5.Internationaler Kongress für Speläologie. Abhandlungen. Band 5: Sektion, Hydrologie des Karstes


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5.Internationaler Kongress  für Speläologie. Abhandlungen. Band 5: Sektion, Hydrologie des Karstes

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Title:
5.Internationaler Kongress für Speläologie. Abhandlungen. Band 5: Sektion, Hydrologie des Karstes
Creator:
International Speleological Congress
Publisher:
International Union of Speleology
Publication Date:
Physical Description:
1 online resource

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Subjects / Keywords:
Speleology ( lcsh )
Caves ( lcsh )
Karst ( lcsh )
Genre:
Conference papers and proceedings

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University of South Florida
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K26-05619 ( USFLDC DOI )
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Verband der Deutschen Höhlenund Karstforscher e.V., München SMEBWflïlON flLER^STUÏÏEflRI KONGRESS FURBHÜH SPELÄOLOGIE ABHANDLONGEN Sektion Hydrologie des Karstes In Kommission bei der Fr. Mangold’schen Buchhandlung, Blaubeuren V. Int. Kongr. Speläologie Stuttgart 1969, Abh. Bd. 5 München 1969

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Gedruckt »it Zuschüssen des Bundesmfnisteriuis für Bildung und Wissenschaft in Bonn, des Kultus»inisten'uis Baden. Württemberg in Stuttgart und der Vorarlberger Landesregierung in Bregenz. Herausgeber: Verband der deutschen Höhlen, und Karstforscher e. V.,, München. Geschäftsstelle: D 744 Nürtingen, Eschenweg 3. Schreibarbeiten und 2 0 Korrektur: Übersetzungsbüro G. UPPENBRINK, D 7o15 Korntal. 1. Korrektur: Ho BINDER, K» E. B.EICH, K. DOßAT, F. FUCHS, A. GERSTENHAUER, 0. KOEDER, D. LICHTENSTEIN, G. NAGEL, K.-H« PFEFFER, E. WARTTMANN. Druck: ELMAR WEILER, D 7o21 Musberg.

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Band 5 Hydrologie des Karstes Inhaltsverzeichnis Contents Table des Matières 1. BILAZS, 0.: Untersuchung der Karstquellen ln der Indonesischen Inselwelt Hy 1 2. SARVARY, I.: Flowing Velocity of the Karstic " "-Waters Hy 2 3. BROWN, M. C. Í WIGLEY, T. M. L: Sinultaneous Tracing and Gauging to Detemine Water B udgets in Inaccessible Karst Aquifers Hy 3 4. AYGEN, T.: LMeportance de l'hydrologie karstique en Turquie Hy 4 5„ MISTARDIS, G„ G.: Investigation upon Subearine and Coastal Springs in South Greece Hy 5 6. Q10SCH0PF, P.: Karsthydrographische Probleœe der Schwäbischen Alb Hy 6 7. BOZICEVIC, S.: Examples of Possibilities to Exploit Waters fro« Spéléologie Sites for the Water Supply .. Hy 7 8. ASHTON, K.: The Present Position of the Theory and Technique of Pulse Wave Hydrology Hy 8 9. SALVAYRE, H.: Etude comparée des hydrograwes de tarissaient aux résurgences de la sorgues, de la vis et de l ' è sperelle Hy 9 To. CSEKÖ, A. K.: Low-level Radioactivity Teleietering Arrangeient for Monitoring of Therial Karstic Water . Hy 1o 11. BALBl A NO D'ARAMENGO, C.: Possibilité de différer l'analyse des fluocapteurs dans les expériences avec fluoréscéine coime traceur Hy 11 12. MALINAR, H.: Appearence of the Noxious Gases in soie Caves in Croatia Hy 12 13. FLANDRIN, J. j PALOC, H.: Etude d'une source de karst: La fontaine de Vaucluse (France) Hy 13 14. GADOROS, M.: Ober die Wasserbewegung ii Tiefen Karst Hy 14 15. GADOROS, M. : Eine interessante Karstquelle ait lauei Wasser und einen Saughebersystei Hy 15 16. STRAYLE, G.: Untersuchungen an Karstwasserhaushalt der Schwäbischen Alb Hy 16 17. ERASO, A.: La insaturacion del agua en la zona freática del karst y sus fundaaentos tenodina«icos .. Hy 17 18. UZUNOVIC, 0.: H ydrologische Probleie in Unactal und Ergebnisse der speiäologisehen und hyd-ologisehen Untersuchuigen Hy 18 19. VILLINGER, E. : Beziehungen zwischen den Quellen und Trockentälern ii Seichten und Tiefen Karst der Schwäbischen Alb Hy 19 20. BÖGLI, A. : Pol)en als karsthydrographische Regelfaktoren Hy 2o 21. DENES, G.: Karsthydrologische Untersuchungen an de« Ostflügel des Aggteleker Karstgebietes Hy 21 22. .’l.A.B^AÄMMMPOB.r.H.rMrMHEPIlUBM.nM KAPCTOBbiE BOAbi TOPHbiX 06,1ACTEH (HA flPHMEFE BO.TblllOrO HABKA3A ) Hy 22

