7 7,6 O 124
28,3 9,2 - 118
5,6 6,O O 180
25,5 9,0 O 1 24
5,8 7,O 5 176
7,7 12,6 O 138
4,6 12,8 O 140
TABLE X
Main geographical data on the lakes of Badina
Geographic coordinates Maximum Elevation of
the deepest
N E length width depth point
43"05' 17"25' 1110 680 30,6 - 29,s
43"05' 17"26' 1250 540 19,6 - 18,8
43"05' 17"26' 560 345 16,9 -16,l
43"04' 17"26' 390 325 10,1 - 9,3
43"05' 17"25' 1160 170 595 - 4,7
43"05' 17"25' 275 160 8,7 - 7,9

587
o”

TABLE XII
Main geographical data of some "Oka" and "jarne"
Geographic coordinates Maximum Elevation
Name Elevation of deepest
N E m length width depth point
Torak
Jezerine N
Jezerine S
Modro oko
Krenica
SluSnica, spring
Zvir, spring
BubiCa jama
43"49'
43"28'
43"28'
43"03'
42"52,5'
45"05'
45"25'
45"09'
16"Ol'
17"lO'
17"lO'
17"31'
i 7"20'
15'34'
14"25'
14"lO'
45
268,6
268,6
0,9
252,6
240
5,5
095
202 171 41,5
43,6 43,l 13,2
49,l 44,l 6,O
130,6 95,7 24,5
300 275 41,3
72 40 26,9
33 24 17,8
23 14,5 16,4
- 2,6
255,4
262,6
-23,6
211,3
213?
-12,3
-15,9
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588

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(39 PETRIK, M., 1957, Krt Jugod., 1, Zagreb.
(37) Institute of Sanitary Engineering, Zagreb, 1964, Unpublished Report.
589

PROBLEMES DE CONSTRUCTION DES BASSINS DE
RETENUE DANS LWERCÉGOVINE DE L’EST
RESUME
Stjepan MIKULEC
Dans le but de l’utilisation complexe des eaux se prévoit dans I’Hercégovine de
l’Est, la construction de trois grands bassins de retenue. Le premier des plus grands
dans la région du karst yougoslave, se trouve en construction sur le fleuve TrébiSnjica.
11 aura le volume total de 1280 hm3.
Les problèmes de la construction de ces bassins de retenue sont très complexes et
exigent des recherches intensives, lesquelles s’effectuent déjà depuis 12 ans. Etant donné
que la région est intensivement karstificiée, il a fallu élaborer des cartes géologiques
et hydrogéologiques détaillées d’une plus large étendue, examiner toutes les eaux sou-
terraines, déterminer la profondeur de la karstification et les voies potentielles pour la
perte d’eau.
Une grande assistance dans la phase des recherches ont présenté les méthodes géo-
physiques, lesquelles ont eu leur affirmation justement sur ce terrain. Ont été effectuées
environ 50 collorations de gouffres et des forages à l’aide du sodium fluoresceine et
perforé plus de 10.000 m de forages. Le large réseau des piezomètres a aidé de suivre
les oscillations du niveau de l’eau souterraine. Les recherches spéléologiques ont rendu
possible la vue partielle dans les conditions souterraines.
En raison de l’examen des eaux souterraines était bétonné et une grande source
périodique d’une capacité de 60 m3/s. Les résultats obtenus par la recherche ont per-
mis de voir l’étendue nkessaire des mesures techniques pour la sécurité des plus gran-
des pertes de la région des bassins de retenue futurs. De même ils ont permis que la
décision soit apportée sur la submersion de la source TrébiSnjica pour 70 m. Certains
cours d’eau souterrains devront être coupés par des voiles d’injection, afin d’augmenter
la capacit6 des cours d’eau superficiels et améliorer l’économie des usines hydroéner-
gétiques, laquelle utilisera les eaux nivelées des bassins de retenue envisagés. L’éten-
due des travaux prévus rendra possible la production totale de l’énergie électrique de
3,5 milliards kWh, mais les frais de la réalisation ne dépasseront pas les dépenses moy-
ennes pour la construction des usines dans les conditions normales géologiques, ce qui
représente un succès important pour vaincre le karst dans la région yougoslave.
SUMMARY
Problems OJ storage dam construction in eastern Hercegovina
To cater for a combination of water uses it is planned to build three large storage
dams in eastern Hercegovina, of which the first, one of the largest in the Yugoslav
karst region, is now in course of construction on the River TrebiSnjica; it will have total a
volume of 1,280 hm3.
The engineering problems presented by the construction of these reservoirs are
extremely complex necessitating intensive studies which have been proceeding for twelve
years past. As the region is highly karstified, it has been necessary to prepare detailed
geological and hydrogeological maps of the sites and their surroundings, investigate
all groundwater bodies and determine the depth to which karst phenomena extend and
the possible paths by which water could escape.
In the study phase, geophysical methods have been of great help on this terrain.
About 50 dye tracer operations with sodium ñuorescine have been carried out on
swallow-holes and borings and trial borings have been made to a total of over 10,000
metres. A wide network of piezometers has made it possible to follow the oscillations
of the groundwater level. “Pot-holing” techniques have been used for a study of some
of the conditions to be found underground.
For the investigation of the underground channel systems, a large intermittent spring
delivering 60 m3/s was blocked and the study of the consequences has afforded an idea
of the extent of the engineering precautions needed to limit water losses in the areas of
the projected storage reservoirs: it has also enabled a decision to be taken on the sub-
mersion of the TrebiSnjica’s source to a depth of 70 m. Certain underground currents
wil have to be blocked off by cement grouting to increase the capacity of the surface
streams and make the hydroelectric power stations which will use the regulated water
590

of the projected storage dams more economic. The works planned wil allow of an
overall output of 3.5 milliard kilowatt hours of electric energy, but their cost will not
exceed the average for the building of power stations in normal geological conditions.
This represents a major success in taming the karst in this part of Yugoslavia.
ABSTRACT
Afin de résoudre les problèmes de l’économie de l’eau dans la région du karst herzégovinien
a l‘est du fleuve Néretva, il est nécessaire de construire des bassins de retenue.
En outre, il ne faut pas perdre de vue que cette région est seulement très riche en
précipitations pendant la période hivernale de l’année (X-IV). Par conséquent les inondations
dans les champs karstiques sont provoquées presque chaque année. Les courants
d’eau superficiels sont normalement courts et se terminent a des gouffres, OU l’eau
se perd et descend dans les horizons plus bas. Les étés sont très secs, de sorte que l’agriculture
se trouve dans des conditions vraiment défavorables pour le développement,
tant que la question de drainage des champs ne sera pas résolue ainsi que celle consistant
a assurer la quantité suffisante d’eau pour l’irrigation. Cependant, la forme favorable
du relief et le voisinage de la mer rendent possible d’une manière convenable
l’utilisation du potentiel hydroénergétique. Les champs sont situés dans trois horizons.
Le plus haut horizon est formé par les champs de Gatsko et de Névesinje a une hauteur
de 800-950m. L‘horizonmoyen se trouve à une hauteur de 450-500m (Dabarsko polje,
Fatni Fatniiiko, polje, Biletko polje, etc.). Le plus bas horizon forme la vallée de la
rivière TrébiSnjica, laquelle se termine dans Popov0 polje, (220-250 m d’altitude). Trébihjica
représente en même temps le plus grand cours d’eau, puisque c’est suivant son
lit que drainent par voie souterraine les quantités principales d’eau. Son débit moyen
à Trébinje s’élève à 100 m3/s.
La fégion du champ de Névésinje et de Dabar appartient au bassin versant de Néretva.
Leurs eaux partent par des cours d’eau souterrains en direction des rivières Buna
et Brégava, qui sont déjà situées a une altitude plus basse au-dessus de la mer (50-100 m
d’altitude).
En raison du caractère karstique du terrain, de grandes différences de hauteur, des
directions sous forme tectonique prédéterminées et du grand nombre de fissures, l’érosion
par l’eau fut intense, de manière qu’il s’est développé un faisceau enchevêtré de
canaux souterrains, par lesquels les eaux s’infiltrent dans des directions différentes. Sur
la figure 1, ces directions sont clairement présentées. I1 a fallu environ i2 ans d’une
recherche intense, pour que ces liaisons souterraines soient déterminées.
Les recherches ont cependant démontré que toutes les sources et les abîmes sont
géologiquement prédisposés, car dans la masse des calcaires perméables se présentent
souvent les dolomites OLI les flysch, qui représentent les isolateurs hydrologiques. Toutes
les recherches sont effectuées en rapport avec les études que fait Energoinvest à Sarajevo
pour résoudre les problèmes hydrotechniques de la région en question.
Ces études ont montré qu’il y a lieu de constituer quelques bassins de retenue plus
importants, afin d’atteindre régale repartition annuelle des eaux. Les endroits favorables
pour ces futurs bassins de retenue sont recherchés sur la base des études préliminaires
qui ont établi la possibilité d’obtenir la solution favorable de tous les problèmes de
l’économie de l’eau.
Au début, tous les moyens étaient dirigés sur le cours de la TrébiSnjica, en raison
des plus grandes quantités d’eau et de la possibilité d’obtenir des effets énergétiques
plus favorables. C’est ainsi qu’a été prise la décision de procéder à la construction du
bassin de retenue MiruSa d’un volume de 1.280 km3 dans la région de la source de cette
rivière.
La TrébiSnjica a seulement 35 km de cours permanent. En été, en aval de Trébinje,
elle se perd complètement dans les abîmes. Cependant, en hiver, naît à Popov0 polje
59 1

I
CARTE HYDROLOGIQUE DE LA REGION O

E CHERZEGOVINE DE LEST
AVTAT I I EN SERVICES
/ 0 EN CONSTRUCTION
a EN ETUDE
I

un bassin de retenue d’un volume d’un milliard de m3, qui souvent se maintient jusqu’au
mois de juin.
Le problème principal dans la région du bassin de retenue futur était constitué par
la question de la résistance de la base sur la perte d’eau du lit même. Les recherches
ont montré qu’il y a 5 groupes de plus petits abìmes. Leurs communications ont été
examinées en premier lieu par la coloration avec la fluoresceine et il fut constaté qu’elles
sont de caractère local. Les sources de la rivière seront submergées de 70 m et il fallait
examiner la possibilité d’ouverture des voies dans la direction de la source de Brégava,
qui sont éloignées de presque 40 km mais se trouvent à un niveau inférieur de 150 m.
Dans ce but on a effectué des forages géologiques et des essais géophysiques sur une
large étendue, qui comprenaient environ 135 km2 de surface.
Par ces essais on avait pris en considération la région du champ de Dabar jusqu’à la
source et plus loin dans le sud, plus en aval de l’emplacement du barrage. On a appliqué
la méthode de la résistance spécifique électrique, par sondage et carotage géoélectriques,
ensuite par la méthode électromagnétique M Turam ) et la méthode de carotage électrique
dans les forages. Les résultats des méthodes géoélectriques de recherches en combinaison
avec les résultats de forage et coloration des forages et des abîmes ont pu servir
pour l’élaboration de la carte de la base de karstification. Elle représente la limite de la
partie karstifiée des sédiments de celle non karstifiée. Par la méthode M Turam n on a
pu suivre avec certitude les canaux karstiques, lesquels n’avaient que 50 m de profondeur.
Tous ces essais ont montré que le danger potentiel pour les plus importantes pertes
d’eau existe seulement dans la zone entre Dabarsko et FatniCko polje, qui est dans I’endroit
le plus étroit, large d’environ 150 m. A cet endroit sera exécuté le voile d’injection,
si cela se présentait comme économique après le remplissage du bassin. Les colorations
des gouffres dans cette zone ont montré que les eaux se divisent : ou bien elles sont
drainées vers les sources de la TrébiSnjica ou bien vers celles de la Brégave. Toutes ces
colorations sont effectuées plusieurs fois sous des conditions hydrologiques différentes,
afin d’obtenir des résultats plus certains.
La conception de la construction du grand barrage de 123 m à GranEarevo se base
sur le fait que dans la région de Lastve se tend directement sur le cours de la rivière la
zone des dolomites qui ont des proprietés d’isolateurs hydrologiques. Or, cette zone
ne se présente pas à la surface sur la rive droite. Au moyen d’un grand nombre de forages
et de colorations on a cherché à établir quelle partie d’eau était engloutie tandis que
par le réseau des piézomètres sont suivies les oscillations duniveau des eaux souterraines.
A son entremité aval passe la faille de Zubac, par laquelle les eaux infiltrées éventuellement
doivent retourner dans le bassin de compensation de Gorica. Elles non plus ne
seront pas perdues pour l’utilisation dans des buts énergétiques à l’aménagement principal,
qui utilise les eaux sur la chute de 295 m. jusqu’au niveau de la mer.
Après que les problèmes principaux, géologiques et hydrogéologiques, furent résolus
pour ce bassin de retenue, on a procédé à la recherche de la possibilité de former un
plus petit bassin de retenue au niveau du champ de Névésinje. On voudrait rassembler
les eaux de ce champ avec celles du champ de Dabar et les faire passer dans le bassin de
retenue sur la TrébiSnjica : de cette façon on augmenterait la capacité des centrales qui
sont en construction ou en service. Le champ de Névésinje a environ 10.000 ha de surface
agricole cultivable, qui exige de l’eau. Cependant, en hiver ces champs sont soumis
aux inondations, car la capacité d’absorption des abîmes est insuffisante. Le bassin
versant de ce champ a environ 620 km2 et les précipitations moyennes s’&lèvent à
850 mm. A travers ce champ passe la rivière Zalomka avec quelques affluents, dont les
eaux s’engouffrent sur la partie ouest dans la zone de calcaire. Les études hydrologiques
ont montré que le coefficient d’écoulement de toutes les précipitations s’élève seulement
à 0,38, et sur la TrébiSnjica à 0,7-0,8, ce qui signifie très peu. Ceci a montré le danger
qu’au-dessous du niveau du champ se perde une partie d’eau directement en direction
5 94

de la source de Buna. Une grande partie des champs est formée par les sédiments oli-
gocènes-éocènes, connus sous le nom de série promina. Ils se présentent sous forme de
conglomérats, mames, feldspaths et de grès qui sont imperméables. Cependant, en
direction du nord, dans le cânion de Budisavlje, se présentent déjà les calcaires des
crétacés supérieurs, qui sont karstifiés. Puisque dans la partie sud du champ les séries
promina sont profondes jusqu’à 800 m, il n’y a pas de danger de perte d’eau. A la
décrue des eaux, la zone près de Budisavlje est en communication souterraine avec la
source de Buna, mais aux grandes eaux se présentent sur la rive gauche des sources
Fig. 2
595

périodiques, puisque les canaux vers Buna sont remplis. Par les essais et forages on a
constaté que cette zone passe comme un corridor étroit à travers la série promina. En
considération du caractère et de la profondeur des canaux dans cette zone il faudra exé-
cuter un voile d’injection. Ces travaux seront coûteux car la longueur du voile peut
atteindre environ 1.200 m et la profondeur jusqu’à 250 m. Or l’économie de ces frais
se base sur le fait qu’une bonne partie d’eau se perd à travers cette zone. Ces eaux res-
teront après l’injection sur l’horizon du champ et agiront essentiellement sur I’augmen-
tation de la production dans les centrales hydroénergétiques, car le débit moyen actuel
de il m3/s peut meme augmenter de 50%. Etant donné le niveau de la mer, ces quantités
pourront donner une importante production. Des recherches détaillées de cette zone
sont maintenant en cours. Déjà maintenant on peut compter avec certitude que des
conditions existent pour la construction du bassin de retenue de i 50 hm3, qui sera suf-
fisant pour l’égalisation des eaux et pour satisfaire à tous les besoins.
Un troisième bassin de retenue est envisagé dans le champ de Cernica, qui représente
une plus faible dépression fermée, près de GataEko polje. Les rapports hydrologiques
sur ce champ sont aussi très compliqués. La partie nord-est dans le champ est formée
par les sédiments du Aysch et celle du sud-ouest par les couches de calcaires des crétacés
supérieurs qui sont karstifiés. Dans cette zone se trouve une série d’abîmes. Les plus
importantes quantités d’eau viennent dans le champ du GataEko polje à travers la
source Vilino. Ensuite naît la rivière qui, après 400 m de cours, s’engloutit. Les recher-
ches avaient en vue la constatation de la direction des eaux eaux souterraines de tous
les gouffres, car on tend à obtenir des bassins de retenue seulement avec la fermeture
des gouffres. Ce travail est très difficile et il dure longtemps. Par les différentes méthodes
géophysiques, forages, colorations, et les recherches spéléologiques on essaie de voir
le fond de tous les problèmes. Le chemin de la réussite est encore très long, mais main-
tenant on est de plus en plus d’avis qu’il faudra d’une manière convenable fermer les
gouffres principaux et examiner la possibilité d’édifier des bassins de retenue sans
entraîner de grands frais. De cette manière on obtiendrait la meilleure vue sur la possi-
bilitéderetenir leseaux dans lechamp. Sicette fermetureréussissait, alors on procéderait
ala construction du tunne1,lequelferait passerl’eau jusqu’àFatniEko polje, où l’onenvi-
sage une centrale. La fermeture expérimentée des gouffres rendrait possible lëlabora-
tion d’un bilan d’eau, mais de toute façon reviendrait moins chère que les longues
recherches avec les méthodes normales de travail.
Sur le champ CerniEko se présente encore un problème hydrologique, étant donné
que la rivière a une faible longueur, et que le gouffre KljuE a une insuffisante capacité
d’absorption, il se produit rapidement un ralentissement lors des grandes précipitations,
et par conséquent il est impossible de déterminer exactement le débit. Bien qu’on ait
essayé en Yougoslavie de résoudre des problèmes semblables, les résultats pour les
buts énergétiques ne sont pas certains. C’est pourquoi on essaye maintenant d’après
les conditions des laboratoires de l’Institut hydrotechnique à Sarajevo, les méthodes
directes convenables pour la mesure de la capacité des gouffres avec le temps, à l’aide
des dispositifs hydrauliques installés. En outre, il faut avoir en vue que la capacité des
abîmes n’est pas proportionnelle au niveau du bassin de retenue au-dessus du gouffre,
mais dépend de la grandeur des canaux souterrains et de la quantité d’eau filtrée qui
débouche aux canaux le long de leur cours. Mais ces quantités sont différentes et pro-
portionnelles aux précipitations et à la fissuration de la masse rocheuse du terrain fendu
au-dessus des canaux.
Comme on voit, les problèmes sont assez complexes et ne peuvent pas être rapide-
ment résolus. Sur la région dont il est question, jusqu’à maintenant, on a effectué plus
de 10.000 m de forages et près de 50 coloraiions de gouffres. De grandes étendues sont
examinées par les méthodes géophysiques. L’ordre du travail dépend de la conception
technique pour les aménagements futurs, mais elle se développe parallèlement avec les
recherches. De grands moyens financiers ont été utilisés ces dernières quinze années,
5 96

m
M
iz

mais ils ont quand même atteint leur but, puisqu’il a été constaté que les problèmes de
l’économie de l’eau peuvent se résoudre avec succès, si la collarobation des différentes
professions participant à la recherche est étroite. En examinant les phénomènes hydro-
logiques naturels, on peut tirer des conclusions qui ensuite serviront comme le point
de départ pour le travail futur de recherche.
(l) ENERGOINVEST-SARAJEVO,
(2) S. MIKULEC
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598

III
GEOCHIMIE - EROSION
GEOCHEMISTRY - EROSION

CARBONATE EQUILIBRIA AND RADIOCARBON
DISTRIBUTION RELATED TO GROUNDWATER FLOW
IN THE FLORLDAN LIMESTONE AQUIFER, U.S.A.W]
SUMMARY
Bruce B. HANSHAW, William BACK and Meyer RUBIN
U. S. Geological Survey, Washington D. C., U. S. A.
The principal artesian aquifer of Florida is composed predominantly of Tertiary
limestone with lesser amounts of dolomite and gypsum. A north-south geohydrologic
section through the piezometric high depicts the spatial and temporal changes of
chemical character of water. The major area of recharge is characterized by calcium
bicarbonate type water, by low concentrations of total dissolved solids and of sulfate
ions, by undersaturation with respect to calcite and dolomite, and by young CI4 ages.
Concentration of dissolved solids and sulfate increases markedly as a function of length
of flow path and residence time in the aquifer. Radiocarbon ages indicate that within
different parts of the system velocities range from 2 to 12 meters per year.
Away from the recharge area the water is supersaturated with respect to calcite
and dolomite. Throughout most of the area the water has not reached equilibrium
with aragonite and gypsum. Supersaturation of the water with respect to calcite tends
to buffer the bicarbonate concentration. This study shows that the geochemistry of
the water conforms well with the hydrologic history of the system.
RESUME
L’équilibre des carbonates et la répartition dir radiocarborie par rapport à l’e‘coulement
de la nappe aquifère calcaire de Floride, aiix Etats-Unis d’dmbique
Le principal aquifère artésien de Floride se compose surtout de calcaires tertiaires
auxquels se melent, en quantités moindres, des dolomies et du gypse. Une coupe
géohydrologique nord-sud suivant le maximum piézométrique fait apparaître les
changements dans l’espace et dans le temps du caractère chimique de l’eau. Dans
l’aire principale d’alimentation de la nappe, l’eau est caractérisée par son contenu en
bicarbonate de calcium, par de faibles concentrations en corps solides dissous et en
ions sulfates, par une sous-saturation en dolomie et en calcite et par des carbones
14 d’âge récent. La concentration en solides dissous et en sulfate s’accroît notablement
avec l’accroissement de la distance parcourue par les eaux et de la durée de séjour dans
la nappe. L’âge du radiocarbone indique que, dans différentes parties du système, la
vitesse d’écoulement est de l’ordre de 2 à 12 mètres par an.
Loin de l’aire d’alimentation, l’eau est sursaturée en dolomie et en calcite. Dans
la plus grande partie de l’aire, l’eau n’a pas atteint son équilibre en aragonite et en
gypse. La sursaturation de l’eau en calcite tend à jouer le rôle de tampon l’égard de
la concentration en bicarbonate. Cette étude montre que la goéchimie de l’eau suit
l’histoire hydrologique du système.
INTRODUCTION
The purpose of this paper is to describe the application of geochemical principles
to a reasonably well known hydrologic environment to determine which solid phases
play the most important part in controlling the chemistry of water as it moves through
the aquifer system. Use of basic principles of physical chemistry show how chemical
equations express solution and precipitation of common carbonate and evaporite
minerals. A chemical equilibrium model aids in understanding geologic processes such
as formation of secondary permeability by solution, precipitation of minerals in the
aquifer, cementation, and recrystallization. Isotopic investigations may be used in the
study of a hydrologic system, to determine the various origins of water, residence time
(l) Publication authorized by Director, U. S. Geological Survey.
60 1

of water, velocity of groundwater movement and rates of chemical reactions. A
combined study of general water chemistry, mineral saturation of the water, and
distribution of radiocarbon isotopes is helpful to identify the principal areas of
recharge and to identify which geochemical processes control the chemical character
of water. This approach is also useful in predicting which, if any, chemical changes
may occur as a result of imposing such stresses as increased pumping or artificial
recharge on the hydrologic system.
The regional flow pattern in the hydrologic system in central Florida is controlled
largely by the two piezometric highs shown in figure 1. A north-south line of wells
through the major piezometric high was chosen for the study of changes in aqueous
Fig. 1 - Piezometric map of the principal artesian aquifer of central Florida showing
location of sample points used on cross-sections (after Stringfield, 1936).
chemistry as the water flows from a recharge area toward deeper parts of the aquifer.
The principal artesian aquifer of Florida consists of a series of limestones of Tertiary
age which contain minor amounts of dolomite, disseminated quartz sand, gypsum, and
anhydrite. The limestones are interconnected and function as a hydrologic unit.
The eight wells sampled during this study (fig. i) range in depth from approximately
80 to 300 metres and are completed in limestone that ranges in age from middle Eocene
to Miocene. The principal artesian aquifer is overlain by confining beds of Miocene
age, chiefly clay of the Hawthorn Formation (Pride, Meyer, and Cherry, 1961;
Le Grand and Stringfield, 1965). The major piezometric high has the shape of a north-
south elongated dome; water flows down gradient at right angles to the piezometric
contours.
602

This investigation is part of a continuing study of the chemistry of the principal
artesian limestone aquifer of Florida. The complete study includes about 50 wells
covering the centre of the State, an area of roughly a half million square kilometres.
The final report will include mineral equilibrium studies of solid phases in addition to
those presented here and investigations of the isotopes of hydrogen, carbon, oxygen
and sulphur.
CHEMICAL CHARACTER OF WATER
The chemical character of the water reflects the combined effect of chemical
activity between water and limestone and the flow pattern within the aquifer. Within
the study area most of the water (Wildwood, Groveland, Polk City and Fort Meade)
CATIONS ANIONS
Fig. 2 - Chemical composition of ground water from the principal artesian aquifer of
central Florida.
is of the CaHCOs type; the magnesium and sulphate content increases downgradient
so that a mixed type of water is produced by the wells at Ocala and Arcadia, and a
Cas04 type water is produced by the well at Wauchula. The well at Cleveland produces
water of NaCI type. The chemical character of water in the area of study is shown in
table 1 and is represented in figure 2 as a trilinear plot of the percentages of each
major constituent to the total anions or cations in milliequivalents per litre.
The Polk City well is close to the highest part of the piezometric surface (fig. 1)
and water in this part of the aquifer flows radially downgradient. The area near Polk
603

City is a principal area of recharge, and the Groveland and Wildwood areas also
contribute substantial quantities of water to that portion of the aquifer system north
and westward of the Polk County high (Stringfield, 1936, p. 151). Between the area
of recharge and Ocala, the principal change in composition is in the anion facies, which
changes from predominantly HC03 to a mixture that is predominantly S04+HC03
(table 1).
A simple progressive change in type of water occurs as water moves from Polk
City toward the Cleveland area, indicating only minor recharge south of Polk City.
Between Polk City and Arcadia there is a progressive increase in the Mg:Ca ratio in
the cations and a similar increase of S04:HC03 ratio in the anions. A major change in
aqueous chemistry occurs between Arcadia and Cleveland. At Arcadia the hydro-
chemical facies is Mg+Ca, so4 whereas water produced by the Cleveland well is
a NaCl type water.
Similar patterns of chemical change away from the principal recharge area are
shown by the constituents which are discussed in the following paragraphs, and by
the isotope measurements and mineral saturation studies which are discussed in the
two following sections. The TDS (total dissolved solids) content of the water in the
study area increases north and south away from the area of recharge, and in particular,
from the area of recharge at Polk City (fig. 34. The Polk City-Wildwood area is
characterized by water with less than 200 mg/l TDS. South of the Polk City recharge
area, water from the aquifer exhibits a progressive increase in TDS to a maximum of
1600 mg/l at Cleveland. Northward, the TDS increases to 420 mg/l.
A similar pattern is observed for the concentration of sulphate ions in the ground-
water (fig. 3b). In the Polk City-Wildwood area the sulphate is less than 10 mg/i and
increases to 148 mg/l at Ocala. South of the Polk City area the sulphate content
increases progressively as far as Arcadia and decreases between Arcadia and Cleveland.
Similar reversals in other chemical parametres occur between Arcadia and Cleveland.
These may be due in part to mixing of waters from different geohydrologic
environments, as reflected in the change in hydrochemical facies from Mg+Ca, so4
to NaCl. South of the Cleveland area, water from the principal artesian aquifer
becomes increasingly more saline and approaches the concentration of ocean water.
It is possible also that water produced by the well at Cleveland includes a significant
amount of water from the Hawthorn Formation because the well is not cased through
the Hawthorn Formation. The quality of water in the Hawthorn Formation does not
affect the well at Polk City because the well is near the piezometric high and the
limestone aquifer is recharged only by percolation downward through the Hawthorn
Formation, whose water has essentially the same chemical character as that of the
Floridan aquifer. However, at Cleveland, water from the Hawthorn is probably quite
different from water in the Floridan aquifer and from water in the Hawthorn at
Polk City.
The bicarbonate content of water from the aquifer is relatively uniform throughout
the area of study (fig. 4a). In the Polk City-Wildwood area the bicarbonate content is
somewhat lower than elsewhere, indicating that this is an area of major recharge.
The uniform bicarbonate content reflects a buffering mechanism by the solid carbonate
phases of the aquifer rocks.
To summarize the chemical data presented so far, an area of significant recharge
between Polk City and Wildwood is identified by downgradient changes in hydro-
chemical facies, and by changes in concentrations of total dissolved solids and of
sulphate ion.
RADIOCARBON CONCENTRATIONS
Results of radiocarbon measurements made on the bicarbonate ion in water from
each well are provided in table 2 and figure 4b. The measurements are part of a continu-
604

605

606
1 sa313w

607

ing study of the isotopic composition of water and rock samples representative of the
aquifer, that will include an investigation of the isotopes of hydrogen, carbon, oxygen,
and sulphur.
The results of C14 determinations have been published elsewhere (Hanshaw, Back
and Rubin, 1965) for the group of wells from Polk City south to Cleveland. Because
there is no evidence of significant recharge south of Polk City, differences in CI4 ages
between wells are assumed to be due to time of travel and are used to calculate apparent
velocities of groundwater flow. Velocities range between two and 12 metres per year
(table 2). Net velocities between Polk City and wells to the south calculated from
hydrologic equations are essentially in agreement with the radiocarbon-determined
velocities (table 2). Although apparent radiocarbon ages wil not give absolute residence
time, age difference between two wells wil approximate relative residence time.
MINERAL EQUILIBRIUM
Measurements of departure from chemical equilibrium between groundwater and
the minerals which comprise an aquifer aid in delineating principal areas of recharge
and in predicting areas subject to solution or deposition of minerals. Equilibrium
studies also increase our knowledge of the minerals that control the chemistry of water
and the changes that may occur with time or because of the application of a stress
upon the hydrologic system.
The minerals considered in this study are those most common in the principal
artesian aquifer: calcite, aragonite, dolomite, gypsum, and anhydrite. The thermo-
dynamic model used in this study was developed by Back (1961) and has been applied
to a study of calcium carbonate saturation of groundwater in Florida (Back, 1963).
Each of the minerals is handled thermodynamically in the same manner; gypsum wil
be used as an example. The chemical equation describing the solution of gypsum is
CaSO, .2 H20 = Ca+’ +SO 4 ’ + 2 H20
and the equilibrium constant, Keq, for gypsum Kgyp, is
where a is activity. By definition, the activity of a solid phase is equal to one; for
dilute water the activity of water may also be considered equal to one, hence
equation (2) becomes
Kgyp = %a+2US04-Z (3)
The equilibrium constant was calculated from the Gibbs free energy values by standard
thermochemical methods (see Garrels, 1960, pp. 6-18). The Keq given in the heading
of table 3 is at 25°C; the Keq of the minerals at the temperature of the groundwater
was calculated by use of the Van’t Hoff equation.
Several steps are required to go from standard chemical analyses such as those in
table 1 to activities of single ions. (See Garrels, 1960, pp. 3-42, Back, 1963.) The
calculated activities of calcium and sulphate ions are used in equation (3) to obtain
the ion activity product, Kiap. The Kisp is compared with the equilibrium constant to
determine the departure from equilibrium of the water with respect to gypsum. If the
ratio, Kisp: Kgyp, is equal to one (or 100%) the water is saturated with respect to
gypsum; a ratio less than one (less than loo%), the water is undersaturated and if the
ratio is greater than one, the water is supersaturated. From the form of equation (3)
it is seen that the Kiag for gypsum and anhydrite are the same.
The principals for determining carbonate mineral saturation are identical. However,
608

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determination of saturation of carbonate minerals requires accurate determination of
bothpH and bicarbonate in the field. This is necessary because the equilibrium constant
for calcite is
Kcaic = %i+z%03-2 (4)
whereas the major dissolved carbon species is commonly bicarbonate ion at the pH of
most groundwater. Therefore it is necessary to calculate aCO3-2 from the relationship
and G(co~-~ is sensitive to changes in a~+(pH). As shown above for gypsum and
anhydrite, the Kiap for calcite and aragonite is the same.
Departure of the groundwater from equilibrium with respect to gypsum and
anhydrite is shown in table 3 and figure SQ. The entire study area contains water
undersaturated with respect to both gypsum and anhydrite. However, water in the
Polk City-Wildwood area is most undersaturated. This is related to the low sulphate
ion concentration in water of that area. The paucity of sulphate may be caused either
by lack of deposition of gypsum and anhydrite in this area, or-perhaps more likelyby
the great amount of recharge and the consequent removal of sulphate minerals by
solution during the millennia since the rocks were elevated to where they could be
dissolved by percolating waters.
It is suggested that the progressive decrease in undersaturation of water with
respect to gypsum and anhydrite south of Polk City is an expression of distance of
travel time from the recharge area and residence time (fig. 46) in the aquifer system.
In table 3 and on all the figures representing the results of the mineral equilibrium
study (fig. 4b-6b) an apparent reversal of trend is observed in water from the Cleveland
well. This reversal may be the result of mixing as mentioned above.
In the study area the groundwater is undersaturated with respect to aragonite
(fig. 5b) but is most undersaturated in the principal area of recharge-the Wildwood-
Polk City area.
Results of the calcite saturation investigation (fig. 6a and table 3) are generally
similar to, yet significantly different from the picture developed for the aragonite
study. (Compare fig. 6n and 5b.) Al but one well-that at Wildwood-produce
water supersaturated with respect to calcite. However, the Groveland-Polk City area
contains water which is less supersaturated than elsewhere; the generally low degree
of saturation at Wildwood probably indicates the influence of significant amounts of
recharge on the chemistry of groundwater.
An important but unanswered question is, “How does water in a limestone aquifer
remain supersaturated with respect to the major solid phase present in the aquifer?”
First, perhaps the analytical results may be slightly in error and the supersaturation
may be more apparent than real; only a slight excess of calcium or carbonate ion is
necessary to achieve the percentages of supersaturation shown in table 3. However,
water from wells used jn this study has been sampled and analysed twice at different
times of the year with similar results. Thus we believe that supersaturation is real and
not an implied false value resulting from analytical error.
Secondly, this study was conducted using the values of free energy of pure, ordered
phases of CaC03 to calculate equilibrium constants. However, many limestones are
not pure CaC03 but contain as much as several per cent magnesium in the calcite.
This departure from a pure phase increases the free energy of the phase which, in turn,
increases the value of the equilibrium constant. Results obtained in this study are
within the limits of the possibility that the groundwater is in equilibrium with a
magnesian calcite.
A third and intriguing possibility (which is also compatible with the hypothesis
that the water is approximately in equilibrium with a magnesian calcite phase) is that
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water wil maintain supersaturation with respect to pure calcite, possibly for kinetic
reasons, until saturation with respect to aragonite is reached. Once equilibrium is
attained, aragonite may precipitate and later invert to calcite. In the ocean and in
closed basin environments, aragonite, in preference to calcite, is the usual phase to
precipitate out of solution. Perhaps, in groundwater also, aragonite and not calcite
is the control on carbonate equilibrium.
Although the water between Ocala and Polk City is undersaturated with respect
to dolomite, the water from the wells at Ocala and Polk City is nearly at equilibrium.
The departure from equilibrium at Wildwood and Groveland suggests this area is one
of major recharge to the aquifer. In this study, a commonly accepted value 1 x 10-17
was used as the Keg for dolomite. The relatively high degree of supersaturation may
be the result of choosing a Keg which is too high; perhaps a value of 2 or 3 x 10-17,
as suggested by Hsu (1963) and by Barnes and Back (1964), is more nearly correct.
Lack of equilibrium with respect to dolomite in the Ocala-Polk City area is
controlled by the low magnesium content of groundwater in this region. Away from
the area of major recharge the calcium content increases by a factor of two or, at
most, three. The magnesium content, however, increases by a factor of from three to 30
(table 1 and fig. 2). The increase in magnesium content probably is caused by t~e greater
solubility of a magnesium calcite compared to pure calcite. The concentration of calcium
ion is maintained at a rather constant value because the groundwater in nearly all
the study area is supersaturated with respect to calcite.
CONCLUSIONS
This investigation confirms previous studies (Stringfield, 1936, p. 151) that major
recharge to the Floridan aquifer may occur not only in high but also in some lower
areas of the piezometric surface. Principal areas of recharge in the Floridan aquifer
are indicated by low total dissolved solids, low sulphate and magnesium ion content,
high C14 concentrations (low apparent ages), and by degree of undersaturation with
respect to various solid phases. As water moves away from the recharge area it increases
in total dissolved solids, sulphate and Mg:Ca ratio. In addition, CI4 decreases in a
systematic manner allowing calculation of apparent groundwater velocities. A study
of mineral equilibrium indicates that groundwater increases in saturation away from
recharge areas and may become supersaturated with respect to some solid phases.
REFERENCES
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GARRELS, R. M. (1960) Mineral Equilibria: Harper and Bros., New York, 254 p,.
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features of the Green Swamp area in central Florida: Fla. Geol. Survey Cire., no, 26,
968.
STRINGFIELD, V.T., 1936, Artesian water in the Florida peninsula: US. Geol. Survey
Water-Supply Paper 7734, pp. 115-195.
614

RESUME
SUR LE RAPPORT DE LA SOLUBILITE
DES CALCAIRES ET DES DOLOMIES
Dragoljub ZOCOVI&
Institut de recherches géologiques et géophysiques, Belgrade
La solubilité des roches dans les eaux naturelles est l’une des principales conditions
du développement karstique en général et, par conséquent, de la formation d’aquifères
carbonates. C’est là un problème auquel on s’est intéressé dès le début de l’étude
des karsts. Mais la dissolution des roches carbonatées dans l’eau naturelle est un
phénomène physico-chimique très complexe et, bien que de nombreux travaux de
laboratoire aient été effectués à ce sujet dans le monde entier, la question de la solubilité
des calcaires et des dolomies n’est pas encore suffisamment étudiée et éclaircie. Les
ouvrages de géologie contiennent des données très contradictoires sur différents
aspects de la relation entre les solubilités respectives de ces roches qui constituent le
principal agent de la karstification.
La solubilité des roches dépend surtout de la nature de la substance cristalline.
La cohésion du réseau cristallin, qui est inversement proportionnelle à la solubilité,
a une importance capitale; viennent ensuite la structure de la roche et la quantité
d’impuretés qu’elle contient. La nature du solvant est l’autre facteur important de
la solubilité des calcaires et des dolomies. Les différentes propriétés hydrochimiques
et thermodynamiques des solutions aqueuses influent différemment sur la solubilité
des calcaires et des dolomies. En conséquence, la relation entre les solubilités respectives
de ces roches dans des conditions hydrochimiques et thermodynamiques différentes
est variable.
SUMMARY
The problem of relation between the limestones and dolomites solubility
The solubility of rocks in natural waters represents one of the main conditions for
the development of karst in general and consequently the carbonates. Even the first
investigator of karst, therefore, had paid their attention to that problem. However,
the solution of carbonate rocks in natural water is a very complex physico-chemical
process and in spite of numerous laboratory tests performed in the world, the problem
of solubility of limestones and dolomites has not been studied and enlightened su,ffi-
ciently as yet. The geological literature deals with very contradictory data concerning
different aspects of the relation between the solubility of these rocks which represent
the main medium for the karstification.
The solubility of rocks mainly depends on the nature of crystal material. The
energy of crystal lattice, standing in the reciprocal ratio with the solubility, is of essential
importance and then come the structure of rock and the content of impurities. The
other important factor which governs the solubility of limestones and dolomites is
the character of the solvent. Different hydrochemical and thermodynamic properties
of aqueous solution are of different influence on the degree of solubility of limestones
and dolomites. Consequently, the relation between the solubility of these rocks in
different hydrochemical and thermodynamic conditions is changeable.
Une des conditions essentielles pour la création d’un karst est la solubilité des
roches. C’est la raison pour laquelle les premiers karstologues s’occupaient de cette
question. Cependant, la solubilité des calcaires et des dolomies, roches le plus souvent
sujettes à la karstification est un processus physico-chimique très complexe. Malgré
les nombreuses études de laboratoire effectuées dans le monde, la solubilité des calcaires
et des dolomies reste encore insuffisamment étudiée et mal élucidée. Dans la documen-
tation scientifique on rencontre des théories tout à fait opposées sur la solubilité de
ces roches carbonatées. D’après certains auteurs qui sont, semble-t-il, la majorité,
la solubilité des dolomites et des dolomies est considérablement moindre que la
615

solubilité de la calcite ou du calcaire, et d’après d’autres la situation est inverse. Ce
n’est que tout récemment que s’est formée l’opinion que la solubilité de ces carbonates
est fonction des conditions hydrochimiques et thermodynamiques.
F. W. Pfaff (1907) a mis en évidence ces résultats (dus à Koss, à Bischof, à Scheerer,
à Doelter-Hornes, à Gorup-Besanez). C’est ainsi que d’après Koss l’eau saturée en
COZ, à la pression normale, dissout moins la magnésite que la dolomite et davantage
la calcite. Les données des tests dus à Bischof, à Scheerer et à Doelter-Hornes,
démontrent que l’eau contenant du COZ est en état de dissoudre la dolomite dans la
solution seulement sous forme de traces. Gorup-Besanez a examiné la poussière de la
roche de la composition suivante, en % : CAC03, 55,03; MgC03, 40,9; FeC03, 1,6;
SiOz+Ai203, 1,03, dans l’eau à l’acide carbonique. D’après les données obtenues par
cet examen, pour une roche dont la teneur en carbonate de chaux est un peu plus élevée
que dans la dolomie normale, après cinq et huit jours, les CaC03 et MgC03 étaient
dissous dans des rapports proches voisins de ceux de la dolomie normale. En revanche,
après 21 jours, dans la solution se trouvait plus de la calcite que pour une dolomie
normale. En résumé, Pfaff conclut que la magnésite et la dolomite sont faiblement
solubles dans les acides dilués, à l’exception de l’acide carbonique dont l’influence
sur leur solubilité reste mal élucidée.
H. Leitmeier (1916) souligne que les essais de la solubilité de la magnésite et de la
dolomite dans l’eau pure, aux températures variées, n’ont pas été couronnés de succès,
c’est-à-dire que l’on n’a pas obtenu de quantités mesurables de substance dissoute.
D’après son test, dans de l’eau chargée en oxyde de carbone à la température ambiante,
pour une durée de 8 jours, la solution contenait 0,ll gil de fine poussière de dolomite,
donc une quantité relativement imposante.
O. Lehmann (1936) traite également la question de la solubilité des carbonates,
en mettant en évidence qu’il n’y a pas beaucoup à dire sur la solubilité des dolomites.
Tout de même il conclut, en se basant essentiellement sur les résultats de Coss, qu’à
la pression inférieure à 1 atm. dans de l’eau contenant du COZ, la dolomite est moins
soluble que le calcaire.
I. V. Popov (1 959), en mettant en évidence la diversité des données sur la solubilité
des dolomites dans l’eau pure, cite comme valeur probable 3,2 mg/l, tandis que la
solubilité de la calcite, également dans l’eau pure (d’après cet auteur) est caractérisée
par les valeurs suivantes : à la température de 25 “C - 14,33 mg/l; à la température de
50°C - 15,04 mg/l et à la température de 100°C - 17,59 mg/l.
Les plus marquants parmi les partisans de l’opinion que la solubilité de la dolomite
est plus grande que celle de la calcite sont les minéralogistes. D’après N. M. Strahov
(1963) la solubilité des dolomites n’est pas établie par voie expérimentale, mais on peut
considérer qu’elle se situe entre le degré de solubilité de la calcite et celui de la magnésite,
qu’en tout cas ce degré de solubilité est supérieur à celui de la calcite, mais la calcite
se dissout plus vite que la dolomite. G.I. TeodoroviE (1960), de m6me que Strahov,
en examinant la genèse des dolomies considère que dans les conditions marines et
lacustres normales la dolomite est beaucoup plus soluble que la calcite et que leur
solubilité est très voisine aux hautes pressions partielles du COS.
Ces opinions contradictoires sur la solubilité de la dolomite et de la calcite, ainsi
que des dolomies et des calcaires, résultent du fait que l’on attribue aux résultats des
tests dans des conditions déterminées une extension universelle, et que l’on perd de
vue la possibilité d’une modification complète de ces valeurs selon la composition des
solutions aqueuses et leur température. De plus, lorsqu’il s’agit des roches - comme
les dolomies et les calcaires, leur composition et leur microstructure inñuent sur leur
solubilité. Il faut tenir compte de deux aspects du problème : de la vitesse de la
dissolutiop et du degré de la solubilité.
D.S. Sokolov (1962) a traité très à fond le problème de la solubilité des dolomies
et des calcaires. Ses conceptions seront largement utilisées dans cet exposé.
616

D’une manière générale, la solubilité de la matière cristalline est fonction de sa
nature d’une part, et de l’action dissolvante du solvant d’autre part. Au cours du
processus de la dissolution, les molécules de l’eau détruisent, par ses champs électriques
et la dynamique calorifique, la grille cristalline du sei où les ions sont liés par les forces
d’attraction électrostatiques.
La constance de la grille cristalline d’une matière est déterminée par l’énergie
nécessaire pour le déchirement des liaisons existantes en elle et l’éloignement des ions
de la grille jusqu’à la distance où cesse leur influence mutuelle. L’énergie de la grille
cristalline, pour les conditions déterminées thermiques et de tension, est fonction du
radius et du chargement de ses ions et de la structure du cristal. Sur le tableau 1 sont
présentées les grandeurs de l’énergie des grilles cristallines de quelques combinaisons
à la température de 18°C et à la pression de i atm.
TABLEAU 1
La grandeur de I’ériergie de la grille cristalline (d’après D.S. Sokoloo, 1962)
Combinaison
NaCI (sel gemme)
Cas04 (anhydrite)
CaS04.2 H2O (gypse)
CaC03 (calcite)
CaMg (CO& (dolomite)
Energie de la grille cristalline de kcal
par 1 molécule de la matière
Calculé d’après les Calculé d’aprks
données thermochim. les Eksl
183
642
650
700
745
i 19
621
Les données du tableau présenté ci-dessus démontrent que la grandeur de l’énergie
de la grille cristalline et la solubilité de la matière sont dans le même rapport. La
grandeur de l’énergie de la grille cristalline du sel le plus aisément soluble (NaCl)
est quatre fois moindre que la grandeur de l’énergie de la grille cristalline de la dolomite.
Cependant, la différence entre les valeurs de l’énergie de la grille cristalline de calcite
et de celle de la dolomite, ce qui nous intéresse tout particulièrement cette fois, n’est
pas sensible. C’est pourquoi, en ce qui concerne le rapport de leur solubilité, les autres
facteurs dont dépend la solubilité sont décisifs.
D’autre part, la constance de la grille cristalline est différente dans les différentes
conditions thermiques et de tension. Un accroissement de la température donne lieu
à un affaiblissement de l’effet mutuel des ions et diminue l’énergie de la grille cristalline.
En excluant l’influence de la température sur l’action dissolvante des solutions aqueuses,
la solubilité des cristaux augmente avec une température élevée. De même, la substance
minérale est plus soluble lorsqu’elle est sous une pression plus grande que le solvant
(N.A. Ogiljvi, 1956; D.S. Sokolov, 1962). N.A. Ogiljvi attribue une importance
particulière à l’influence de la pression, à laquelle est exposé le squelette de la roche,
SUI la solubilité, et il en explique la création du karst au-dessous des bases érosives.
De même que D. Sokolov le souligne, on peut considérer que la solubilité est
fonction des dimensions des grains de la substance cristalline. Les résultats de nombreux
tests sur les différents matériels cristallins indiquent que les petites particules sont
«Ek» dktennine la quantité de l’énergie qu’un ion met en liberté à l’occasion
du passage de l’état libre en état d’ion ou d’atome dans la grille cristalline (D. Sokolov,
1962, d’après A.E. Fersman).
-
653
617

sensiblement plus solubles que les grosses. Cela prouvent aussi les résultats de l’examen
de la solubilité des dolomies de la région des Dinarides que j’ai fait sur les échantillons
de grandeur variée. C’est-à-dire que les échantillons de dolomie de structure pélitomorphe
sont considérablement plus solubles que les échantillons de gros grains.
La cause en est que «les solutions aqueuses peuvent être non saturées de petits grains,
saturées de grains moyens et sursaturées de gros grains)). (D. Sokolov, 1962). Cela
signifie qu’il est possible qu’en même temps les petits grains se dissolvent et que les
gros s’accroissent. I1 est à souligner que de tels phénomènes ne sont pas rares dans les
roches dolomitiques.
Par conséquent, l’inégalité des grains des dolomies et des calcaires est un facteur
important des différences de solubilité.
Les ingrédients étrangers exercent une influence prononcée sur la solubilité des
roches carbonatées. I1 faut distinguer les ingrédients qui ralentissent et
accélèrent la dissolution. Parmi les premiers on compte les ingrédients moins solubles
que les carbonates. Parmi eux sont importantes, pour les dolomies et les calcaires, les
substances argileuse et bitumineuse. Elles ralentissent le processus de la dissolution en
formant les patines colloïdales couvrant les grains minéraux. La substance argileuse et
bitumineuse en ingrédients des roches carbonatées (calcaires et dolomies) joue un rôle
important dans le processus de la karstification.
Les ingrédients de la matière plus soluble que la substance minérale essentielle
des calcaires et des dolomies accélèrent le processus de la solution et augmentent la
solubilité. Mais, comme le souligne D. Sokolov, l’essence de ce phénomène a un autre
sens. Les sels plus aisément solubles en passant en solution augmentent son agressivité,
c’est-à-dire son action dissolvante, ce qui est déjà une autre question.
Pour les roches calcaire-dolomie le rapport calcite-dolomite est tout particulièrement
intéressant. D’après N.V. Rodionov (1958) et I.V. Popov (1959), on a établi que la
vitesse de dissolution de la calcite dans les conditions physico-chimiques les plus
fréquentes est plus grande que celle de la dolomite. Tout permet de considérer que la
dissolution de la calcite est plus rapide que celle de la dolomite. En outre, d’après
N. Rodionov et I. Popov, dans le mélange de calcite-dolomite, la vitesse de la dissolution
de l’un ou de l’autre des composants augmente avec la diminution de sa teneur dans
le mélange (tableau II), pour des vitesses lentes du solvant aqueux.
I1 faut souligner que la vitesse de la dissolution de la calcite dans les dolomies
calcaires est l’une des causes essentielles de la dégradation de leurs masses rocheuses
en un détritus dolomitique, qui joue cependant un important rôle hydrogéologique
dans les terrains karstiques.
618
TABLEAU II
La solubilité du mélange de la calcite et de la dolomite (I. V. Popov, 1959)
Teneur du mélange
en % pondéraux
Rapport de la vitesse
de la dissolution de la calcite
et de celle de dissolution de la dolomite,
à la vitesse de la circulation de l’eau
Calcite Dolomite 15,7 m/jour 1,57 m/jour
98 2
91 9
50 50
9 91
0,35
1,73
11,2
32,4

Un autre et probablement le plus important des facteurs qui conditionnent le degré
de solubilité des calcaires et des dolomies est le caractère des solutions aqueuses dont
même l’action dissolvante change en fonction des conditions dynamiques. Cependant
et malheureusement, on doit constater qu’on ne dispose que de trop peu de données
sur la solubilité des calcaires et des dolomies dans les conditions physico-chimiques et
thermo-dynamiques proches de celles de la nature. Pour ces raisons, les karstologues
étaient obligés d’utiliser les données sur la solubilité de ces roches obtenues dans le
but d’expliquer leur genèse, c’est-à-dire dans des conditions bien déterminées, et en les
prenant pour base donnaient des conclusions sur leur solubilité dans les conditions
naturelles de formation du karst.
La conception de D. Sokolov sur les variations du rapport de la solubilité de la
calcite et de la dolomite dans les différentes conditions physico-chimiques est basée
sur les résultats des études importantes de O.K. Janeteva.
Nous traiterons plus loin du rapport de la solubilité de la dolomite et de la calcite
dans des solutions aqueuses différentes et des conditions physico-chimiques variées.
Sur le diagramme (fig. li est représentée la solubilité de la dolomite et de ses
mélanges avec la calcite et le gypse à la température de 25 “C et &O2 de 1 atm. Pour
les conditions données, la solubilité de la dolomite est plus faible de 25 à 35 % que la
solubilité de la calcite. La solubilité totale des carbonates dans les mélanges de la
dolomite et de la calcite, ainsi que de la dolomite, de la calcite et du gypse est
approximativement égale à la solubilité de la calcite.
Fig. 1 - Solubilité de la dolomite et de ses mélanges avec la calcite et le gypse à
t = 25°C et &OZ = 1 atm. (d’après D.S. Sokolov, 1962).
1. dolomite; 2. dolomite +calcite; 3. dolomite + gypse; 4. dolomite +calcite +
gypse; 5. grandeur de la solubilité de la calcite.
-
Les données de deux différents tests de Janeteva sur la solubilité de la dolomite
dans son mélange avec le gypse sont contradictoires. D’après l’un des tests, dont les
résultats sont présentés sur le diagramme de la figure 1, la solubilité de la dolomite dans
le mélange avec le gypse est très forte. Les résultats de l’autre test, cependant
(tableau III), démontrent que Cas04 en solution, pour &O2 = 1 atm., se comporte
comme un composé sans influence sur la solubilité de la dolomite. A savoir, d’après
les données du tableau III le rapport de la solubilité de la calcite et de la dolomite
dans l’eau avec acide carbonique est fonction de la valeur de &Oz. Pour ,CO2 = 1 atm.
la solubilité de la dolomite est moindre, et pour pCOz = 0,0012 atm. elle est supérieure
à la solubilité de la calcite. I1 faut souligner que cette dernière valeur du &Oz est
proche des conditions naturelles (la teneur moyenne du CO2 dans l’air atteint 0,03 %,
619

espectivement COZ est de 0,0003 atm.). Dans ce dernier cas, le processus de la dissolu-
tion s’exerce anormalement. D’autre part, l’influence de Cas04 sui- la solubilité de la
dolomite se manifeste différemment aux différentes valeurs du COZ. Pour
pCO~=0,0012 atm. la solubilité de la dolomite dans la solution de Cas04 est
supérieure à la solubilité dans l’eau pure, mais la solution est de nouveau instable,
tandis que pour &Oz = 1 atm. l’influence de Cas04 sur la solubilité de la dolomite
est insignifiante.
TABLEAU III
La solubilité de la dolomite et de la calcite à la t -25 “C
dans l’eau et dans les solutions du sulfate de calcium (D. Sokolov, 1962)
PC02
Calcite
~~
Dolomite
Ca (HC03)z SO4 Ca Mg HC02 SO4
à 100 g de la solution
1 8,98 8,98 - 3,21 3,28 6,49 -
1 20,47 7,52 12,95 19,06 3,39 6,85 15,60
0,001 2 0,81 0,81 - 0,40 1,02 1,49 -
0,001 2 15,96 0,38 15,59 15,28 2,85 0,45 17,68
Cependant, en laissant de côté la question de savoir lequel des résultats de Janeteva
est le plus sûr, c’est-à-dire si la présence de Cas04 en solution augmente la dissolution
de la dolomite ou non, d’après D. Sokolov la teneur augmentée en Cas04 dans la
solution provoque inévitablement le changement du taux de la solubilité de la calcite
et de la dolomite, car il est incontestable que la solubilité de la calcite diminue dans
la solution de CaS04. C’est schématiquement présenté sur le diagramme (fig. 2) ou
le comportement de la dolomite est donné pour toutes les variantes.
I I
.-
-
Sadrkuj Caso4 u rastvoru
Teneur en Caso4 de la solution
Fig. 2 - Influence de Cas04 sur la solubilité de la calcite et de la dolomite à
&OZ = 1 atm. (d’après D.S. Sokolov, 1962).
L’influence de la température sur la solubilité de la calcite et de la dolomite et les
rapports mutuels de leurs solubilités aux différentes températures dans l’eau contenant
de l’acide carbonique (&O2 = 1 atm.) sont présentés sur le tableau IV. Pour des
620

,
teneurs élevées en &O2 à la température de 0°C la solubilité de la calcite est d’environ
1,5 fois supérieure à la solubilité de la dolomite. Une augmentation de la temperature
fait disparaître cette différence et à la température de 55 “C la solubilité de la calcite
et celle de la dolomite sont égales. Pour une température supérieure à 55 OC, la solubilité
de la dolomite dépasse celle de la calcite.
TABLEAU IV
La solubilité de lu calcite et de la dolomite dans l’eau
contenuni de l’acide carbonique au ,COZ = 1 atm. (D. S. Sokoìou, 1962)
t “C Millimôles
(HC0$2 à 1 .O00 g de la solution
-
Calcite Dolomite
O
25
55
70
15,08
970
6,09
3,45
10,74
0,49
6,08
4,58
La variabilité du taux de solubilité de la calcite et de la dolomite, dans les conditions
physico-chimiques présentées ci-dessus, est représentée par trois diagrammes schbma-
tisés sur la figure 3. À ce propos, il faut souligner que la détermination des points de
l’intersection des courbes de solubilité de la calcite et de la dolomite dans des conditions
variées est une question particulièrement importante. Par les études suivantes, il faudrait
aussi établir l’influence d’autres facteurs sur le taux de solubilité de ces minéraux.
Fig. A
t+
o
Fig. B
Colcite
Dolomite
P 2-3-
F-
- Teneur
.a- I c
Coicite
._ / __-----
O
Dolomit c
- en CaSO de ia Solution
Teneur en CaSO de la Solution
F1g.C
Fig. 3 - Variations du rapport de la solubilité de la calcite et de la dolomite sous
l’influence de différents facteurs :
a) Influence de la température (à COZ = 1 atm.);
b) Influence de la teneur du COZ ya t = 25°C);
c) Influence de Cas04 (à &OZ = 0,0012 atm. et t = 25 “C) (d’après D. S. Sokolov).
Dans le but d’étudier le taux de solubilité des roches du genre calcaire-dolomie
dans les conditions les plus proches à celles naturelles, j’ai fait les tests de solubilité
de 38 échantillons des calcaires, des calcaires dolomitiques, des dolomies calcaires et
des dolomies d’âge et de caractères pétrogénétiques variés de la région des Dinarides
externes. etant donné qu’on ne cherchait pas à obtenir des valeurs quantitatives, mais
des rapports relatifs de la solubilité d’échantillons variés, le test a été fait sans reconsti-
tuer des conditions physico-chimiques déterminées. Les échantillons étaient broyés en
poussière. 50,OO g de cette poussière passée par un tamis de 0,l mm étaient prélevés.
Les échantillons ainsi préparés étaient mis dans 200 cm3 d’eau distillée dans les verres
gradués. Ces verres étaient couverts par un fin papier filtre et laissés i80 jours à la
62 1

température ambiante. Par le papier filtre circulait l’air, et de sorte que l’influence
permanente du CO2 dans la solution se maintenait.
Dans le but de réaliser le contact le plus intime entre le solvant et les particules
de la roche, tous les échantillons étaient périodiquement mélangés. Après 180 jours,
les échantillons de roche étaient séparés du solvant et par la méthode complexe était
déterminée la teneur en calcium et en magnésium du solvant, transformée en mg/l.
De la concentration du calcium et du magnésium de la solution était calculée la
teneur de CaC03 et de MgC03 égaiement en mg/l.
Les résultats du test sont présentés sur le tableau V.
TABLEAU V
La solubilité des dolomies et des calcaires à la température ambiante
et sous ïinfuence naturelle du COZ dans la solution
Nombre Dissous de CaC03 Dissous de MgC03
Espèce de des échan- __
la roche tillons Max. Min. Moyen. Max. Min. Moyen.
Calcaire 6 18,5 14.1 16,i 2,6 O 1 9 1
Calcaire dolom. 2 12,9 8,4 10,6 3,7 3,6 3,65
Dolomie calcaire 23 68,9 12,4 18,6 26,O 0,39 10,8
Dolomie 17 21,3 10,8 15,8 19,4 3,O 10,5
Comme on voit sur le tableau présenté ci-dessus, la dissolution des échantillons des
calcaires dolomitiques, puis des calcaires, est plus grande que celle des échantillons
de dolomies et particulièrement de dolomies calcaires. Cette différence dans la solubilité
des dolomies et des calcaires, pour les conditions physico-chimiques données ,est tout
à fait évidente. La teneur moyenne du carbonate de calcium dissous (sans carbonate
de magnésium) provenant des dolomies calcaires dépasse la teneur moyenne du car-
bonate de calcium - pratiquement de ka substance dissoute au total - provenant
des calcaires. La teneur moyenne du carbonate de calcium dissous et du carbonate de
magnésium provenant des échantillons des dolomies est aussi bien supérieure à la
teneur respective de la substance dissoute provenant des calcaires.
D’autre part, les rapports du carbonate de calcium et du carbonate de magnésium
dissous démontrent que le processus de la dissolution s’effectue anormalement. En
«plus-value»apparaît tantôt le carbonate de calcium, tantôt le carbonate de magnésium.
C’est ainsi, par exemple, qu’on rencontre, dans la solution de certains échantillons de
dolomies, en majorité le carbonate de calcium et, inversement, dans la solution de
certains échantillons de dolomies calcaires le carbonate de magnésium. Cependant,
d’après les teneurs moyennes, en «plus-value» apparait le carbonate de calcium.
Dans la solution de dolomies calcaires, la teneur moyenne du carbonate de calcium
atteint 63,2%, et du carbonate de magnésium 36,8%. Dans la solution de dolomies,
cette différence est moindre; la teneur en CaC03 est 58,8% et en MgC03-41,2%,
donc, la teneur en CaC03 est tout de même quelque peu supérieure à celle de la
dolomite. 11 faut souligner que cette augmentation de CaC03 dans la solution est
normale, car ces échantillons dissous de la roche renferment aussi de CaC03 libre,
sauf la dolomite.
Sur la base de cet exposé, on peut conclure que les taux de solubilité des calcaires
et des dolomies, en fonction de leurs composition et structure et des conditions physico-
chimiques de la dissolution, sont tres variables. Cependant, on peut dire que dans les
conditions naturelles les dolomies sont le plus souvent plus solubles que les calcaires.
622

D’autre part, la vitesse de is mise eri solution de la calcite paraît sensiblement plus
grande que celle de la mise en solution de la dolomite. Les données dues à O. Janeteva,
analysées par D. Sokolov, démontrent qu’aux pressions faibles, plus proches des
pressions naturelles partielles du COZ, la dolomite est plus soluble que la calcite.
De telles conclusions peuvent être tirées aussi des résultats d’expériences faites sur la
solubilité des échantillons des roches carbonatées de la région des Dinarides.
Les taux de solubilité de la dolomite et de la calcite peuvent être déterminés
indirectement. C’est ainsi qu’en faveur de la solubilité élevée des dolomies, parle
aussi le fait que dans le karst, soit dans les calcaires, soit dans les dolomies, les filons
dolomitiques, c’est-à-dire les formations secondaires, ne sont rencontrés que secondaire-
ment. E n revanche, dans les dolomies, les filons calcitiques sont très fréquents, repré-
sentant des boyaux élargis par la karstification et remplis par la calcite secondaire.
Le fait que dans les récents bassins marins et lacustres la dolomite ne précipite pas,
indique incontestablement que dans les conditions physico-chimiques qui règnent dans
ces bassins, la dolomite est plus soluble que la calcite.
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623

CHARACTERISTICS OF WATER FROM SPRINGS IN
THE LIMESTONE REGION OF CROATIA
SUMMARY
Mi1ivo.j PETRIK
Data are presented on ,about 100 springs distributed throughout the region. They
cover the position and altitude of springs and the following characteristics of their
water: temperature, dissolved oxygen, free carbon dioxide, total, carbonate and non-
carbonate hardness, alkalinity, calcium, magnesium and chloride. The data were obtai-
ned in single or repeated observations, and in case of more important springs in all
seasons. The results are grouped for smaller sub-regions and an attempt is made to
arrive at general sub-regional characteristics as well as at general characteristics for
the entire region. Finally, a comparison is made between the underground water of
that region and such water from small-grained water-bearing strata in the non-karsti-
fied portion of Croatia.
RESUME
Caractéristiques de l’eau des sources de lu région calcaire de Croatie
Cette étude donne des indications sur une centaine réparties de sources dans toute la
régionconsidérée, notamment sur l’emplacement et l’al titude des sources, ainsi que sur les
caractéristiques suivantes de l’eau : température, quantité d’oxygène dissous, quantité
totale de gaz carbonique libre, dureté en carbonates et non carbonates, alcalinité, calcium,
magnésium et chlorure. Les données ont été obtenues à la suite d’observations
uniques ou répétées en toutes saisons dans le cas des sources les plus importantes. Les
résultats sont groupés par sous-région; l’auteur s’efforce de dégager les caractéristiques
générales de ces sous-régions, ainsi que celles de l’ensemble de la région. L’étude se termine
par une comparaison entre les eaux souterraines de cette région et celles des couches
aquifères granuleuses de la partie non karstique de la Croatie.
1. INTRODUCTION
From the analytjcal material collected on waters in the limestone region of Croatia,
data from 200 points have been selected for the present attempt to arrive at a general
picture of the character ofwaters in that region. They cover roughly the drainage areas
ofthe rivers Lika, Gacka and Kupa with their tributaries, the region of Rijeka with the
UEka mountain, the basin of Plomin in Istria with some additional Istrian springs, the
main springs on the Adriatic coast between Rijeka and OmiS, the valleys of the lower
Neretva and of the Cetina river, the “polje” of Imotski and the river system Suvaja-
Vrlika-Tihaljina-Trebiiat, the region of the Baeina lakes and the islands of Krk and
Rab. The selected points represent only a small number of springs and rivers in that
region, but, in a general way, include the more important ones of the perennial sources.
Their geographical distribution is shown on figure 1 to 4. Their elevation ranged from
zero to more than 1,000 m above sea-level. Greater springs are, with a few exceptions,
between the sea level and 350 m above it.
The material was collected by the Institute of Sanitary Engineering of the Faculty
of Civil Engineering at Zagreb for 177 points. Supplementary data for some of these
points, and data for the 23 additional points were obtained from the public health laboratories
at Rijeka and Split.
A total number of 576 analyses has been used. Their numbers on individual points
varied between 37 and one. On points with a larger number of analyses, examinations
were made in all seasons, on those with one to four analyses, they were carried out
mostly in the period from June to October, in the months, in which they are the least
distorted by rains.
624

o
e
BO)(ANJAc NOVlGRP
Fig. 1
- oc mE vw.
CLUSIAN WPE
cr SIWIOIOLE
-A- POINT OW TUE RIVER
.p
8

Of the 576 analyses, 400 contained data on temperature, oxygen dissolved, free car-
bon dioxide, total, carbonate and bicarbonate alkalinity, total, carbonate, non-carbo-
nate, calcium and magnesium hardness, and chloride. Further 38 examinations lacked
either data on carbon dioxide or chloride. The remaining 138 examinations gave infor-
mation mostly on temperature, total alkalinity and total hardness, but often also on
some other characteristics.
Fig. 2
gzt 0 R S K I
.O0
W O T A R
All determinations were carried out, and their results expressed, according to the
best known standards 2). The saturation with oxygen was calculated on basis of
Truesdale, Downing and Lowden's table (3), without correction for altitude.
626

2. AREA
Geological information was obtained from the newer literature. The limestone region
of Croatia was built, with few exceptions of a more local character, in the mesozoic
and tertiary age. Smaller palaeozoic regions occur in Gorski Kotar, which makes the
highest portion of the upper Kupa and upper Dobra drainage areas, and in the Velebit
range where it forms parts of the drainage areas of the Lika river and of some of its left
tributaries (4,5v 6$ 7,R,9), and also around the upper Korana river. They are the least per-
meable to water and often form impermeable barries. Of the mesozoic, trias covers the
least part; lower triassic makes small parts of the region of the main springs of the Lika,
Fig. 3
while upper triassic contributes to the region of some other springs of Lika’s tributaries.
Jurassic strata also occur in the Velebit, but also in the mountain of Velika Kapela
where they include part of the drainage area of the upper Dobra river. The greater part
of the mesozoic consists, however, of cretaceous sediments. Lower cretaceous makes
the mountain Svilaja and the south-eastern part of the Dinara range, but is also found
in other regions, as in the mountain of Mala Kapela and around the lakes of Plitvice
(10,11*12;. Upper cretaceous covers the greatest part of the area; it makes the southern
and eastern part of Istria, the main parts of the islands, part of the drainage area of the
Plitvice lakes, the greatest part of the geographic drainage areas of the rivers Korana,
MreZnica and Dobra (below Ogulin), the anticlines of Northern Dalmatia, the region
between Sibenik and Split, the greater part of the Dinara, Mosor and Biokovo moun-
627

tains, and of Hercegovina. Next in importance to the upper cretaceous are deposits
of eocene which often include strata impermeable to water or suitable for agriculture.
Such strata make the northern part of Istria and the north-eastern part of Northern
Dalmatia. Long belts of eocene, in single or multiple arrangement, run along the coast
from Rijeka to Montenegro. Quaternary strata form some of the large basins, as the
“polje” of Sinj and that of Imotski, or the valley of the lower Neretva river.
Fig. 4
Both limestone and dolomite appear in all periods. In the palaeozoic, dolomite is
found in a restricted measure but is developed in all facies of the mesozoic. Both are
subject to corrosive and erosive processes and may be either permeable or impermeable
to water, in dependence of the intensity of these two destructive processes in fissured
rocks. Dolomite cannot be considered as always impermeable but only as less permeable
than limestone. In the region of the lakes of Flitvice, for example, triassic and lower
Jurassic dolomite forms the impermeable barrier which is concordantly covered by
cretaceous dolomite, corroded and eroded, permeable, and without springs. Subsurface
corrosion and erosion can thus develop both in limestone and dolomite. With both, the
precondition are tectonic disturbances of sufficient violence to create fissures, especially
faults, and in first line crossings of faults. The greatest measure of subsurface corrosion
and erosion show the widespread and deep areas of upper-creataceous limestone which
also make the largest part of our region.
The drainage areas of the rivers Kupa, Dobra, Mreinica and Korana are wooded
in their upper parts, and so is the hinterland of Rijeka, the UEka and the Mala and
Velika Kapela, also the continental side of the Velebit. The rest of the region does not
contain forests of importance but is, at the best, covered by macchia.
628

3. ANALYTICAL RESULTS
Limited space prevented presenting of analytical results even in regional groups and
much more so individually. With few exceptions, the number of examinations at single
points was too small to allow statistical methods. For this reason, it seemed best to
present analytical results by the extreme values observed.
Repeated examinations on the same points disclosed the general fact that the results
varied with time, seasons and weather conditions, in some cases within relatively narrow
limits, in other cases quite widely.
3.1 Temperature
The temperature of water varied between 4.8 and 18.0"C. It varied inversely with
altitude, but springs at the same elevation and in the same region showed sometimes
very different temperatures. Thus, the nearly-coastal spring Zvir (point 84), at an elevation
of 5 m, showed temperatures between 8.4 and 9.1 "C, whilst the coastal spring
at Plomin (point 119), at an elevation of 0.5 m., displayed temperatures between 13.3
and 13.9"C; both are in the bay of Rijeka. The low temperatures of the first-called
spring are due to the elevation of its drainage area, which is above 300 m, whilst that of
the second-called lies at about 20 m. Coastal springs showed temperatures between 7.8
and 18.O0C, springs between 300 and 350 m above sea-level between 6.6 and ll.O"C,
those between 550 and 600 m between 7.2 and 10.2"C. Individual springs, if strong and
reliable, showed throughout the year variations of less than 1.0 "C.
3.2 Dissolved oxygen
The saturation of water with oxygen was generally high, between 54 and llO%,
with concentrations between 6.3 and 12 mgil; the usual concentrations were between
8 and 11 mg/l, and the usual saturation between 80 and 100%. Occasionally, supersatu-
ration was observed on the very spot of emergence, which would indicate underground
heating of water as it approached the surface.
The lowest saturation was quite often found at the end of summer or in early au-
tumn, the highest in early spring.
Amopg our 200 points, those on the island of Krk, at Split and at OmiS showed the
lowest saturation, between 63 and 85%, and the springs around Rijeka the highest,
between 86 and 110%. The drainage areas of the springs with the lowest saturations
were those of an agricultural character, the highest ones showed water from wooded
drainage areas.
Generally high saturation indicates subterranean flow in well aerated systems of
fissures.
3.3 Free carbon dioxide
Of all springs in our region except the basin-like ones, with entrance of water at the
bottom, only in 11 was there occasionally no free carbon dioxide. Its presence is a nor-
mal occurrence. The concentrations were usually below 10 mg/l, in some springs below
20 or even 30 mg/l. The springs in the islands of Krk and Rab showed the highest
concentrations, frequently between 30 and 62 mg/l; next to them are the springs at
Plomin (points 116-119), between O and 55 mg/l. All of the 3 drainage areas are under
cultivation. The highest concentration found among strong springs was 16 mg/l.
Higher alkalinity occuried, as is normal, with higher concentrations of free carbon
dioxide. A comparison of all the measured concentrations with those which would
establish an equilibrium with the observed alkalinity, made on basis of Tillman's table
as modified by Zehender, Stumm and Fischer (le), showed that in certain parts of our
region the observed concentration of CO2 was higher than, or equal to, the values of
629

the accessory COZ. But most springs had less offree CO2 than necessary for equilibrium.
Comparison with values of the accessory CO2 for the observed temperatures instead
of 15-18 “C, for which Tillman’s table was made, would somewhat increase the number
of springs with a surplus of free COZ, but such values are not at hand. The water in
most of our springs seemed to be in equilibrium at lower concentrations of free COZ
than the accessory concentrations are.
3.4 Alkalinity and hardness
In springs, alkalinity was always bicarbonate, as is normal with water containing
free COZ. Only in streams from which free CO2 had already escaped, some of bicarbonate
alkalinity had been turned into carbonate.
Total alkalinity of individual springs was less variable than hardness and chloride
content but it varied considerably from one watershed to another and even between
individual springs. It is, as a rule, taken as equal to carbonate hardness; when it is
greater thantotal hardness, the differenceis attributed to bicarbonates ofalkalimetals (I).
Such was the case on 16 points, but on 10 of them only occasionally. The most pronounced
differences in favour of alkali metals were found among the springs on the
island of Krk and in the basin of Plomin (points 115-117, 119), in rainy months. The
third region with such results was the marsh of Hutovo (points 168, 169 and 173). All
of these regions are either agricultural or marshy.
Total hardness varied considerably throughout the region. In non-saline springs
it varied between 104 and 878 mg/l, but in the great majority only between 104 and
270 mgil.
The softest water was found: in the springs of the UEka mountain, about 950 m
above sea-level, and in the springs of the river NovEica, about 600 m above sea-level, in
points 112-1 14 and 9-1 1, with 104-144 mg/l; further in the river Lika above its sinkholes,
in point 34, about 480 m above sea-level, with 144-176 mg/l, in the springs at Bili Vir,
points 185-186, at 0.5 m above sea-level with 168-170 mg/l, around Rijeka with 115-
183 mg/l, and in the Cetina river and the springs along it, at 20-385 m above sea-level,
with 120-212 mg/l.
The hardest water was found mainly at low altitudes, as on the island of Krk, with
172-457 mg/l, in springs on the left side of the Trebiiat river, 40-80 m above sea-level,
with 220-399 mg/l, in the Trebiiat itself, point 163, with 256-448 mg/l, in the springs on
the left side of the Tihaljina river, at 120-170 m above sea-level, with 430-878 mg/l, in
springs on the right side of the lower Neretva river, at 1 m above sea-level, with 396-
430 mg/l, and, of course, in saline coastal springs.
Carbonate hardness varied between 100 and 310 mg/l, with the exception of brackish
springs. J. Zötl (24) found in Austrian north-eastern Alps values between 100 and 180
mg/l at altitudes of 1,000 m or more, 140-230 mg/l between 400 and 900 m, lower values
being obtained at higher altitudes. At the same altitudes, similar values were obtained
in our region also, sometimes even lower, except in the drainage basin of the river
Gacka, in the “polje” of Krbava and in the lake region of Plitvice. The highest values
were found in flat grounds near the coast in Istria, on the islands and in Northern Dalmatia.
Non-carbonate hardness varied between zero and 688 mg/l. Points and regions with
values of 33 mg/l or less were: all springs of the Lika and Gacka rivers and around the
Plitvice lakes, all springs of the river Kupa, Dobra and MreZnica, and these rivers themselves,
all springs around Rijeka, on the UCka, at Plomin, Raga and Sv. Stjepan (points
83-88, 112-117, 119-122), springs at Sibenik, Split and OmiX (points 126, 131-133, 135),
along the Cetina river and in that river, in the rivers Bregava, TrebiSnjica and Neretva,
and in the springs in the Hutovo marsh; also around Sarajevo (points 168-179,192-197).
High non-carbonate hardness was found in the springs along the lower Neretva
(points 181-184) with 221-245 mg/l, in those left to the TrebiZat, with 10-239 mg/l, in
630

that river itself with 66-318 mg/l, and in the springs on the left side of the Tihaljina river
with 240-688 mg/l. Since all these points showed low concentrations of chloride, between
4, 5 and 30 mg/l, non-carbonate hardness in their water represents mainly sulphate.
Magnesium hardness of 20 mg/l or less was found in a number of springs of the
Lika. In the springs around Rijeka and on Krk only occasional values were 20 or less,
but in the basin of Plomin, in the “polje” of Imotski and on the spring of the Tihaljina
river there were occasional values of over 20 mg/l only. All springs around Sarajevo,
except the main spring of the Bosna river, had less than 20 mg/l, and also the great
springs Gaja, Sv. Stjepan and Torak (points 120, 122, 126).
On the other hand, concentrations higher than 100 mg/l were found in the springs
at Plitvice, with 100-140 mg/l, and in those left to the Tihaljina river with 3 values between
70 and 85, and 7 values between 117 and i90 mg/l.
Since pure dolomite contains equal parts of calcium and magnesium carbonate and,
if both are expressed as CaC03, also equal weights, magnesium hardness cannot be
higher than 50% of total hardness in waters which have been in contact with dolomite
alone; it is less than 252, if water has been in contact with limestone only. The ratio
of magnesium hardness to total hardness indicates, therefore, whether water issues
from limestone or dolomite or both. In the opinion of P. Fourmarier (19) the ratio is
between zero and 7.5% for pure limestone, between 7.5 and 12.5 for magnesitic limestone,
between 12.5 and 25.0% for dolomitic limestone, and between 25 and 50% for
dolomite; pure dolomite wil be denoted by the ratio between 42.5 and 50%.
Among our points, there were some, which showed less than 7.5 of magnesium hardness
in all examinations, issuing, therefore, from pure limestone. Such were 12 springs,
8 of which were in that part of the Velebit which does not contain dolomite of the palae-
ozoic 0, the remaining four being the springs Torak (point 126) and Gaja (point 120)
both emerging from upper-cretaceous limestones (33), and two springs at Sarajevo.
A much greater number of springs disclosed magnesitic or dolomitic limestone in
Fourmarier’s sense as the original environment of their water. Among these are the
rivers lika and Gacka, and the majority of their springs, also the springs on the island of
Krk and in the region of Plomin, which all drain plains surrounded by cretaceous limestones
(30,31,32,33J, further the springs in the “polje” of Imotski, in the valley of the
Neretva, those around Rijeka, where upper-cretaceous limestone and dolomite as also
eocenic limestone was recognized (Z8) and on the UEka, which forms a block of uppercretaceous
limestone which had come to lie over impervious eocenic rocks (29); also the
main spring of the Kupa (point 74) and most springs along the Tihaljina and TrebiZat
rivers.
In pure dolomite originate waters of most of the springs in the lake region of Piitvice
and the main springs of the rivers Cabranka and Dobra (points 58 and 73). The
firstregionis about 600m, abovesea-level, partlq built oflower andupper-triassicdolomite
which makes an impermeable barrier and covered by lower-jurassic limestone which
is waterless (l0,l19l2). The Cabranka seems to emerge from triassic dolomite (27,28j,
and the Dobra appears in upper carbon, passes through middle and upper jurassic
strata and drains water from the dolomites in the Velika Kapela mountain, goes underground
at Ogulin, emerges again after 4.5 km of underground flow and enters yper
cretaceous strata (25,26927).
From less pure dolomite, between 25 and 42.5% of Mg-hardness, or mainly from
dolomite and less from limestone, derive their waters from other springs around Plitvice
(points 46,5@, 52) and of the rivers Kupa, Dobra and MreZnica (points 76-81, 60-
65, 67-68, 70). For that reason these rivers retain, as far as Karlovac, their character of
dolomitic waters. The springs of the Zagorska Mreinica lie at the foot of Velika Kapela
and receive water from its dolomites (25j.
In all of the remaining points the results were variable-one examination indicated
dolomite, another magnesitic or dolomitic limestone, in accordance with the composite
63 1

character of their drainage areas (s,zs,35,36,37,38,39). In these cases it seems probable
that their drainage areas consisted in one part of limestone and in another of dolomite;
the resulting character of water would depend upon which part received more water
from rains. Another possibility would be that the rocks, through the fissures of which
the water flowed, were divided in vertical sense in a dolomitic and a limestone part; in
this case the upper part would contribute water in very rainy periods only. A third pos-
sibility would from various combinations of these two cases.
3.4 Chloride
In 137 of our 200 points, all examinations showed the chloride content to be 10 mg/l
or less; in most cases it was below 5 mg/l. In a very general way, the chloride-content
was inversely proportional to the altitude of the drainage area. In springs on or near
the coast, it was usually permanently higher. Thus, our points in the bay of Plomin
(points 115-1 19) showed in all of the 69 examinations, extended over two years, sali-
nities between 12 and 33 mg/l. Similar results were obtained in the springs along the
lower Cetina (points 147-149), namely 14-38 mg/l. On the inland points of the islands
of Krk and Rab 25 examinations gave 15.5-335 mg/l, the majority of the results being
on the higher side. Such salinities have to be ascribed to sea spray carried inland by
winds, as was shown at another occasion, (40,41).
In some cases, high salinity was found quite far from the sea, as in two springs of
the Cetina, on points 137 and 138, at an elevation of some 360 m with 358 and 281 mg/l,
on one occasion only, at low flow. In the coastal belt, high salinities are quite common,
and need not appear only in springs on the coast itself. Thus, a spring on the basin
CrniSevo, of the Bacina lakes, point 191, about 1.5 km inland, showed fluctuations
between 4,450 and 6,75Omg/C1/1 ; a saline spring at Prud, point 180, showed 415 mg/l
at a distance of about 7 k m from the sea, and one at Luke, point 187, displayed 1,840
mg/l, about 4 k m from the sea. The last two springs could, however, receive infiltration
of sea water from the river Neretva, into the bed of which, at high tides, sea water enters
as far upstream as Metkovic, sweet water of the river flowing over it into the sea.
A special category constitutes springs which receive less or greater inflow directly
from the sea. Various aspects of the mechanism of such intrusion were clarified by
K. GjuraSin (“0) and 1. KuSEer CAI). Their salinity depends upon the structure of the
spring, its discharge, and the tides; since the last two factors are variable, the salinity
is also variable. Examples of such springs are Zrnovnica, Jaz and a saline spring at
Plomin (points 95, 102 and 119 A). The first one is usually sweet, with as little as 3.5
mg/l, but showed in dry weather as much as 2,770 mg/l. The second oscillated between
310 and 4,320, and the third between 73 and 3,230 mg/l.
3.5 Other characteristics
Some information on other characteristics of waters can be best obtained from the
examination of the four rivers of our region which flow toward Karlovac, viz. Kupa,
Korana, Dobra and Mreinica. There, they showed in a total of 11 examinations, variations
of turbidity between 0.2 and 22 mg/l,of total iron, 0.03-0.36 mg Fe/l, of sulphate
2.0-3.0 mg SO4/1, of phosphate 0.00-0.18 mg Pod/], of silicate 0.4-10.3 mg SiOa/l, of
the total residue on evaporation in unfiltered water 174-260 mg/l, in filtered water
167-756 mg/l, in oxygen consumption from KMn04 in 30’ 0.3-3.5 mg Ozil, of albuminoid
ammonia 0.04-0.29 mgN/1, of free ammonia 0.01-0.07 mg N/1, of nitrite 0.000-
0.004 mg N/1, of nitrate 0.07-0.45 mg N/1, of total organic nitrogen 0.23-0.48 mg /i, of
total organic carbon 5.8-53.8 mg Cil, and of BOD5 0.2-1,.1 mg O2/1. As evident, there
is little organic matter in these waters, and dissolved mineral matter is well represented
by total hardness.
632

4. DISCUSSION
Our analytic material seems to permit some generai statements.
Individual springs vary from season to season and from year to year within limits
which may be relatively narrow in cases of great and constant springs, homogeneous
drainage areas from the mineralogic point of view, and restricted inflow of water in
the last phase of subterrapean flow, but quite wide in opposite conditions. The greater
rivers show, however, a steadier character.
Several springs, geographically close to each other, may show significant differences
in the quantity and structure of their mineral content. Thus, for example, three springs
of the creek PoCiteijnica (points 5-7) showed on the same day hardness between 160
and 192 mg/l, non carbonate hardness between 1 and 17 mg/l, magnesium hardness
between 28 and 76 mg/l, and the percentage of M g hardness between 17.5 and 39.6%.
Likewise, three springs of the creek BruSanka (points 9-1 I) showed at the same day
hardness between 104 and 144 mg/l. Such quantitative differences in the mineral con-
tents among springs in the same limestone region are quite common. V. Maurin and
J. Zötl (z2y 23) observed in the Greek islands of Kephalonia and Amorgos in groups of
springs or wells great differences, as, for example, in springs at Kutavos, where total
hardness varied between 358 and 573 mg/l, in wells at Chara, where it varied between
251 and 537 mg/l, or at Aigitai, from 286 to 627 mg/l.
There are still greater differences between various regions. In a very general way,
springs at higher elevations show the least mineral content, as shown by those on the
UEka mountain, on the mountains around Sarajevo, of the rivers Dobra and the upper
Cetina, and those around Rijeka which drain the highlands of the hinterland.
The highest values for total hardness appeared on flat grounds near the coast, as
on the island of Krk and in thevalley of the lower Neretva. Exceptionally high values
showed in the springs on the left side of the Tihaljina and ïrebiZat rivers, up to 878
mg/l, with salinities below 9 mg/l. Both Krk and lower Neretva show marshy regions
and agricultural utilization of the soil, as does the drainage area of Plomin, in the plain
of CepiC, which also yields water of a relatively high hardness. High hardness along
Tihaljina and Trebiiat, however, seem to be caused by some gypsum deposits, which
have not yet been discovered.
Qualitative differences in the minerai content also appear between individual springs
as between groups of springs. Some show water derived from limestone deposits and
others, less numerous, from dolomitic rocks; the latter are prevalent in the northern
part of our region.
In carbonate rocks of the north-eastern Alps, J. Zötl (24) found the least concentra-
tions of dissolved minerai matter in springs from limestone rocks, higher concentra-
tions in those from dolomite, and highest in springs issuing from unconsolidated clastic
and alluvial material at the foot of mountains. In our regions, springs in carbonate rocks
disclose similar differences. Hardness from 23 points in limestone showed values be-
tween 104 and 192 mg/l; from 20 points in dolomite, waters had a hardness between
170 and 29 1 mg/l. Twelve points in unconsolidated rubble displayed a hardness between
179 and 430 mg/l. The rest of our points show at times water from limestone and at
other times from dolomite, or do not conform to the rule, or by lack of sufficient data.
The rivers Dobra and Kupa with their springs, which drain dolomitic rocks, never-
theless show comparatively low total hardness and deviate from other dolomitic waters.
The greatest part of our points show a non-carbopate hardness less than 35 mg/l;
that shows that our region consists preponderantly of carbonate rocks. Sulphates are
present only on the continental side of the rivers Tihaljina and Trebiiat, in the Herce-
govina.
If the rivers of our region are examined, it wil be found that their hardness, in 40
examinations, varied between 144 and 216 mg/l, with the rivers Gacka and Trebiiat as
63 3

the only exceptions, but Trebiiat may be left out of consideration, on behalî of its
exceptional springs. In comparison, the river Sava above Zagreb showed in ten exami-
nations a total hardness between 164 and 250 mg/l. Jts hardness was, therefore, some-
what higher than in all rivers of our region except one. Similarly, examinations of
underground waters from alluvial layers along the rivers Sava and Drava, carried out
at Zagreb, Boeanska GradiSka, Bosanski Brod, VarGdin, and Durdevac, disclosed
their hardness to range between 222 and 449 mg/I, which is fully above the hardness
in our entire region except the island of Krk and, as already stated, Trebiiat and left
springs of Tihaljina and Trebiiat. As it is often claimed that waters in limestone regio-is
possess a higher hardness than those in alluvial water-bearing strata, it can be stated
that such opinions do not agree with the facts observed in the limestone region of
Croatia.
REFERENCES
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1960, KrS Jugosl., 2, Zagreb.
(41) PETRIK, M.,
634

SUMMARY
HYDROCHEMICAL CHARACTERISTICS OF
GROUND WATERS IN SARMATIAN AND
MEDITERRANEAN-II LIMESTONES IN
THE VICINITY OF BELGRADE
N. MILOJEVIC, B. FILJPOVIe, and N. DIMITRIJEVIC
Faculty of Mining and Geology, Belgrade
In this paper, the dependance of the hydrochemical characteristics of the ground
waters on the geology of the particular area and on the other factors is discussed. The
origin of the particular types of ground waters is also presented.
Using as the objects of investigation localities around Beograd: Obrenovatka Banja,
OvCa and some others localities, the parallel in hydrothermal characteristics of the
ground waters of these areas is presented together with the factors which may influence
the observed difference between these waters. Starting with the facts that the above
mentioned localities are situated within the same phisical-geographic, litological and
some others environments, and are also situated within different structural-geological
and hydrological environements, the authors are giving basic factors influencing the
formation of the hydrochemical characteristics of ground waters in these area.
The work is illustrated with profiles and diagrams showing basic hydrochemical
characteristics of these waters and the classification of ground waters is also presented.
RESUME
Caractéristiques hydrochimiqiies des eaux souterraines des calcaires du Sarmatien et du
Méditerranéen-Il arrx environs de Belgrade
Cet article étudie dans quelle mesure les caractères hydrochimiques des eaux souter-
raines dépendent de la géologie locale et d’autres facteurs. TI traite aussi de l’origine
des différents types d’eau.
Les auteurs ont fait porter leurs recherches sur des localités des environs de Bel-
grade : ObrenovaEka Banja, OvEa, etc. Ils décrivent les caractéristiques hydro-ther-
miques parallèles des eaux souterraines de ces régions, ainsi que les facteurs qui peuvent
influer sur les différences observées entre ces eaux. Considérant que les localités men-
tionnées ci-dessus appartiennent au même ensemble du point de vue de la géographie
physique et de la iithologie, mais qu’elles diffèrent du point de vue de la géologie struc-
turale et de l’hydrologie, ils exposent les facteurs essentiels qui influent sur la formation
des caracteristiques hydrochimiques des eaux souterraines de ces régions.
Des profils et des diagrammes montrant les caractéristiques hydrochimiques fon-
damentales de ces eaux illustrent cet article qui présente en outre un classement des
eaux étudiées.
INTRODUCTION
Because Sarmatian and Mediterranean-IT limestones in the vicinity of Belgrade
have special hydrogeological characteristics when compared with other Tertiary sedi-
ments, our purpose is to describe the essential chemical charateristics of their ground
waters. In our study of some localities in which they occur (Obrenovatka Banja, OvEa,
Rimski Bunar (Roman well at Kalemegdan fortress, Belgrade), Bele Vode, Kne2evac
limestone quarries, Rakovica) we shall try to explain briefly the relationship between
the chemical composition of ground waters and specific conditions i.e. geological strata
in which they occur, giving at the same time essential reasons for differences in the
chemical composition of water in the localities cited.
635

GEOLOGICAL AND LITHOLOGICAL CHARACTERISTICS
Mediterranean-II and Sarmatian sediments are widely distributed in the broad vicin-
ity of Belgrade. Limestone of Mediterranean-II and Sarmatian age are a conspicuous
lithological member and are invariably present in these sediments.
Fig. 1 -A geological sketch map: (1) ObrenovaEka Banja spa; (4) Ovfa; (5) Rimski
Bunar; (7) Bele Vode; (8) Rakovica; (9) SremEica.
I. Mesozoic; II. Tertiary; III Quarternary.
Mediterranean-II limestones are developed in the Belgrade area (TaSmajdan, Kale-
magdan:, on Torlak, ViSnjica, etc. These are mainly reef (TaSmajdan, Torlak) and less
frequently bedded limestones (Kalemegdan) which mostly crop out or are covered by
younger sediments. These limestones are mainly built up of algae, corals, bryozoans,
cerithiums (ViSnjica), etc,
Their distribution is limited. Because of their reef character their thickness is small
(about 50 m) so that this makes them readily noticeable and recognizable in the geolog-
ical structure of these parts of the terrain.
Sarmatian limestones have by far the most extensive distribution. Their prevalently
reef character makes them conspicuous and readily noticeable among other lithological
members of the Tertiary in the vicinity of Belgrade.
These limestones occur in the form of elongated zones of an almost N-S strike.
Several narrow zones which undoubtedly represented an integral whole are now exposed
locally. They also crop out on the surface, viz. along the margin of Makis through
Aarkovo to Zeleznik and further southwest, and, from Rakovica to Kijevo along the
left hank of the TopEiderska Reka, in the valley of the Reka (Sremfica:, at several points
between the TopEiderska Reka and VrEinska Reka (south of Vrfin, etc). Sarmatian
limestones were established by boring in the southern parts of the Pannonian basin
(Obrenovac, Ovfa, etc.) They are mostly built up of clams and snails (cerithium limes-
tone, ostrea banks, serpula limestones) less often of bryozoans and algae and are mostly
of a reef character, often banked or bedded. The limestones are frequently marly, sandy,
636

or brecciated so that their present appearance definitely proves that they were formed
in a shallow-water environment. They are of a gray to yellowish colour due to the pres-
ence of iron, and their thickness does not exceed 60 meters.
Fig. 2 - A hydrogeological section from Rakovica to Kne2evac limestone quarries:
(1) Sandstones and marls; (2) basal conglomerate of the Mediterranean JI;
3) clayey sands; (4) bluish coal-bearing clay; (5) yellowish marls of Sarmatian age;
6) karstified limestones of Sarmatian age; (7) diluvial clays; (8) alluvial deposit;
(9) groundwater table.
The limestones transgresively overlie Cretaceous or Mediterranean-Il sediments and
are mostly exposed or overlain by younger sediments generally of Pannonian age. These
limestones belong to the Lower Sarmatian.
By their geological, lithological, and especially hydrogeologycal characteristics
these limestones break the monotonous distribution of Tertiary sediments of the vicin-
ity of Belgrade. Their geomorphological and hydrogeological features impart a special
character to this part of the terrain.
HYDROGEOLOGICAL
PROPERTIES OF LIMESTONES
These limestones are characterized by the process of karstification in which they
were involved as a whole (merokarst, CvijiC, J., 1926). Because of their small thickness
this process involved even their lowermost parts (SremEica). Sinkholes, small uvalas,
karstified dolines, small caves, karstic springs, etc occur frequently.
As can be seen îrom figure 3 they are distinguished by secondary porosity with a
pronounced karstic porosity of the cavernous type. In addition to large and small
cavities of highly irregular form, broadened fissures and cracks in the form of irregular
channels often occur. Their upper ?arts are often filled with uncemented material.
In these limestones a karstic groundwater body has been formed.* it is of limited
extent because of the reef character of limestones and their small distribution. This is
a permanent and no doubt a true karstic groundwater body with all its characteristics.
The amount of karstic waters can be judged from the occurrnce of perennial springs.
They are rather numerous although their discharge is not high (0.1-0.5, less often over
* According to M.T. Lukovii: (1946), this primarily refers to the groundwater body
in Sarmatian limestones while Mediterranean-II limestones bear no water.
631

3 lisec). The groundwater table is found at a considerable depth in lower parts of the
terrain, often at a depth of 20-30 m below the surface. The groundwater table is free
in those parts where the limestones are exposed on the surface (above the base level of
erosion), or is under pressure when they lie deep under the base level of erosion and
under younger sediments (ObrenovaEka Banja, OvEa, etc).
Fig. 3 - Karstified Sarmatian limestones, Rakovica.
The karstic groundwater body is recharged in a comparatively simple way. There
is no doubt that the groundwater body is mostly recharged through precipitation (the
mean oî average annual rainfall is about 625 mm), to a smaller extent through waters
of other groundwater bodies or through surface waters.
Ground waters issue in two ways: naturally through perennial springs of the gravity
type, and artificially through wells in which water issues at a positive artesian pressure
(ObrenovaEka Banja, OvEa). Subsurface flow of these waters into alluvial drifts is not
uncommon (the margin of Makis).
PHYSICAL AND CHEMICAL PROPERTIES OF GROUND WATERS
These are colourless waters free of odour except for the water of Obrenovatka Banja
in which the presence of H2S is noticeable. They mostly have no taste except the waters
at OvEa which have a salty-bitter taste. It is quite understandable that these waters
have different temperatures. The waters of ObrenovaEka Banja have a temperature of
21-22°C which ranks them as thermal and mineral waters. The temperature of the
water at OvEa approaches temperature of thermal waters (19.3 OC) while the temperatures
of waters in other localities are lower and range between 12 and 14 "C, exceptionally
638

U
3
x
.* +
U
5
a a

6-8 "C (Rimski Bunar). Temperatures are generally somewhat higher than the average
annual air temperatures (I 1.5"). There are slight seasonal fluctuations in the course of
the year.
These waters also differ in total hardness. The hardness of water at ObrenovaEka
Banja is 7-8" dH, at OvEa 29.54" d H and 42.75" dH, at Rakovica 6.7"2 dH, at Srem-
Cica 11.20" dH, at Bele Vode 10.36" dH and 18.92" dH. It can be seen that these are
mostly moderately hard waters, sometimes very hard, and rarely soft. The pH value of
these waters is about 7.
Dry residue in the waters of Obrenovatka Banja amounts to 1.1 g/i, in those at
OvEa 16.3 g/l while in other localities the total mineral content is 1 gil, and mostly about
0.5 gil.
The mineral composition is given in table 1.
To give a clearer idea of the relation between mineral constituents required for the
study of conditions of their formation their composition will be first given in Kurlov's
formula:
1. Obrenovatka Banja :
4. OvEa:
5. Rimski bunar :
8. Rakovica :
M1,05H2S0.006CN~.06
M0.59
HCO397.o
Na+K85.5Mg8.8Ca5.6
HC0~l.0S0~8.Z~~10.8 t, o c
Na+ KT 2.3'giZ.3
t13.8 Oc
fz2 "C
Classification of these waters according to the cation and anion contents can be seen
from the diagram (fig. 4).
Fig. 4 - Diagrams for graphical presentation of cations and anions in ground waters:
1. ObrenCyaCka Banja; (4) OvEa; (5) Rimski Bunar; (7) Bele Vode; (8) Rakovica;
(9) Sremcica.
640

As can be seen from the diagram, according to the cation content they belong to the
group of sodium waters, while in respect to the anion content some differences exist.
In addition to pronouncedly hydrocarbonate waters there are also some chloride
waters (Ovca).
After Sulin’s classification these waters can be classified into the following genetic
types: the hydrocarbonate-sodium type (Obrenovacka Banja, Rimski Bunar, Sremtica,
Rakovica, Bele Vode) and the chlorine-magnesium type (Ovra).
To make the relation between mineral constituents clearer the chemical composi-
tion of ground waters wil be represented in Roger’s diagram. The diagram indicates
the essential characteristics of these waters according to Palmer’s classification.
I 4
Fig. 5 - Roger’s diagram of the cation and anion contents of ground waters: (1)
Obrenovarka Banja, (4) OvTa; (5) Rimski Bunar; (8) Rakovica.
Considerable differences in the chemical composition of ground waters evidently
exist and they wil be discussed later on.
CONDITIONS AFFECTING THE CHEMICAL COMPOSITION OF GROUND WATERS
The existing differences in the chemical composition are undoubtedly due to the
differences in the conditions under which the waters occur. The main factors, or rather
groups of factors affecting the chemical composition of groupd waters wil be dealt
with first.
It should be pointed out that the localities studied occur under the same physico-
geographical conditions and belong to the same stratigraphic units of given lithological
composition. On the other hand it should be emphasized that there exists essential dif-
ferences in structural-geological and hydrogeological conditions. and their analysis
wil lead us to reliable conclusions.
From the point of view of structural geology two strikingly different environments
can be distinguished. In one of them the karstic groundwater body forms in an open
64 1

geological structure above the local base level of erosion with a free groundwater table
and in this the degree of hydrogeological exposure* of the groundwater body is great.
With other conditions more or less favourable, infiltration in this case is unlimited, i.e.
direct infiltration is possible down to the groundwater table over the entire extent of
the groundwater body of this type (Rakovica, Bele Vode, SremEica, Rimski Bunar).
Under these conditions the groundwater body is directly replenished through precipitation.
The groundwater table is free and movement of ground water in the zone above
the groundwater table is vertical, while in the zone of the groundwater body it is horizontal
towards the lowermost draining channels. Springs are of the gravitational type
(see fig. 2). Movement of ground waters is more intensive here than in other localities,
Under these conditions some mineral constituents, mostly carbonates, are leached
from limestones under the action of water charged with carbonic acid, water and containing
sodium hydrocarbonate is formed as a result. At the same time sulphates and
sodium chloride occur in smaller or larger amounts. According to Sulin, this is one of
the main genetic types formed in a continental environment. In addition to the characteristics
cited waters of this type are distinguished by a comparatively low minerai content,
generally below 1 gil. It should be emphasized that under the conditions considered
there are no essential differences between the chemical composition of Sarmatian and
Mediterranean-II limestones. A somewhat higher minerai content of the water of
Rimski Bunar is a result of the absence of free flow of ground waters. It follows that
this type of water (sodium hydrocarbonate) results from intensive leaching of the
medium through which the water flows.
The localities ObrenovaEka Banja and OvEa differ fundamentally from these. Limestones
lie deep below the local base level of erosion in closed or semi-open geological
structures. The water-bearing horizon is mostly overlain by impervious clay. (fig. 6).
In take areas are at a considerable distance from the point where the water issues on
the surface. Groundwater is under pressure so that artesian springs occur.
It is evident that in these almost closed structures ground waters move slowly or
very slowly from distant intake areas towards the point of discharge. In contradistinction
to the case considered above, here the concentration of chemical constituents
is higher. Under these conditions waters have a higher mineral content, a higher temperature
and a higher content of specific constituents (HzS, I and Br, COZ, CH4, etc.
Structural-geological and hydrogeological conditions are reflected in the specific character
of the chemistry of these waters.
It follows that the explanation of the chemical composition of the water of ObrenovaEka
Banja should be sought in the Sarmatian limestones. The pronounced sodium
hydrocarbonate type of water forms exclusively from the sodium sulphate type (Sulin,
1948) through the transformation of sodium sulphate and its carbonate into bicarbonates
during the calcium hydrocarbonate stage of leaching. The presence of hydrogen
sulphate (HzS) and ammonium ions (NH4ì can be explained by the presence of organic
matter in these waters (of the order of 0.030-0.050 gil).
A low calcium content can also be explained by the cation exchange which greatly
affects the composition of ground waters in sedimentary rocks.
Nevertheless, the chemical composition of the sodium hydrocarbonate type of
waters depends on the original composition of waters subjected to desulphatization,
the intensity of this process, and on the chemical composition of rocks leached. On
the other hand this chemical composition can also be the result of intensive leaching of
the rocks through which ground waters circulate and the influence of ground waters
from other groundwater bodies in the recharge area which have a similar chemical
composition. The organic matter present could also be transported from other recharge
areas.
* V. A. Sulin, 1948, suggested the term “degree of hydrogeological exposure of the
water-bearing horizon”.
642

Ova is another locality occurring under conditions of aggravated circulation of
water. It differs from all others. Its water belongs to the chlorine-magnesium type, the
sodium chlorine group (after Sulin) which indicates that it was formed in marine sedi-
ments. This is borne out by its higher I and Br contents and the fact that this locality
occurs in the area of regional geological structures conditioning the formation of water
of this type. It is striking that sulphates occur in traces as a result of the process of desul-
phatization. The content of magnesium is higher than that of calcium, while the con-
tent of hydrocarbonates is insignificant. Sodium chlorides predominate while mag-
nesium chlorides take the second place with the ratio NaKl = 0.97.
U.
Fig. 6 - (u) Geological section of the well B-3 at Obrenovazka Banja (after S. RadojEii:
and M. JanjiC); (b) Geological section at OvEa: (I) Humus; (2) sandy clay; (3) clayey
sand;(4)coarse- and fine-graínedsand; (5) gravel and sand; (6) Sarmatianiimestone;
(7) clay.
Thus there are several factors influencing the composition of ground waters. First
of all, the conditions discussed above. Next, the transformation of waters of the sodium
sulphate type during their infiltration, movement, and leaching of rocks formed in a
marine environment, which finally leads to the concentration of sodium chloride. The
NaCl content is a result of the “struggle” between the continental and marine regimes.
643

Here the conditions of the marine environment are rather well preserved although there
is a tendency towards the continental regime. The ratio Na/CI = 0.97 approaches 1 i.e.
the balance but is still within limits reflecting the marine environment (0.87-1).
In this case, too, a slowed-down movement of ground waters, more complex struc-
tural-geological relations, and a different lithological composition of rocks with a
higher content of chlorides of sodium and magnesium played a decisive part.
In the survey of groundwater occurrences in Sarmatian and Mediterranean-Il limes-
tones we have pointed to essential factors which under given geological-lithological,
structural-geological, hydrogeological, physico-geographical and other conditions
affect the formation of various types of ground waters of a definite chemical compo-
sition. Besides this, they were classified after several authors and these classifications
presented schematically in the triangular and Roger’s diagrams showing relations
between the basic mineral constituents of ground waters.
Special attention has been given to the factors influencing the formation and changes
of the chemical composition of ground waters under existing conditions based on their
study. The study of the regime of the chemical composition of these groundwater occur-
rences wil be continued.
644

INFLUENCE DE LA STRUCTURE GÉOLOGIQUE
SUR LA COMPOSITION CHIMIQUE DES EAUX
SOUTERRAINES DANS LA ZONE DE POPOV0 POLJE
RESUME
Joca MLADENOVIC
Energoinvest, Sarajevo
Pour pouvoir suivre l’influence du régime des eaux de TrebiSnjica, après la con-
struction du système hydroélectrique, sur ies sources dans la région littorale, des
analyses hydrochimiques des eaux de Trebibnjica furent effectuées au cours des années
1961-62 en divers points, ainsi que sur les nombreuses sources de la région littorale,
à partir de l’embouchure de Neretva jusqu’à Konavlje, sources vers lesquelles les eaux
de Trebihjica sont drainées par voie souterraine.
Des essais géologiques-tectoniques avaient été effectués antérieurement sur la
zone entière, ainsi que de nombreux essais de coloration dans le lit de TrebiSnjica
montrant assez bien le réseau des eaux souterraines et le sens de l’écoulement.
Le bassin versant de Trebilnjica est constitué de calcaires et de dolomies et pour
une petite part de roches marno-sableuses. Les analyses chimiques ont montré la
dépendance étroite entre la composition chimique des eaux souterraines qui sont
drainées vers la région littorale et la structure géologique du terrain qui joue le rôle
de collecteur-conducteur hydrogéologique, surtout pendant la période des basses eaux
En raison du remplissage des canaux souterrains lors des précipitations atmosphériques,
l’augmentation des ions HC03 est relativement petite car l’eau parcourt durant une
courte période le chemin de la source à la mer.
Le groupe des eaux hydrocarbonatées faiblement minéralisées diffkre particulière-
ment des eaux plus enrichies en ions Mg**, qui dépend de l’influence du substratum
essentiellement dolomitique de certaines zones. La composition chimique révèle des
grandes variations en fonction du degré de remplissage des canaux souterrains.
Parmi les sources se trouvant presque au niveau de la mer, on peut distinguer les
groupes des eaux plus minéralisées chlorosulfatées et carbonatées. L’enrichissement
de ces eaux en sulfate et chlorure ne résulte pas de la décomposition du substratum
géologique, mais de la pénétration de l’eau de mer dans la masse continentale rocheuse.
ABSTRACT
Influence of the geological structure on the chemical composition of groundwater in the
Popov0 Polie area.
To be able to trace the influence of the Tresbisnjica water regime, after the construc-
tion of the hydroelectric works, on the springs in the coastal area, chemical analyses
both of the Trebisnjica at several points and of the many springs in the coastal belt,
from the mouth of the Neretva to Konavlje, to which water from the river drains
underground, were carried out in 1961-1962. Analogical and tectonic tests had previ-
ously been carried out throughout the area, while numerous colour tracer tests in the
Trebisnjica bed had given a fairly good idea of the groundwater network and the direc-
tion of flow. The basin of the Trebisnjica consists of limestones and dolomites with a
small amount of marl-sandstone formations and the chemical analyses have shown the
close dependence of the chemical composition of the groundwater draining towards
the coastal area on the geological structure of the terrain serving as the hydrogeological
catchment-conduit, particularly during the low water period. The filling up of the
underground channels during rainy periods makes the increase of HCû3 ions relatively
low as the water’s passage from the source to the sea is brief.
The group of limestone waters of low mineralization differs particularly from that
of the waters to which the influence of the essentially dolomitic sub-stratum of certain
zones has given a heavier dosage of Mg** ions. The chemical composition varies widely
according to the degree to which the underground channels are full up.
Among the springs lying almost at sea level, groups of “carbonated” and of more
highly mineralized chlorosulphated waters can be distinguished. In the latter case the
increase in the sulphate and chloride content is here due not to the decomposition of
the geological sub-stratum but to the penetration of sea water into the mainland rock
mass.
645

INTRODUCTION
C’est par les recherches hydrogéologiques et par l’application des méthodes exactes
qu’il a été déterminé que les eaux de la rivière TrebiSnjica s’infiltrent et s’écoulent par
des gouffres et des voies souterraines et alimentent une série de sources le long de la
région maritime entre Konavlje à l’estuaire de Neretva et au long de Neretva jusqu’à
MetkoviC. La majorité de ces sources représentent les seules possibilités d’approvisionnement
en eau de la population de la région.
Pour pouvoir suivre l’influence du régime modifié des eaux de la rivière TrebiSnjica
après la construction du système des aménagements hydroélectriques sur les dites
sources, on a effectué au cours de 1961/1962 des essais hydrochimiques des eaux
souterraines sur la région en question. Ces essais sont effectués trois fois au cours
d’une année hydrologique en trois périodes différentes soit :
- pendant la période sèche (août-septembre) aux étiages;
- pendant la période humide (févriermars) aux niveaux d’eau supérieurs, et aux
- niveaux d’eau moyens (mai-juin).
L’analyse des eaux souterraines a été faite en 80 sites hydrologiques (sources,
gouffres et estavelles). Pour la clarté de la carte hydrochimiquè disons que sur celle-ci,
on a donné les résultats des caractéristiques principales de certains groupes hydrauliques,
dont sont représentées les valeurs moyennes chimiques des trois périodes hydrologiques.
Sur la base des résultats de ces recherches, il a été rendu possible de voir les types
hydrochimiques des eaux souterraines ainsi que la conformité générale dans la concentration
de certains ions en dépendance avec la formation géologique du terrain
et les propriétés hydrogéologiques des masses rocheuses.
LES RAPPORTS G~TECTONIQUES DU TERRAIN
Dans la région de Popovo polje, la vallée de la rivière TrebiSnjica est formée uniquement
de roches sédimentaires. Stratigraphiquement elles appartiennent au trias
supérieur, jura, au crétacé inférieur et supérieur et à l’éocène.
Des membres stratigraphiques repr&entés, seul le trias supérieur est formé exclusivement
de dolomites. Ces dolomites sont découvertes dans deux zones isolées et clairement
séparées par les unités tectoniques soit : l’une, dans l’étendue du cours moyen de la
rivière TrebiSnjica, connue comme anticlinale dolomitique de Lastva et l’autre, le
long de la zone maritime en tête du charriage du haut karst.
En ordre superposé à travers les dolomites triasiques s’étendent respectivement
dans une et dans l’autre zone, les sédiments jurassiens, des crétacés inférieurs et
supérieurs se présentant en grande partie avec un faciès calcaire, ensuite avec les
intercalations des calcaires marneux et dolomites, mais moins de marnes.
Les sédiments éocènes, comme les nouvelles formations dans le développement
superposé, sont liés avec les sédiments du crétacé supérieur qui sont souvent en rapport
tectonique anormal. Ils sont représentés avec le faciès de calcaires et le faciès du flysch
(marnes, calcaires et grès marneux). Ils sont découverts sur l’étendue entre Popovo
polje et Ljubinje, ensuite dans la zone maritime paractonique, où le charriage a amené
à travers eux, les dolomites supérieures triasiques.
Avec sa position structurale, la série du flysch joue un rôle hydrogéologique im-
portant dans la zone maritime, concernant la naissance d’un plus grand nombre de
sources karstiques.
La distinction principale des formations géologiques représentées de la région
traitée est nettement visible par l’étendue dinarique des couches et structures (NW-SE)
avec tous les éléments caractéristiques de la tectonipue dinarique.
646

Par l’influence des forces radiales et tangentielles, les roches sont disloquées de
différentes manières et amenées aux conditions réciproques anormales le long de la
faille, des failles reversibles et des charriages. De cette manière toute la région en
question est séparée en plusieurs unités tectoniques et celles-ci en petits ou plus grands
blocs. Une telle séparation du terrain représente la prédisposition principale pour la
continuation future du développement évolutif des processus hydrographiques et
hydrogéologiques de cette région karstique.
CARACTBRISTIQUES
HYDROGÉOLOGIQUES DE LA RBGION
La plus grande surface-partie de la région recherchée est formée de roches car-
bonatées, OU les calcaires participent avec 70%, les dolomites avec 20% et les sédiments
marneux clastiques avec 10% d’étendue.
Les mouvements tectoniques intenses qui se sont produits dans cette région se sont
le plus caractérisés sous forme de differentes déformations dans les calcaires, moins
(localement) dans les dolomites, ce qui a permis plus facilement le développement de
la karstification dans ces roches de grande profondeur. Dans les calcaires, tous les types
de formes karstiques sont développés : les tourbillons d’eau, anses, champs karstiques,
ainsi que les ponors avec le réseau réparti des canaux souterrains. Les formes karstiques
se sont manifestées même dans les dolomites mais sous une forme moins intense.
Ces remarques caractérisent les dolomites près de la région maritime parce qu’elles se
trouvent en tête du charriage du haut karst, OU se sont manifestées extraordinairement
les compressions tectoniques. C’est pourquoi, les calcaires en général et les dolomites
endommagés par endroit de cette région, représentent les roches perméables avec
porosité dissolue-fissurée-caverneuse.
Une telle fonction hydroghlogique des masses rocheuses a conditionné les cir-
constances hydrographiques spécifiques dans cette région, où s’est formé au lieu du
réseau orographique, un riche réseau souterrain hydrographique.
La rivière TrebiSnjica est le seul cours d’eau orographique. De sa source àTrebinje
elle se caractérise par un cours permanent, qui est conditionné par le complexe des
dolomites triasiques-monolithes imperméables. Cependant, à l’aval de Trebinje, dans
les roches calcaires le long de son cours se trouve une série de ponors, qui pendant la
période sèche absorbent toute la quantité d’eau, d’alleurs petite. Pendant le semestre
hivernal la TrebiSnjica est très riche en eau. C’est pourquoi, les ponors ne peuvent
absorber toute la quantité d’eau et que Popovo polje, se trouvant sur le cours inférieur
de la rivière TrebiSnjica, est submergé.
Près des gouffres, le long du bord nord-est de Popovo polje se présentent les groupes
des estavelles (IV, VI1 et VIII) qui sont alimentées par les eaux des gouffres W et 1x1
de la région locale karstique se trouvant à leur arrière.
En vue d’expliquer plus clairement l’hydrographie souterraine, on a procédé à
la coloration de certains groupes de gouffres le long du lit de la TrebiSnjica. La colora-
tion de certains groupes de gouffres le long du lit de la TrebiSnjica. La coloration fut
exécutée avec la fluoresceine, ce qui a permis de constater la liaison souterraine avec
les sources de la région maritime et la vallée de la rivière Neretva près de MetkoviC.
Les résultats des colorations de ponors (gouffres) peuvent se résumer ainsi :
Le gouffre ( Trnje» (I) à Mokro polje a été coloré le 25.2.1957 avec 28 kg de
fluoresceine pendant les niveaux d’eau supérieurs. La couleur s’est répandue le ler
mars 1957 sur une distance de 16,2km à la source Duboka Ljuta-Robinzon (3).
Le gouffre ( Geljev Most H (II*) près de Trebinje fut coloré le 16.8.1956 pendant
l’étiage avec 16 kg de fluoresceine. La couleur s’est répendue le 25.8.1956 à une
distance de 16,5 km sur la source Ombla (5*) près de Dubrovnik.
Le gouffre ( Pridvorci H (III*) près de Trebinje était coloré le 29.7. i956 pendant
l‘étiage avec 12 kg de fluoresceine. La couleur s’est répandue le 4.8.1956 à une distance
647

de 14,6 km sur la source Ombla (5*). La deuxième coloration fut effectuée le 28.3.1960
pendant les niveaux d'eau supérieurs avec 60 kg de fluoresceine. La couleur s'est
répandue le 31 .3.1960 sur la source Ombla (5*) et Zavrelje (6*).
Le gouffre a Mlinica)) (VI*) à Popovo polje fut coloré le 25.2.1958 pendant les
niveaux supérieurs d'eau avec 90 kg de fluoresceine. L'eau colorée s'est répandue le
28.2.1958 à une distance de 18 km sure la sourc Ombla (5*).
Le gouffre ( Porvalija ) (X*) à Popovo polje fut coloré le 20.6.1958 aux niveaux
moyens avec 30 kg de fluoresceine. La couleur est apparue le 27.6.1958 à une distance
de 32,5 km aux sources Bistrina (17*) près de Ston. La deuxième coloration fut effectuée
aux niveaux supérieurs d'eau le 23.3.1962 avec 150 kg de fluoresceine. L'eau colorée
est apparue le 25.3.1962 de méme aux sources Bistrina (17*) ainsi que dans une série
de sources ou de résurgences sous le niveau de la mer près de Bani6 (1 3*).
L.e gouffre (< DoljaSnica» (XI*) à Popovo polje fut coloré le ler.4. 1962 pendant
les niveaux moyens avec 92 kg de fluoresceine. La couleur s'est montrée le 3 1 .4.1962
à une distance de 12 km aux sources Svitavskog (30* et 31*) et Deranskog blata (32*)
ainsi qu'aux sources Bistrina (17*).
Le gouffre ~5 Ponikva ) (XII*) à Popovo polje fut coloré le 20.2.62 lors des niveaux
d'eau supérieurs avec 105 kg de fluoresceine. La coloration est apparue à une distance
de 20 km aux sources et dans la vallée de la rivière Neretva (21 - 28*) ainsi qu'aux
sources et résurgences sous le niveau de la mer entre Slano et Ston (14*).
648
*- -signe ' représentant des sites hydrologiques sur la carte

IBROVNI H
On voit du compte rendu ci-dessus que les eaux souterraines; des gouffres aux
sources, parcourent de grandes distances dans un temps relativement court, ce qui
prouve que les canaux souterrains sont assez bien répartis.
En plus de ces sources qui ont une liaison souterraine directe avec la rivière Trebik-
jica, il existe une série de sources le long de la région maritime, qui s'alimentent en eau
des bassins versants locaux de la région. Ce sont les sources dans la région de Konavlje
(i* et 2*), ensuite sur la direction de Dubrovnik à Slano (6 - 13*) ainsi que de plus
petites sources vers la vallée de la Neretva (18 - 21*). Elles se présentent au contact
des roches perméables (dolomites) et des sédiments imperméables du flysch.
Le travail des analyses hydrochimiques consistait à déterminer la liaison éventuelle
de ces eaux avec celles de la TrebiSnjica. Pendant ces essais on s'est efforcé de trouver
comment on pourrait exactement évaluer le danger pour la population de cette région
de se trouver sans eau et jusqu'à quelle mesure la construction du système hydraulique
modifiera la composition chimique des eaux souterraines.
CARACTERISTIQUES CHIMIQUES DES EAUX SOUTERRAINES
A l'aide des analyses chimiques des eaux souterraines, on a constaté que les eaux
de la région traitée se distinguent par la valeur moyenne du résidu sec (minéralisation)
de 291 mg/l. Le rapport des ions représentés d'après le résidu sec de la minéralisation
totale démontre la séparation de certains groupes d'ions (annexe diagramme figure I),
soit :
i
BILLCA
CA A T E G E O H I D R O C H I MIQ U E
L E G E N D E
ALLUVIONS
EOCENE-CALCAIRES NLR.1ULLITIQUE ET FLYSCH
CRETACÉ SUPERIEUR-CALCAIRES
T CRETACE XJPERIEUR-CALCARESff DOLOMIES
LJ CRETACÉ INFERIEUR-CALCAIRES MARNEUX
JURASIQUE-CALCAIRES ET DOLOMIES
a TRIAS SUPERIEUR - DOLOMIES
CHARRIAGE
A FAILLE REVERSIBILE
FAILLE
LES COMMUNICA~IONS SOUTERRAINES DEFINIES
A "?b ; ..IF u ENTONOIR ABSORBANT
SOURCE
ESTAVELLE
96 - eku/l UCoa ion
649

Dans les résidus secs jusqu’à 400 mg/l dominent les ions HC03 et Ca, tandis que
les ions restants ont une importance réduite. Les eaux avec ces valeurs du résidu
sec sont du type bicarbonate de calcium dans lesquelles la combinaison Ca(HC03)z
dépasse 75 % mg/eq./l.
Les eaux souterraines avec minéralisation au-dessus de 400 mg/], présentent une
rapide augmentation du contenu des ions CI et Na, de manière qu’au résidu sec
de 2000-2500 mg/l, le contenu des ions C1 s’élève à 36,4 mg/eq./l et Na à 31,5 mg/
eq./l. Ces eaux sont du type bicarbonate de calcium au chlorine de sodium.
I50 150 300 I50 LOO ,1000
LE RESIDU SEC EN ms/i
FIG. 1
Fig. 1 - Courbes de dépendance de la minéralisation et du contenu d’ion.
Les valeurs movennes et extrêmes du contenu des ions dans les eaux souterraines
de la région étudiée, sont représentées sur le tableau (fig. 2) et le cyclogramme (fig. 3).
Sur le diagramme (fig. 1) se distinguent clairement les concentrations de certains
groupes d’ions en dépendance du résidu sec-minéralisation.
Les eaux des sites hydrologiques analysées dans le région étudiée ne présentent pas
de composition hydrochimique identique, de telle façon qu’elles peuvent se grouper
approximativement en trois régions soit :
1. Région de la vallée de TrebiSnjica (Popovo polje);
2. Région des sources maritimes avec la liaison souterraine directe avec Popovo polje
en direction de Konavlje-Ombla (Dubrovnik);
3. Région des sources maritimes sans la liaison souterraine déterminée (de Ombla à
Neretva).
I. Région dans la vallée de la rivière Tranihjica “Popovo polje).
Les eaux souterraines dans la région de la Trebilnjica (Popovo polje) présentent
exclusivement la composition hydrocarbonate de calcium, où les combinaisons de
HCO3 et Ca sont prépondérantes sur celles des NaCI ou MgSO4. Cette prépondérance
est de 8-9 fois, soit 75-90% eq./l.
6 50

~~
Tableau de la ualeur moyenne et extrême du contenir des ions
Valeurs moyennes
du contenu
des ions minimum maximum
Valeurs extrêmes du contenu des ions
- _____ -
HC03 223,2 3 $6 146,4 2,06 427,3 67
CI 60,54 1,5 3.13 0,09 1291,2 36,4
SOS 12,76 0,18 0,Ol 0,02 166,7 0,46
Ca S9,79 2,7 32,l 2,09 116,14 5,s
~~ ~
~~ ~~
Mg 13,18 191 2,25 0,19 112,6 92
Na+Ka 29,21 1,3 1,53 0,07 723,5 31,5
Résidu 291
sec
137 227 1
Fig. 2
Le résidu sec - de la minéralisation totale dans cette région se présente avec les
plus petites valeurs, le contenu maximum est 195 mg/l, et la valeur moyenne de 167 mg/
1. Le contenu du groupe des ions HC03 et Ca par rapport à la minéralisation jusqu’à
200 mg/!, s’élève dans les limites de 2-3 mg/eq./l. tandis que le contenu des ions Ci,
so4, Mg et Na est au-dessous de 0,G mg/eq./l.
Une telie composition hydrochimique des eaux souterraines est en liaison avec la
plus ou moins grande homogéinité lithologique du terrain formé (en grande partie
des roches sédimentaires carbonatées).
2. Région maritime Konavlje - Dubrovnik
Les eaux souterraines analysées de cette région aux sources des liaisons souterraines
déterminées avec la rivière TrebiSnjica ne présentent pas de différences essentielles dans
la composition chimique. A savoir, la minéralisation de ces eaux dépasse à peine
environ 50 mg/l, tandis que l’augmentation des principaux ions (HC03 et Ca) est
insensible. Bien que les parcours des cours d’eau souterrains soient assez longs, la
minéralisation supérieure ne s’est pas produite, étant donné que les canaux karstiques
sont suffisamment bien répartis. Les eaux souterraines, sans séjourner longtemps,
coulent rapidement avec une assez grande influence mécanique, mais une faible action
de dissolution chimique dans le milieu géologique. Naturellement, la possibilité n’est
pas exclue de l’influence locale chimique intensive dans des eaux souterraines dans les
canaux karstiques. Cependant, puisqu’il s’agit d’enrichissements de Ca(HC03)z
c’est par la dynamique de mouvement dans les conditions déterminées que HCO3
baisse. Ces phénomènes se présentent près des gouffres et des sources. A ceci contribue
le fait que pendant les étiages la minéralisation de l’eau augmente et inversement.
3. Région maritime Ombla - Neretva
Dans la région maritime de la direction de Dubrovnik à la rivière Neretva, les
eaux des sites hydrauliques analysées présentent d’importants écarts dans la compo-
sition chimique.
651

La minéralisation de ces eaux monte à 400 mg/l et exceptionnellement au-dessus
de 1000 mg/l. Les ions C1 et Na dominent tandis que HC03 et Ca, ont des courbes
présentant une tendance à la stagnation (fig. 1). Dans la composition chimique de ces
eaux on trouve le bicarbonate de calcium, le sulfate de magnésium ou le chlorure de
FIG. 3
- . - . -. -. CONTENU MAXIMUM D’ ION
Fig. 3 - Cyclogramme du contenu maximum d’ion pour la région complète.
sodium. Une telle composition chimique des eaux de sources peut ètre en liaison avec
le phénomène des roches dolomitiques et des marnes du flysch. La minéralisation
augmente dans les sources au voisinage direct de la mer et ceci s’explique par l’influence
de l’eau maritime.
652

4. Région du cours inférieur de la rivière Neretva
Dans la région du cours inférieur.de la rivière Neretva se présentent des eaux souter-
raines avec la composition chimique semblable à celle de la région exposée précédem-
ment. La différence est qu’ici il ne s’agit pas de l’influence directe maritime, mais de
la minéralisation produite par les sédiments d’alluvions. Ces sédiments sont très salés
et par leur porosité inter-granulaire, comme les roches imperméables, prédisposent
à la naissance des sources.
La minéralisation de ces eaux se trouve dans les limites de 300 mg/l mais va jusqu’à
dépasser 1000 mg/l. Souvent dominent les ions C1 et Na. On remarquera aussi le rapport
uniforme des ions HC03 et Ca d’après les autres ions, ce qui démontre la salinisation
ultérieure des eaux du type précédent avec bicarbonate de calcium par les combinaisons
NaCl et MgS04.
Les eaux souterraines de cette région se distinguent par la dureté qui va des eaux
très légères aux eaux très dures dépassant 41,7” dH.
Pour la région Popovo polje la dureté d’eau est caractéristique jusqu’à 10” dH.
Dans la région Konavlje - Dubrovnik les eaux souterraines ne sortent pas du cadre
des eaux avec dureté de 13” dH. Alors qu’en direction de Dubrovnik - Neretva -
MetkoviC, les eaux souterraines sont très variables avec une duretémaximum de 41” dH
et présentent les eaux dures et les eaux les plus dures.
Les valeurs du p H des eaux souterraines se trouvent en général dans les limites
des eaux neutres avec la valeur moyenne de 7,4; minimale 3,l et maximale 7,9. Les eaux
dont la valeur du p H est le plus souvent entre 7,O à 7,9, se trouvent dans le rayon de
la région maritime.
CONCLUSION
Du texte exposé ci-dessus on peut conclure ce qui suit :
La formation géologique du terrain dans la région de la rivière Trebisnjica autour
de Popovo polje et à l’arrière des sources le long de l’étendue maritime est constituée
en majorité de roches calcaires et dolomitiques mais moins de roches marneuses et de
flysch.
Les caractéristiques chimiques des eaux souterraines distinguent clairement les
régions du type bicarbonate de calcium des eaux, de celles du type bicarbonate de
calcium mélangé au sulfate de magnésium ou du chlorure de sodium.
Une telle composition chimique est conditionnée par la formation géologique du
terrain et par l’infiuence du milieu maritime.
Les eaux souterraines de la région de Popovo polje ont les caracteristiques chimiques
semblables à celles des eaux souterraines de la région Konavlje - Ombla (Dubrovnik).
La composition chimique des eaux des sources en direction de Ombla à Slano et
de celles qui se trouvent sur les hautes cotes de Slano à Neretva, démontrent qu’il
n’existe aucune liaison souterraine avec TrebiSnjica.
Les sources qui se trouvent à la cote maritime de Slano à Neretva ainsi que celles
le long du cours inférieur de la Neretva avec lesquelles on a établi l’existence d’une
liaison souterraine, sont généralement plus minéralisées que les eaux de la TrebiSnjica
à Popovo polje.
653

AN ISOTOPE SURVEY OF LAKES
IN THE KARST REGION OF SOUTHERN TURKEY
ABSTRACT
Turgut DINCER and Bryan R. PAYNE
International Atomic Energy Agency, Vienna
A survey of stable and radioactive isotopes of hydrogen and oxygen was made in
some lakes located in the karst region of southern Turkey. From the chloride concen-
trations observed it is seen that these shallow lakes behave as well-mixed reservoirs
and it is possible to estimate the turnover time by comparing actual tritium concentra-
tion curves with theoretical curves based on tritium fallout in the region. The turnover
time in turn gives information concerning the losses occurring through sinkholes.
The results so far obtained agree well with the previous knowledge of the hydrology
of the lakes studied.
RESUME
Une étude des concentrations en isotopes des lacs situés dans In région karstique du
sud de la Turquie
On étudie les isotopes stables et radio-actifs de l’hydrogène et l’oxygène contenus
dans divers lacs situés dans la région karstique de la Turquie du sud. Les concentrations
de chlorure observées dans ces lacs peu profonds ont permis de conclure qu’ils pouvaient
être considérés comme des réservoirs bien mélangés. On a pu estimer la période de
renouvellement en comparant les courbes réelles de concentration en tritium avec les
courbes théoriques basées sur les retombées de tritium dans la région. La période de
renouvellement fournit, à son tour, des renseignements sur les pertes à travers la
formation fissurée où les lacs se trouvent placés. Les résultats obtenus jusqu’à présent
confirment les connaissances en hydrologie acquises sur les lacs en question.
INTRODUCTION
During recent years significant amounts of bomb-produced tritium was added to
the atmosphere, which resulted in a spectacular labelling of the precipitation in the
northern hemisphere. Concentrations as high as 6,000 tritium units(*) were observed
in some continental stations such as Vienna, Austria and Ankara, Turkey. The mean
annual concentrations of tritium in precipitation which prevailed in these regions during
the pre-bomb era and which were due to the production of tritium by cosmic rays
did probably not exceed 20 T.U.
Tritium concentration in the precipitation is a cyclic phenomenon, as wil be seen
from figure 1. Concentrations are lower during the winter of the northern hemisphere,
and have well-defined peaks during the late spring or early summer months. It is also
interesting to note that the correlations among different locations are very significant,
a fact which is useful in extending data for stations where the records do not cover a
long period.
The analytical techniques which are used at present allow for the detection of very
low concentrations of tritium in water, thus providing a tool of considerable value
to trace the tritium pulse observed in the precipitation for at least one hundred years.
We are now especially in a favourable position to study the tritium pulse in water
bodies such as lakes where the mixing is important making it therefore possible to
define the tritium puise transferred from the atmosphere.
654
(*) Tritium Unit is 1 T-atom per lo1* H-atoms.

If considerable amounts of tritium are added to a body of water where the tritium
concentration is rather low one can observe a dilution phenomenon, which is a function
of the size of the water body and the amount of tritium added to the reservoir. To be
more precise, the dilution wil be proportional to the ratio of the recharge and the reser-
voir volume. As this latter is easily measured and known, the dilution of the tritium
pulse in the reservoir should give us an idea about the recharge to the reservoir.
This simple approach can be put to use especially in cases where the estimation
of the annual recharge rates by standard techniques is difficult, cases where the reservoir
has no definite outlets, i.e. lakes partly or completely drained by sinkholes, encountered
in karst formations.
DESCRIPTION OF THE LAKES
South-western Turkey is one of the typical well-developed karst regions found in
Mediterranean countries (fig. 2). The Taurus mountain range runs approximately
parallel to the Mediterranean coast, forming a barrier between the coastal plains and
upper Anatolian plateau with an 'elevation of about 900-1100 m A.M.S.L. Several
lakes are formed in the depressions encountered in the Mezezoic limestone which is
the predominant geological formation in the area. These lakes are invariably drained
by sinkholes. Only two lakes, namely lake Egridir and lake Beysehir, have controlled
surface outlets and the water available is used for irrigation and/or power production
purposes. There are also several small lakes which can rightly be called ephemeral,
because they are formed only in the rainy season, i.e. winter and drained completely
at the end of spring.
655

A feature which is common in all these lakes is their relatively shallow depths,
the maximum depth being about 12 meters in the larger ones (lake Egridir). It seems
that under the geologic and climatic conditions where these lakes are formed there is
no possiL3ility for a lake to store water more than 10 meters deep; the development of
the sinkholes which are all located along the shore prevents such a storage.
36" N
The sinkholes draining the lakes are either well defined caverns with arch-like
entrances or systems of fractures where it is difficult to see the movement of the water
but it is possible to hear the sound of the flowing water and see the accumulation
of debris.
In this paper only two lakes wil be considered for study due to the importance of
their size and their economic value: The first one, lake Beysehir is a body of water
656
O
25
I

with a volume which during recent years fluctuated about 4 x lo9 m3 and a surface
area of 700 km2. It is seen that this corresponds to a mean depth of 5.70 m. The
maximum depth being approximately 8.50 m.
There are several tributaries feeding the lake, the most important being a tributary
flowing from the north. There are two others which are mainly fed by large springs
located at the south of the lake. A fourth tributary is flowing from the west, a small
creek which along its course sinks and reappears at several places. Finally, there is
a fifth one flowing from the south-west, a creek which was diverted to the lake to
increase the yield. The tributaries reaching the lake at the west shoreline are not very
important.
The lake has a controlled surface outlet in the town of Beysehir, A canal diverts
the water from the lake to the Konya-Çumra irrigation system, which uses approxi-
mately 300 x lo6 m3 irrigation water per year and is the main artery of the region.
Because of its importance studies were started in 1957 in order to evaluate the water
budget of the lake and eventually to increase the yield of the lake for irrigation and
power production purposes.
Preliminary studies showed that the decrease of the lake level during some summer
months could not be accounted to evaporation losses and the irrigation release only.
Losses of about 500 x lo6 m3 per year were estimated from the water balance equations.
But surveys made by using Auoresceine to locate the sinkholes were fruitless.
The water balance equation was:
Mean annual evaporation 0.70 x IO9 m3
Precipitation over the lake 0.35 x lo9 m3
Irrigation release 0.30 x lo9 m3
Losses through unknown sinkholes 0.50 x IO9 m3
Inflow to the lake 1.15 x IO9 m3.
During the winter 1964-65 some sinkholes could be identified by the surveys
made by the Projects Investigations Office of the D.S.I. (Turkey State Hydraulic Works).
Lake Egridir is similar in size to lake Beysehir but smaller. The area of the lake is
about 470 km2 with a capacity of 3.5 x IO9 m3 and the mean and maximum depth
7,50 m, 12,O m respectively. The water budget of the lake is not established yet, but
it should have the same components as lake Beysehir, and studies made during the last
decade indicated that the water available from this lake was about 250 x 106 m3 per
year. Recent more detailed studies only confirmed this figure. Lake Egridir has several
well-defined sinkholes at its western shoreline.
The chloride analyses made of the 10 samples collected from the lake and some
tributaries indicated that lake Beysehir could be considered as a mixed reservoir. The
chloride concentration of water of the tributaries ranges from 0.8 ppm to 4.3 ppm.
The mean concentration of the ten samples collected in the lake is 7.5 ppm with a
standard error of 0.1 ppm, which shows how small the variation of chloride is in the
lake. If it is assumed that the general direction of the flow in the lake follows the chloride
gradient in the lake it is also possible to identify two sink areas, one at the northwest
shore of the lake which might be indicative of the losses occurring at this shore line,
and the second at the middle of the lake, indicating a sink area due to evaporation.
The number of samples analysed, however, is not sufficient to support these directions
of movement very firmly.
The homogeneity of lake Beysehir with regard to chloride concentrations suggests
that the samples collected for tritium analysis at Beysehir may be considered as being
representative of the average tritium concentration prevailing in the lake. In this case,
it is possible to make an attempt to interpret tritium data and estimate the mean
inflow to the lake and even make an estimate of the losses occurring through sinkholes
657
.

Several studies have been made to analyse the relation between a discharge from
a reservoir and the reservoir volume. The simplest relation being
resulting in a recession curve in the form
Q = Qo e-kt
which is in agreement with most of the flow recession curves in nature.
The contribution of the current year's recharge to the amount of tritium in the
reservoir is:
Co Qo
CO being the concentration of tritium in recharge and Qo the annual recharge volume.
The previous year
c e-Y.l
where y is the radioactive decay constant for tritium (y = 1/18 years-l) or
cQ e-(y+k)l
and the n-th year
Q
C,Q, e-(y+k)nI
The amount of tritium in the reservoir will therefore be:
where Vis the volume of the reservoir. We can replace
(& = mean annual recharge)
or
C = k C,E, eë(y+k)n
V by &/k which in turn gives
where an = an/& is the ratio of the recharge rate of the n-th year to the average
annual recharge.
RECONSTRUCTION OF THE TRITIUM FALLOUT CURVE AND INTERPRETATION OF THE DATA
Sampling to determine the tritium concentrations of the lakes and the precipitation
in the region started in 1963. It was therefore necessary to make a correlation analysis
in order to extend the limited data available. An attempt was made by plotting the
concentration value observed in some central Anatolian meteorological stations versus
concentrations observed in Vienna precipitation. Although the distance between these
locatations is rather discouraging for such an attempt, the relation found was
surprisingly good (fig. 3).
The records of tritium concentration in Vienna precipitation cover only the period
1961-65, so it was also necessary to extend the data available for Vienna. The longest
record of tritium concentrations in precipitation is only available in Ottawa, Canada.
658

Vienna values when plotted against concentration values observed in Ottawa again
disclose a very significant correlation (fig. 4). Using these two recession curves the
tritium fallout curve for the central Anatolian plateau where the lakes are located
was developed. (Fig. 1)
.
I
. AUUAW
A KONYA
. ~Zai~ia
I BUPDUQ
The recharge to the lakes has three components, surface runoff, spring flow and
precipitation over the lakes. Of these components surface runoff is the most important
one. To estimate tritium input to the lakes, only the period December-April, which
is the period where the precipitation is effective in producing runoff, was taken into
consideration.
The precipitation occurring during this period is about 2/3 of the annual
precipitation. Annual tritium inputs to the lakes were also weighted, using a non-
dimensional parameter obtained from Manavgat river annual flow volumes.
Although the final estimate of tritium concentration in the Central Anatolian
plateau was obtained by using two recession curves and therefore should have a large
standard error of estimate, it should be noted that the values which belong to recent
years are either original values recorded in the region or values estimated from
Vienna - Central Anatolian recession curve. It is difficult to claim, of course, that values
obtained this way wil permit a rigorous quantitative analysis of the data, but it is
worthwhile to attempt to interpret them in the light of our previous knowledge of
the hydrology of the region.
The data so far obtained from lakes Beysehir and Egridir are plotted in figure 5,
together with the curves based on the tritium fallout in the region and well-mixed
reservoir model.
It is seen that the points belonging to lake Beysehir follow a trend close to the curve
which represents a well-mixed reservoir with a turnover time of 3.5 years. This would
give an average annual recharge volume of
659

The annual outflow from the lake should be equal to this latter figure. The annual
evaporation from the lake estimated from Class A pan records (pan coefficient 0.7)
is approximately 700 x lo6 m3 and the annual irrigation release 300 x lo6 m3. Therefore
the losses other than evaporation should be equal to
(1.14-0.7-0.3) lo9 = 14Ox lo6 m3.
This value is lower than that which was estimated from the balance equations. This
difference might be due to the errors involved in the tritium input estimates and also
to the dilution of the lake waters by the large spring flow to the lake.
660

In fact, a spring which is located near Konya had tritium concentrations of about
250 T.U. during the period 1963-65. Two other springs in the upper Manavgat basin,
which are located at the south of the Beyqehir lake tributary basin, have concentrations
less than 200 T.U. The annual spring flow is about II5 of the total inflow to the lake.
In this case, the turnover time might well be three years which would give an annual
recharge rate of 1.34 x IO9 m3, and losses of about 350 x lo8 m3 per year.
In the case of lake Egridir the turnover time is 5.5 years, which gives an average
annual recharge rate of
-_-
I' - 3S log = 635 x lo6 m3
T 5.5
The evaporation and the mean annual release from the lake during recent years are
470 x IOG m3 and 200 x IOG m3 respectively. These figures, when added, approximately
equal the figure found for annual average recharge to the lake, indicating no losses
at all. Lake Egridir, however, is also diluted with spring flow as lake BeySehir. Because
it is not possible to estimate the amount of the spring flow to the lake it is rather difficult
to make a similar statement for lake Egridir, as was made for lake Beysehir. W e can
only say that sinkhole losses in lake Egridir should be less important than those of
lake Beysehir.
CONCLUSION
Although the data available is not sufficient to reach firm quantitative conclusions,
it seems that the study of the tritium pulse in such lakes can shed light on the complex
hydrologic systems where such lakes are situated. The main difficulty lies in determining
the tritium input function to the lake. It would be interesting to separate the input
into its components such as precipitation, surface runoff and spring flow to obtain
better results, but the data available to the authors was not sufficient to make this
refinement.
661

A CONCEPTUAL MODEL OF KARSTIC EROSION
BY GROUNDWATER
S. MANDEL*, D. Sc.
ABSTRACT
In the saturated zone of calcareous aquifers the process of erosion by solution pro-
ceeds at a very slow pace, and consists essentially of two correlated phenomena:
a) Solution channels are formed and widened in thevicinity of springs where a strong
concentration of flow occurs. The solution channels gradually develop in an
upstream direction, until gradually one giant spring “captures” the ground water
of an entire calcareous massif;
b) Throughout the aquifer an intricate sytem of solution channels develops, the domi-
nant characteristic of which is its direction towards the outlet. Broadly speaking
and neglecting local details, the process should be regarded as the transformation
of a more or less isotropic aquifer into a strongly an-isotropic one.
The direction of ground water flow is the determining factor in the karstic develop-
ment of calcareous aquifers, variations of lithology, faults, fissures, etc. are only of
secondary importance.
A regional system of solution channels can develop only if the general hydrological
conditions, most especially the location of the base-level, remain practically constant
during very long time intervals. The preferential directions of flow tend to become
“fossilized”, and do not necessarily reflect the most recent geological events.
From these considerations some practical consequences follow concerning the large-
scale exploitation of ground water from calcareous aquifers.
RESUME
Modèle théoriqae de l’érosion karstique par les eaux souterraines
Dans la zone saturée des aquifères calcaires, l’érosion par dissolution se produit très
lentement et se caractérise essentiellement par deux phénomènes corrélatifs :
a) Des canaux se forment et s’élargissent par dissolution, à proximité des sources où
se produit une forte concentration de l’écoulement. Ces canaux se développent
progressivement vers l’amont, jusqu’à ce qu’une source géante unique finisse par
( capter )> l’écoulement souterrain de tout un massif calcaire;
b) Dans l’ensemble de l’aquifère, il se forme un réseau complexe de canaux de disso-
lution; dont la caractéristique principale est son orientation vers le point d’émer-
gence. D’une manière générale et si l’on fait abstraction des particularités locales,
ce phénomène doit être considéré comme la transformation d’un aquifère plus ou
moins isotropique en un aquifère fortement anisotropique.
La direction de l’écoulement des eaux souterraines est le facteur déterminant de
l’évolution karstique des aquifèrescalcaires; lesvariations de la lithologie, les failles, les
fissures, etc., n’ont qu’une importance secondaire.
Un réseau régional de canaux de dissolution ne peut se former que si les conditions
hydrologiques générales, notamment l’emplacement du niveau de base, restent à peu
près constantes pendant de très longues périodes. Les directions préférentielles de
l’écoulement ont tendance à se ( fossiliser ) et ne correspondent pas nécessairement
aux événements géologiques les plus récents.
De ces considérations découlent certaines conséquences pratiques concernant
l’exploitation en grand des eaux souterraines d’aquifères calcaires.
L’auteur donne des exemples régionaux d’aquifkres calcaires se trouvant en Israël.
This paper is concerned with some theoretical aspects of solution processes in cal-
careous aquifers. The author’s views are derived mainly from his experience in Israël,
but a discussion of case histories has been excluded purposely, so as not obscure the
general argument with a lengthy description of local details (for literature on regional
662
* Chief Hydrologist, TAHAL (Water Planning) Ltd. Tel Aviv, Israel.

aspects see references). The reader is asked to judge the relevancy of the ideas set forth
in the light of his own experience.
The term “Karstic erosion” was originally applied only to processes-observed or
imagined-which form spectacular landscape features such as dolines.. . etc. This narrow
definition caused serious misconceptions and acerbated discussions which are now,
happily, a matter of the past. If the term “Karstic erosion” means essentially solution
of calcareous rocks by water, then solution processes in calcareous aquifers must
necessarily be included and one may even speak of “Karstic aquifers”.
At the begin of our considerations stands a calcareous aquifer with more or less
evenly distributed porosity. The pores may be “primary” such as in reef-limestone, or
diagenetic such as caused by the dolomitization of limestone, or secondary such as a
criss-cross pattern of fissures caused by complex faulting in an otherwise massive rock.
Singular phenomena, such as one well defined shattered fault-line in an impermeable
massif do not properly constitute an aquifer and are excluded from our considerations.
Solution processes in this aquifer are a function of the following 4 parameters: (u)
the rate of groundwater flow defined as yield through unit area, perpendicalur to the
direction of flow, (b) the chemical and physical characteristics of the water, (e) the chemical
and lithological characteristics of the rock, (d) the initial distribution of porespace
within the aquifer (the distribution of pore-space conditions the rate of flow as
under (a) but in addition it also conditions the speed of solution processes according
to the relative size of the surface which is exposed to contact with the water).
Parameter (a) can be singled out as being the really active one, all the other parameters
come into play only to the extent to which they are activated by (u). In the long
run-we are talking about processes on a quasi-geological time scale-the rate of flow
wil practically govern the solution process in any given aquifer.
In view of the ahove it x~y ou$ ‘Je expected that erosion by soiution 1s most pronounced
just upstream from the natural outlets where the flow becomes concentrated.
The development of solution channels causes a local increase of permeability and a local
decline of groundwater potentials. This again, attracts the flow of groundwater from
adjoining parts of the aquifer and enhances karstic erosion in them ... etc., the process
repeats itself until a very large volume of aquifer is connected to one outlet by a network
of solution channels.
A giant karstic spring of this kind is frequently formed at the topographically lowest
outcrops of the aquiferous formations, its catchment area may cut across several watersheds
and even across well-defined structural lines. Vestiges of older springs which were
dried up during the process are often found. The mere existence of a spring at a low
outcrop can-of course-be expected, but the formation of one giant spring draining
a very large area can only be explained by the development of a system of solution
channels.
In the aquifer the existence of solution channels is easily observed during drilling
operations. Whenever the driller reports loss of “cuttings” or a sudden drop of drilling
tools a cavern has been siruck. Core samples also often show small solution channels.
Even in such a “karstic” aquifer a regular distribution of groundwater potentials and
a “cone of depression” around each pumping borehole may be observed. In this respect
the aquifer remains indistinguishable from the classical model of a porous aquifer.
The existence of solution-channels only renders the aquifer strongly an-isotropic.
The most pertinent mathematical model of this type of karstic erosion would consist
of the transformation of the flow pattern in a more or less isotropic porous medium
to the flow pattern in a strongly an-isotropic one.
Unfortunately, good techniques to measure an-isotropy in the field are not available.
The classical techniques of pumping tests presuppose an isotropic medium
whereas the techniques of tracing, which are commonly applied in karst-hydrology
assume tube-like connections between two or several points. The lack of suitable tech-
663

niques of measurement should, however, not detract us from recognizing the impor-
tance of the natural process. (A theoretical consequence bearing on anomalies of sea-
water intrusion into karstic aquifers has been published elsewhere, ref. (5).
Because of the very slow pace of karstic erosion by groundwater, the resultant pat-
tern of solution channels tends to reflect mainly those geological and hydrological con-
ditions, which were persistent during a quasi-geological period of time. The flow pat-
tern becomes as it were “fossilized” and is unable to adapt itself to comparatively quick
and recent changes of topography and geology. The flow pattern tends to reflect the
oldest and stablest structural lines, it may sometimes stand in a puzzling contradiction
to more recent upheavals such as faulting, ... etc.
Large scale exploitation of a karstic aquifer should obviously follow the natural
pattern of flow rather closely. To try and change the pattern of flow in an an-isotropic
aquifer very radically by pumpage may only lead to very large draw-downs without
assuring the desired resulta. It follows that, during the siting of boreholes and well fields
in karstic aquifers, great attention should be paid to the most stable structural lines
which probably determine the direction of flow.
It is tempting to speculate on the later stages of this process of karstic erosion by
groundwater. In all likelihood a few channels will become progressively larger whereas
all the rest will eventually become clogged by calcitic deposits and by silt. The aquifer
wil thus slowly be replaced by a few large solution channels in an almost impermeable
rock, and thus approach the character of a classical “Karst”.
In humid regions, where surface karstic erosion is very active, a direct connection
often exists between concentrated areas of intake (dolines, sinkholes), and springs. It is
open to doubt whether such a direct connection can eventually develop also in arid
and semi-arid regions where surface karst is inactive.
REFERENCES ON THE KARST HYDROLOGY OF ISRAEL
PICARD L., History of groundwater exploration in Israel. Hebrew University of
Jerusalem, Geol. Dept. Publication No. 216, May 1959.
GOLDSCHMIDT M., Precipitation over and the replenishment of Yarkon and Naha1
Ha’Taninim underground catchments. Jerusalem, Hydrological Service. 1958.
MANDEL S., Geo-Hydrology of the Tanninim River Catchment Area. TAHAL
Publication No. 21, 1959.
MANDEL S., The Cretaceous Limestone Aquifer of Central Israel . A. i. H. Réunion
de Liège 1958, pp. 48-50.
MANDEL S., The Mechanism of Sea-water Intrusion into Calcareous Aquifer.
IASH Publ. No. 64, Berkeley 1963.
MERO F. and MANDEL S., Planned Exploitation of the A.quifer Feeding the Na’aman
Spring. IASH Publ. No. 57, Voi. 2, Athens 1961.
SCHNEIDER R., Relation of Temperature Distribution to Groundwater Movement
in Carbonate Rocks of Central Israel. Geol. Soc. American Bulletin, Vol. 75, pp. 209-
216, March 1964.
664

L’AFFAISSEMENT DU SOL DE MEXICO PAR SUITE
DU POMPAGE EXCESSIF DE LA NAPPE
R~SLJMÉ
Ignacio SAINZ ORTIZ*
Mexico est une ville qui se trouve à 2230 mètres au-dessus du niveau de la mer et
qui connaît un développement démographique extraordinaire (eile est passée de 906.000
habitants en 1920 à 4.870.000 en 1960).
Les ressources du bassin en eaux superficielles sont très limitées; les installations, de
retenue et de régularisation sont rares et coûteuses. En conséquence, l’augmentation
incessante de la demande a contraint dès 1936 les autorités à forer de nombreux puits
profonds en de nombreux points de l’agglomération. Les aquifères sont limités par
d’épaisses couches d’une argile volcanique très compressible.
A l’heure actuelle, le rabattement moyen du niveau piézométrique des aquifères est
de 27 mètres, ce qui provoque une contraction des couches d’argile et par conséquent
un abaissement du sol. L’abaissement était de 5,77 m en moyenne en 1963; il atteignait
un maximum de 7,99 m à la statue de Charles IV.
Cet abaissement a, bien entendu, des effets désastreux. Les différences de tassement
entraînent la dislocation et la rupture des égouts et des canalisations; les bàtiments
penchent et se fissurent.
Pour mettre un terme à cet affaissement, il faut arrêter le pompage des puits et
fourn ir à la ville 8,5 m3/s d’eau d’origineex térieure, sans préjudice du volume nécessaire
pour répondre à la demande croissante.
SUMMARY
STJBSDEKCE IN MEXICC CITÌ’ IN EELATION TO
GROUND WATER OVERDRAFT
Ignacio SAINZ ORTIZ*
Mexico City, located in the southwest region of the Valley of Mexico, at an elevation
of 2230 m above sea level, has had an unexpected rising demand for water supply,
derived from a demographic and industrial overgrowth which is occurring since the
beginning of this century, (from 906 O00 inhabitants in 1920 to more than 5 O00 O00
in 1964).
Surface water resources in the watershed are very limited; the storage and regulation
facilities are scare and expensive. Notwithstanding that in 1936 a volume of 3.5 cu.m/sec
of water was introduced from external sources at an elevated cost, the Authorities an
several industrial enterprises were compelled to drill many deep wells throughout the
city, in order to satisfy the rising demand. Actually, 11.7 cu.m/sec are obtained from
ground water resources by means of more than 1250 deep wells, producing a serious
overdraft.
Aquifers in MexicoCity are confined; at the hills, by extense layers of volcanic tuff
and at the plains by thick layers of highly compressible volcanic clay. The negative
excess of pore pressure produced in the aquifers by the pumping of wells, causes da
consolidation process in the clay layers and consequently the subsidence of the ground
surface, as was demonstrated by Dr. Nabor Carrillo in 1947.
Subsidence is not even over the plain; at each point, the magnitude is a function of
the negative excess of pore pressure and of the thickness and mechanical properties of
the clay.
* Chef du Département des études spéciales de la Commission d’hydrologie de la
Vallée du bassin de Mexico ; Ministère fédéral des ressources hydrauliques.
* Head of the Special Studies Dept. of the Hydrological Commission of the Valley
of Mexico Watershed. Federal Ministery of Hydraulic Resources.
665

666
ON3UY3l 130 53NO1YVA313

667

y:
o
8
r¿
1

ON THE LOCAL AND REGLONAL. MINERALISATION
OF KARST GROUNDWATERS AND THEIR VARIATIONS
FROM DEVONIAN LIMESTONES OF
THE RHENISH SHIEFERGEBIRGE
(WESTERN GERMANY)
SUMMARY
Horst Robert LANGGUTH*
In the northern part of Rhenish Shiefergebirge karst aquifers are formed by steeply
dipping limestone intercalations of about 200 to 400 m thickness within shales.
The limestones are subdivided by faults into isolated hydrological segments with
-t- small catchment areas, including the surrounding shale areas. The chemistry of the
karst groundwaters corresponds with these segments depending on the geological
conditions in the given catchment area, mainly on the covering strata and their bio-
logical activity. Connected with this a regional increasing of the mineralisation in a
western direction can be observed.
At one test point the quality of the water is very homogeneous. Only weak variations
are caused by variations of calcium and non-hydrogencarbonate components.
Under complete tertiary cover the waters are characteristicdiiy different; they show
cation-exchange and reduction of some anions, while passing glauconitic iayers.
RESUME
Dans la partie Nord des Montagnes Schisteuses Rhénanes, des nappes karstiques
sont formées par des intercalations calcaires plongeant de façon> abrupte et présentant
une épaisseur de 200 à 400 m entre les ardoises.
Les calcaires sont subdivisés par des failles en segments hydrologiquement isolés
avec des zones d’alimentation plus ou moins étendues, comprenant les zones d’ardoises
voisines. La-himie des eaux de ce karst correspond avec ces segments et dépend des
conditions géologiques dans les bassins d’alimentation, particulièrement avec les
conditions des conches de couverture et avec leur activité biologique. En relation avec
ces considérations, on observe une augmentation régionale de la minéralisation vers
l’Ouest. A un point donné, la qualité de l’eau est très homogène. Seules de faibles
variations en calcium et,en composés carbonés non hydrogénés sont constatées.
Sous couverture tertiaire complète, les eaux diffèrent d’une façon caractéristique :
elles montrent des échanges de cations et des réductions de certains anions quand elles
passent des couches de glauconie.
1, INTRODUCTION
In the Velbert Anticlinal area on the Northern margin of Rhenish Schiefergebirge
(fig. I) karstificated limestones appear forming karst aquifers. The mineralisation of
these waters has been investigated, which is most interesting in the following aspects:
- The limestones form steeply dipping intercalations of 200 to 400 m thickness within
shales.
- Contrary to the limestones the shales only bear groundwater in the surface zone
of desintegration, but no deeper ground-water.
- The thick-bedded or massive limestones form no unique aquifers, although they
have a strike over more than 10 km. Indeed, they are subdivided by oblique faults
into isolated hydrological segments (like “shipsegments ”). Between these segments
the ground-water flow is interrupted or diminished. Consequently only relatively
* Author’s adress: Lehrstuhl für angewandte Geologie, Technische Hochschule
Aachen, (51) Aachen, Deutschland.
672

I
/i ri’
ouferop
Of the
basernrnl
Fig. 1 - Map showing the investigation area.
10 20 30
Liim
673

weak karst springs appear in the investigated region, mostly discharging less than
10 I/s, the maximum being 25 lis. corresponding only to small catchment areas.
- The water balance of single limestone segments is dependent on the waters of the
neighbouring shale areas, as far as they belong to the direct catchment area. All
these waters flow supraterraneously or subterraneously into the limestones. This can
be observed by many sink-holes, infiltration from brooks etc.
The quantity of these shale waten is calculated in some cases as more than 50% of
the total water balance.
2. GENERAL CHEMICAL CHARACTERISTICS
The following chemical characteristics can be stated:
- Taken as a whole the ground-waters of the limestones represent a relatively homogeneous
alkali earth-hydrogen-carbonate type as shown on figures 2a and 26. The
fluctuations of the total content in equivalents per million (epm) and of the single
ions too, are very gradual.
- Contrary to this the water from shale formations shows higher fluctuations of total
epm as weil as of the range of concentration of single components. For example a
synoptic diagram of the shale waters of the so-called Velberter Schichten is shown
on figures 3a and 3b.
Finally it may be mentioned that deeper and higher concentrated waters, like salty
or minerai waters, are not known.
In the limestone aquifers an homogenization of all waters takes place. Therefore
following aspects of the chemistry of limestone water have to be considered:
a) What is the chemical behaviour of a particular test point over long time intervals?
b) Can a regional geological interdependence of mineralisation be observed?
3. THE CHEMICAL FLUCTUATIONS AT ONE TEST POINT
Jn the investigation area chemical tests have been made for long periods from several
catchment stations of karst waters. One karst spring with 25 1/s yield is now considered
as a representative test point, which has been analysed over 30 years.
The general behaviour of this spring is also relatively uniform, et there are characteristics
weak fluctuations, concerning mainly the total hardness (= epm of alkali
earths). In this connection the range of concentration of calcium is much more changeable
than [hat of magnesium. Figure 4 represents the Ca- and Mg- contents and their
ratio. Utilizing the proportion of calcium to magnesium by means of a frequency curve,
a maximum of between 9:i and 8:l can be seen. On the contrary the single figures range
from a ratio of 6: I to 13:l. It is clear that the fluctuations of Ca-Mg-ratio are also caused
by the fluctuations of calcium content. Figure 4 shows, furthermore, that under such
conditions the Ca-Mg-ratio cannot be utilized as a means of differentiating groundwater
under regional and systematic aspects. On the other hand a single test is practically
useless.
In order to consider the content and the fluctuations of anions, figure 5 shows the
range of concentrations of Ca, Mg, total hardness and carbonate hardness (German
degrees). Only fluctuations of nori-hydrogencarbonate components can be observed,
while the carbonate hardness remains nearly constant ranging from 10,5-12,0 German
degrees, i.e. 3,7-4,3 epm.
Summing up, the fluctuations of total concentration are only caused by calcium
674

ions and non-hydrogencarbonate components. It is not immediately possible to find
the real reason for this phenomena, for the following aspects have to be considered:
- The limestones are generally relatively poor in magnesium. Magnesium content is
mostly less than 5% by weight, ofter less than 2%. When the actual proportion of
dissolved calcium to dissolved magnesium is 8: 1, magnesium is relatively increased.
Fig. 2a - Analysis of groundwaters from Karstificated limestones in the Velbert
Region. Trilinear diagram in epm - %.
- On the other hand large quantities of groundwater from neighboured shale districts
flow into the karst. Yet, the increase of total concentration of karst waters cannot
be explained by these shale waters, because their concentration is not on average,
higher (see fig. 3). Besides, shale waters have a similar proportion of calcium to
magnesium.
4. THE REGIONAL INTERDEPENDENCE OF MINERALISATION OF KARST WATERS
The mineralisation generally increases from the eastern part to the western part of
Velbert region. This phenomena can be demonstrated by a series of test samples,
taken from springs and wells of the practically E-W-striking limestone on the southem
675

Fig. 2b -Analysis of groundwaters from karstificated limestones in the Velbert region.
Diagram showing the total concentration (in epm) and the individual one of
Ca+ Mg and CHO (in eprn-x).
676

margin of Velbert anticline. These samples are spread over about 7 km (see fig. 6).
Only in the eastern side of this investigated region is the basement free from covering
strata. In western direction covering strata increase, so that first the basement is incom-
pletely, then totally covered by residual loam, loess loam and locally by ca!cifcrous
loess. Finally there is a Tertiary cover of glauconitic marine sandy and ri2y layers. In
the same direction the height of terrain diminishes from 200 m to 65 above sea level.
The chemical datas are given on figure 6.
Fig. 3a - Analyses of groundwaters from shales in the Velbert Region. Trilinear
diagram in epm-%.
The increase of mineralisation can be described in terms of the total concentration
(epm), total hardness and carbonate hardness. So clear development is observed on
sulfates, nitrates and chlorides. It is seen that the karst water is only increasing in alkali
earths and HC.03-inns step by step. Therefore the increased mineraiisation can be
explained by the original quantity of free carbon dioxide contained in the water.
Carbon dioxide gase can, however, be dissolved in the bio-active zone of the covering
stratas. while rain water is percolating. On the other hand the total of the primarily
dissolved carbon dioxide can be considered as a index of the biological activity of the
soils in the given catchment area. Consequently in the columns 1-3 figure 6 there are
calculated the quantities which are necessary for the solution of carbonates and for the
677

Fig. 3b - Analysis of groundwaters from shales in the Velbert region. Diagram
showing the total concentration (in epm) and the individual one of Ca+ Mg and
HCO (in epm-yJ.
678

0:1 u9 #:1 ID:l
4
' I ;
Y--
T # e to ri 12 Q M II
_IC PPm*"
Pig. 4 - Concentrations of Ca++ and Mg" and Ca-Mg-ratio. Karst spring-water from
WÜlfrath/Velbert region.

jl=
I *
+* .
++++ /*
i
l
2
+
/ *
/
+
++* C.
t + 8
++*
++
$:
++
Fig. 5 -Total hardness (GH), carbonate hardness (KH) (in German degrees -=Od)
in relation to Ca*- and Mg*- concentration. Karst spring-water Wiilfrath/Velbert
region.
680
.

68 1

682
I l i
I
P
.- M
u
o"
c
,

COZ-HC03-equilibrium. Usually in the hydrochemical literature it is stated that Mg-
HCO3 ions are stable in solution without the presence of free equilibrium carbon
dioxide.
In the column 1 the whole carbonate hardness is calculated as hardness of calcium.
In the column 2 the free carbon dioxide only refers to calcium equivalents. By the
figures in brackets it is stated that the calcium equivalents are higher than the hydrogen-
carbonate equivalents. In the third column calcium and magnesium are distributed in
real proportions to carbonate hardness.
All columns show that the primary content of free carbon dioxide increases from
East to West, totally for about 50% of the Eastern data. This increase is adequate to
differentiate between covering stratas of the basement, like blown sands, residual
loam, loess loam, loes and finally to the Tertiary cover. This connection can only be
reduced to the different soil types and their biological activities.
5. GROUND-WATER OF KARSTIFICATED LIMESTONES UNDER COMPLETE TERTIARY COVER
In the western part of the Velbert region, i.e. the marginal blocks bordering the
Tertiary basin of Lower Rhine area, the basement is completely covered by marine
glauconitic sandy ans silty layers. Limestones and neighboured shales have here no
connection with the surface hydrostatis base level. Yet, in this position deeper ground-
water is found, which shows characteristic chemical difierences: (see fig. 6, sample 9).
- The Ca-Mg-content is clearly lower
- The epm-value of HC03 is as high or higher than that of alkali earths
- The content of anions is the of the same orders in the neighbourhood
- The epm-value of alkali reaches 40% of the total equivalents per million
- In contrast to normal limestone waters this waters has low content of free dissolved
oxygen; the content of nitrates is less: in some cases ammonia nitrogen, iron and
mangenese are dissolved.
This water can be explained by cation-exchange and reduction of some anions,
while passing the marin glauconitic layers. Any influence of deeper salty water seems
impossible.
6. CONCLUSIONS
An example is given of the chemical behaviour of karst ground-waters of temperate
zones. The chemistry of these groundwaters depends on the geological conditions in the
catchment area, mainly on the covering stratas and their biological activity. Furthermore,
the quality of water is very homogeneous. The fluctuations of concentration
cannot simply be explained by mixing with other waters, which flow into the limestone
aquifers. Some remarks are given to local and regional behaviour and to the utilization
of the Ca-Mg-ratio in temperate regions.
683

SUMMARY
ON THE TYPES OF TUFA-DEPOSITING WATERS
AND ON THE CORROSION INTENSITY
IN THE NORTH-WESTERN DINARIC KARST
Ivan GAMS
(Yougoslavic)
On the basis of hydrochemical measurements it is stated that in the karstic rivers
Krka in Lower Carniola(S1ovenia) and in Plitvica Lakes (Croatia) tufa deposition occurs
after affluents of broocks rich in MgO, in Krka below Knin (Dalmatia) rich in SOa.
Absence of transported coars load and some other factors are also needed. Karstic
springs in Slovenia, which deposit tufa, are rich in Ca0 or CaO+MgO or in other
minerals.
For drainage areas in Slovene Karst the corrosion intensity is calculated on the basis
of formule Z = 4 E T/100 (I = rocks in solution In mS/kmz/year, E = runoff in dm,
T = rocks in solution in mg/l in the rivers. The highest corrosion intensity in Slovenia
occurs on the carbonate sediments with high runoff and covered with soil, The differ-
rences in corrosion intensity in some river basins are explained with geological compo-
sition, vegetation, soil, precipitations and land use. Some drainage areas in SO Dinaric
Karst are dealt with to make a comparison.
Tufa deposits and corrosion intensity in the Dinaric Karst are extensive and complicated
themes. In such a short report I was able to stress only some results of explorations
carried out with hydrochemical measurements. As my measurements are not
yet completed, this report is only preliminary. Its main purpose is to promote the systematic
and collective research of these two themes. The classical Dinaric Karst is the
largest Karst area in Europe. These results are therefore of special interest.
The hydrochemical causes of tufa deposits, presented here as the only one, do not
exclude other causes described in the Yugoslav literature especially by 2. PavletiC
(1955, 1960) and in the older foreign literature mainly by S. Prat (1962). As the tufadepositing
waters have special hydrochemical characteristics, the opinions of J. CvijiC
(1962) and of H. Ivekovif (1958, p. 264), that the biologica1 factors have a secondary
importance, seems to be justified. Biological factors were dealt with especially by Prevalek
(1925, 1953, 1955).
There are more than a hundred smaller or bigger tufa-depositing brooks in Slovenia.
Yet the amount of the tufa masses is relatively small. As in the last glacial epoch, a
glacial or periglacial climate prevailed, the tufa masses are mostly of postwiirmian age.
By means of hydrochemical measurements the tufa-depositing waters can be divided
into the following types.
I. Karst springs in organogenic limestone with enormously high calcium hardness.
The tufa in the greatest quarry of Slovenia at Jezersko (Kamnik Alps) has been deposited
by a spring from coral reef limestone in Mt. Virnikov Grintovec (1,654 m.). On
10 June 1963 thecalcium hardness of 14.3"GD (GermanDegrees. 1"GD = 1.79 French
degrees, 1.25 English degrees, 1 .O4 American degrees) were measured. Immediately
after springing the waters of this type deposit tufa in form of terraces.
II. Tufa-depositing waters with high Mg content:
(p) Springs which deposit tufa immediately after appearing on the surface, have usually
more than 43 % of total hardness in the form of Mg hardness. In Slovenia, waters
of this kind are the most numerous among tufa-depositing waters. The brooks
often occur in groups, and deposit tufa on the slopes. The greatest part of dolomites
from which tufa-depositing waters rise, are of triassic age. The greatest tufa accumulations
are in the triassic dolomite belt between the villages StiCna and Sentnipert in
684

the transitional territory from Posavski hribì to Dinaric Karst in lowland Slovenia
(Lower Carniola). The main tufa accumulations can be found in Dedni dol, Kosca,
Izerk and Sp. Draga. The total hardness of these waters is 16.0-17.1, carbon. hardness
15.1-15.9, Ca hardness 8.0-9.4 and M g hardness 7.7-8.0'GD. On Triassic dolomite tufa
depositions also occur at the village Gozd (Trebeljno), in the canyon IHki Vintgar, in
the eastern Karawanke (Razbor, Mezica), etc.
(b) After the confluence of two streams of high Mg hardness, the tufa deposits even
occur if the dolomite hardness in the miced water is as low as 30% of the total hardness
Experiments have shown that added Mg in small quantities checks the precipitation of
carbonates (Roques, 1964). But Natur shows that in mixing waters with high Mg
content the soluted carbonates get instable.
The causes for this phenomenon are not yet known. But the solution of this question
is economically important with a view to preventing tufa deposits in water pipes and
water channels. The accumulation of tufa in the Cave KriZna jama with the mossless 22
lakes proves that mosses are very little blame for tufa formation. In that cave, tufa
deposits occur only after the confluence of the two brooks coming from a dolomite
tract and containing much Mg. On 25 September 1964 their hardness was:
Water temperature
Hardness in "GD
-
in Oc Carbon Total Ca0 MgO
Matja5ev rov 8.6 12.9 13.4 8.1 5.3
Blatni rov 9.4 12.5 14.1 8.0 6.1
The most famous Slovene river with tufa barriers, causing 2 m. high cascades, is
the Krka in Lower Carniola. But the travertin deposits exist only in some stretches of
the upper course of the river. Our study (Gams, 1962) has found the following causes of
the deposits: total hardness over 1 I'GD, Mg hardness in summer more than 31 % of
the total hardness, absence of solid bed load. The flow on the alluvia hinders the tufa
depositing. Each of the three mentioned reasons may suffice, if strong enough. In the
upper course of the JSrka, tufa occurs after the Krka is joined by three tributaries: the
surface rivulet ViHnjica and the two karst springs Virje and Izer. But the deposits in
the river begin as far as several hundred metres or even 1-2 km. downstream.
The same holds at the Plitvice Lakes which are the most famous tufa lakes in Yugos-
lavia. All their tributaries have high Mg content. After the confluence of Bijela and
Crna Rijeka, the stream Malica is running on alluvions, which hinders the tufa depo-
siting. The solid river transport also precludes tufa formations, and this material has
even destroyed existent tufa barriers (RogliC, 1962). The hydrochemical composition
of the Plitvice Lakes has been published by H. Ivekovik (1952). My own analysis of the
tributaries on 1 July 1963 has given the following figures for low water in summer.
(See table page 000)
Tufa formations in the lakes are mainly due to the confluence of the Crna Rijeka,
Bijela Rijeka and Suganjski potok (2 km downstream of it are the main dams of ProS-
Eansko jezero) and the couñuence of the Rijeka (2 km downstream of it are the main
barriers at the end of Kozjak Lake). With relative low dolomite content the tributary
Plitvica has not a great influence on tufa depositing and, actually, soon after the con-
fluence the tufa deposits in the Korana diminishes. So the Lakes have been wrongly
named after the Plitvica brook.
685

% of the
Water Hardness in 'GD total hard-
temperature -- ness in form
in Oc Carbon Total Cao MgO of Mghard-
ness
~~ ~ ~ ~~ ~ ~~
Crna Rijeka 21.4 13.6 14.2 7.9 6.3 44
Bijela Rijeka 21.5 13.6 14.0 7.8 6.2 44
Matica 22.5 13.2 13.6 8.4 5.2 38
SuSanjski potok
Krmeca potok
21.5
21.4
14.3
13.7
15.0
14.4
8.4
7.8
6.6
6.5
44
46
Gradinsko jezero 22.2 10.5 10.8 6.4 4.4 41
RijeEica 21.4 15.1 15.3 8.3 7.3 46
Kozjak, end of the
Lake
Plitvica, water-fall
Korana at the end
21.2
29.6
11.8
12.0
12.1
12.8
7.1 5.0
7.4 5.4
40
42
of the barriers 29.6 10.1 10.6 5.8 4.8 45
According to the published data the river Pliva belongs to another type of tufa-
depositing water. Its tributary Janja, arriving from dolomite has great influence on the
tufa deposits in the Pliva (Kanaet, 1959).
III. Tufa-depositing water with high content of so3. The river Krka (of Skradin)
upstream of Knin and its tributaries have hydrochemical conditions for tufa formation,
but the solid river load prevents it. The Veliki buk dam is an example of recent des-
troying of older tufa formations, by increased solid river load caused by deforestation
and soil erosion.
The analysis of 18 July 1963 at middle water level gave the following figures:
Water temperature
in "C
Hardness in "GD
Carbon. Total Ca0 MgO
~ ~ ~~ ~~~ ~~ ~ ~~ ~
ButiSnica at Knin 15.5 9.2 29.1 23.2 5.9
Krka at Knin 13.8 10.2 12.4 9.2 3.2
Cikola at DrniS - 8.7 12.8 11.1 1.7
Krka at Skradinski buk - 8.3 11.7 9.7 2.0
The main factor for the tufa dams in Krka is the confluence of the upper Krka with
ButiHnica brook which has anomalous total and calcium hardness. This high value is
because of its high concentration of sos. At the village of Luke immediately before the
first dam in the lower course of the Krka, before the BiluSiC buk the Krka water contained
on 18 July 1963:
Sioz - 1.2 mg/l
SO3 - 119.7 mg/l
(This analysis was made in the Institute for Analytic Chemistry of the University in
Ljubljana by Dr. Milan Dular.)
IV. Some tufa-depositing brooks in the Slovene mountains have low total and also Mg
hardness. Such a brook in BaSka grapa has the total hardness of 8.2-10.4"GD, dolomite
hardness of 0.8-2.6'GD. Similar are some brooks on the southern slope of Mt. Manos
and Mt. HrugCica running on breccie. The hydrochemical causes are not yet known.
Here, the tufa masses are insignificant.

Corrosion intensity is shown in table I for larger drainage areas, for which more
certain hydrological data are known. The basis for calculating the annual amount of
rocks in solution per square kilometre is the measurement of total and Ca and M g hard-
ness (with different weight of soluted minerals comprised in I'GD). On some rivers
my own measurements are few and all are undertaken at low water in summer. But
the monthly measurements of the Ljubljanica river in the last four years have offered a
criterion for the evaluation of the single measurements. The annual moving of the total
hardness of the river Ljubljanica reaches the annual average value in July (ii.S0GD).
The mean total hardness of high water is 10.1'GD. At water level which at an average
lasts 3 months per annum, 36% of the annual water mass flows off. At increased water
level mainly in winter and springs, the total hardness falls. This is, up to a certain level
of the rising water, not the case in autumn.
If the same relation between Ca and M g carbonate hardness remains, the total
hardness of the total water masses of Ljubljanica due to the run-off is nearly 5 % lower
than the mean annual hardness. The reduction of the mean total hardness for the river
Sava upstream from Ljubljana at summer middle water stage amounts to nearly 30%.
The results for the Ljubljanica are applied to the karst streams, and the results for
the Sava are applied to the surface streams (Sota, aka, Kolpa, Neretva, etc.).
The difference of total hardness of the rivers are mainly due to the soil and vegeta-
tion cover and to the petrographical composition. In the barren Karst above the tree-
line in the Julian Alps, the total hardness of 3-5'GD prevails. The thickest soil cover
of the Yugoslav Dinaric Karst is in southern Istria where the hardness amounts to
20"GD (cams, 1963). On dolomites and dolomitized limestones higher hardness occurs
than on pure limestone. In lower Carniola the rocks on dolomites have 14-18'GD of
the total hardness.
The annual amount of solved carbonate rocks per square kilometre of the drainage
area cannot be exactly defined because of the poor data available as to the run-off, size
of the drainage area of karstic rivers, etc. and because of the in sufficient number of
hydrochemical measurements. Notwithstanding, we may compare the drainage areas
amongst themselves.
Sources of the data in the columns:
2.4 and 5 - power sources of Yugoslavia. Beograd 1956.
2 - F. Bidovec, Die empirischen Formeln für die Berechnung des Durchflusses
im Vergleich mit dem tatschlichen Wassermengen der Flüsse im
Alpengebiet Sloveniens. VI. Internationale Tagung für Alpine Meteorologie,
Rled, Jugoslawien 1960.
12 - Accordipg to the formula: S = 4 E S/100 (S = rocks in solution in
m3/km2 of the drainage area, E = mean runoff of the precipitations in
dm, T = rocks in solution m3/km2 of the drainage area).
It is clear that locally within each drainage area great divergences in the corrosion
intensity occur. They are due to the different petrographical composition, vegetation,
soil cover, land use, kind of vertical water circulation, amount of underground caverns
where because of dripstone sedimentation the hardness ofthe dripping water diminishes,
etc. But this local factor forms the mean corrosion at the total drainage area and the
mutual comparison of the results relating to the drainage areas is justified. As in all
drainage areas of the Dinaric Karst, carbonate rocks prevail, the differences in the
corrosion intensity, as figured in table i, are due mainly to the amount of annual
precipitations to vegetation and soil cover. The Montenegrin-Hercegovian littoral
mountains receive up to 5,000 mm precipitations annually but the total hardness of the
rivers at the summer low water is usually 8-9"GD. owing to the bare karst surface. On
687

the other side of the Dinaric Karst, Trnovski gozd (Trnovo forest) has only 3,000 mm,
of the precipitations per year and is widely covered with soil and throughout bosky.
Therefore the source of the river Indrijca has a run-off of nearly 100 I/sec/kma
l/sec/km2 and the measurements have even in the winter stated a total hardness of at
least 8'GD. The annual corrosion intensity amounts more than 139 m3 of rocks in
solution per square kilometre. It seems that in the prealpine area (the drainage areas
of Sota, Idrijca, HotederStica, etc.) the greatest corrosion occurs. The summit tract of
Mt. Orjen (with 5,000 mm of precipitations and the run-off coefficient of 85 %) on bare
ground the corrosion intensity would reach the same value as in the above-mentioned
prealpine area, if the total hardness amounted to 7.8'GD.
TABLE
Mean runoff Precipitations Mean runoff
River station Drainage area 1/sec/km2 in mm coefficient in
in km2 %
Ljubljanica-Ljubljana
1 2 3 4 5
-
Krka - PodboTje 2,137 27.8
Sava - Ljubljana 44
SoCa - Kobarid 450 82.3
Sota - Solkan 2,550 2,030 0.87
Mirna - mouth 560 1,080 0.80
Notranjska reka - Skocjan 1,000 1,480 0.65
Idrija - Podroteja 104
Kolpa - Petrinja 404 67.5
Dobra - mouth 1,600 O. 7
Mreinica - mouth 1,500 0.1
Korana - mouth 1.400 0.7
Lika-ponor 1
Gorka - ponor
2,400
Krka - mouth at Skradin 2,250
Zrmanja - mouth 780
Neretva with the TrebiSnjica
688
31
1,530 0.45
1,260 0.55
1,390 0.66
1,580 O. 65

Mean hardness at measurements in "GD
Mean runoff Number Weight of Rocks in
of precip- of hydro- solved rocks solution
itations chemical mg/l of the m3/km2/
in mm measure- Total Calcium Magnesium total water year
ments masses
6 7 8 9 10 Il 12
9.8 70 11.5 8.4 3.1 186 73
8.8 11.7 10.0 1.7 200 70
13.8 12 8.4 5.8 2.6 132 73
25.8 6 6.7 5.4 1.3 108 111
17.6 5 7.2 6.0 1.2 116 82
8.64 1 13.7 235 79
9.6 13 9.0 7.3 1.7 166.2 63.7
mors 25.0 10 8.8 6.1 2.7 139 more 139
21.3 2 8.4 5.6 2.8 133 113
11.2 1 10.2 6.9 3.3 166 74
10.5 1 9.7 7.0 2.8 160 67.2
1 10.0 7.1 2.9 164 56
6.9 2 11.1 8.8 2.3 168 46
9.8 1 11.7 9.8 1.9 192 75
9.17 1 9.4 1.4 2.0 153 56
10.2 1 9.0 150 61
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