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Hy 1/1 Untersuchung; der Karstquellen in der Indonesischen Inselwelt DÉNES BALAZS (Erdliget / Ungarn) Summary: A Study sf the Karst Springs in the Indonesian Archipelago. The writer of the present paper visited, in the years 1964-65, a number of karst regions of the Indo¬ nesian Archipelago and regularly studied their waters troughout their circulation within the karst block. The chemical analyses have repeatedly confirmed the earlier statement that the hardness of the tropical karst waters is lower than found in regions of colder climate. The average carbonate hardness of the Indo¬ nesian karst springs studied was found to equal 1C, 3 s of German hardness scale, while in the karst regions of Hungary this figure proved to be 17,9°. Despite this fact, in tropical Indonesia the destruction of karst surface by dissolution is a quicker process, as both amount and coefficient of runoff of precipitations are substantially higher than in Hungary. Résumé: Etude des sources karstiques de l'Archipel Indonésien. L'auteur de la présente note a visité en 1964/65 de nombreuses réglons karstiques dans le domain de l'Archipel Indonésien et a étudié réguliêrement les eaux karstiques. Les analyes.chimiques confirmed d'une manière réitérée la conclusion triée auparavant notamment que la dureté des eaux karstiques tropicanes est Inférieure aux valeurs qu'on peut observer dans des régions d'un climat plus froid.Peur la dureté carbonatique moyenne des sources karstiques étudiées de l'Indonésie on a obtenu une valeur de 1C,3® suivant la classification allemande, tandis que la moyenne obtenue pour les réglons karstiques de Hongria était de 17,9 e . Malgré ce fait, dans le domain de l'Indonésie tropicale la destruction des surfaces karstiques par la dissolution est un processus plus rapid, car la quantité des précipitations aussi bien que le coefficient de leur écoulement sont sonsidérablement plus grands qu'en Hongrie. Während meiner Studienreise in Indonesien hatte ich die Gelegenheit im Jahre 1964/65, die unter verschie¬ denen Verhältnissen vorkommenden Wässer (die verschiedenen Cberflächenwässer der Karstlandschaft, zeitweilige Flutwässer, Sickerwässer, usw.) ln mehreren Karstgebieten des Archipels (Java, Sulawesi, Sumatra, MalukuI n s e l n » etc.) gleich an Ort und Stelle durch chemische Analysen zu untersuchen. Somit erhielt ich Angaben Uber den voll¬ ständigen Lösungsvorgang des Niederschlagswassers vom Abfall des Niederschlags an, einschließlich bis zum Zutage¬ treten der Quellenwässer. In diesem Referat beschäftige ich mich nur mit dem Erfolgen der chemischen Analysen von Karstquellen, da diese die wichtigsten Angaben für das Studium der Karstdenudation liefern. Klimatische Faktoren Ehe man auf die Besprechung der Dynamik und der chemischen Beschaffenheiten der Karstwässer eingeht, ist es notwendig, über die klimatischen Faktoren der untersuchten Gebiete, vor allem über ihre Niederschlagsverhält¬ nisse, eine kurze Auskunft zu geben. Die bisher besprochenen Gebiete befinden sich in der südlichen Hemisphäre» zwischen 0 und 10® südlicher Breite. In dieser tropischen Inselwelt ist der Niederschlag überall reichlich (von 1 000 bis 4 000 mm pro Jahr). Die Jahresvertei l u n g des Niederschlages wird durch das wegen der beiden benachbarten Kontinente auftretende M®nsun-Windsystem gebrandmarkt. Insbesondere ist die Wirkung des australischen Monsuns stark; im Ü-Teil von Java, im S-Teil der Sulawesi und auf den Klein-Sunda-Inseln tritt wegen der Saisonalität des Niederschlags eine charak¬ teristische Trockenperiode (vom Juni bis Oktober) und eine ni e d erschlagsreiche Regenperiode (vom November bis Mai) auf.

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Hy 1/2 Bei der Prüfung der chenil sehen Beschaffenheiten der Karstwässer darf, außer der Evidenz der Niederschlags¬ mengen, auch die Dynamik des Abfallens des .Niederschlags nicht vernachlässigt werden. Ungefähr 3/4 Teil des ge¬ samten Jahresniederschlags fällt in Farm von kurzdauernden, heftigen Regenschauern, Gewittern ab, was in der Gestaltung der karstischen Oberfläche, in der Entwicklung der eigentümlichen trepisehen Karstfermen eine gr«ße Relie spielt. Gewitter mit einer Niederschlagsmenge von 100 bis 150 mm kennen jedes Jahr vor, die absaluten Ni e d erschlagsmaxi m a pre 24 Stunden-überschreiten in längeren Perieden ssgar 200 bis 30C mm. liegen Mangel s , an Beebachtungen besitzen wir keine Durehschni ttsangabe darüber, wie greß in den trepi sehen Karsten Indonesiens der Koeffizient des Oberfl.ächenabf lusses ist, dach ist auf Grund der obigen Ausführungen zu vermuten, daß er wesentlich größer ist als,unter einem gemäßigten Klima. Der Gesamtabfluß Oberflächenund unterirdischer Abfluß dürfte im Jahresdurchschnitt 25 bis 40 % ausmaehen, aber bei manchen Wolkenbrüchen kann ssgar 40 bis 50 % überschra t en. Der ins unterirdische hydrsgraphische System der Karste geratene Niedersehlags¬ anteil wird auf 25-35 | geschätzt, doch in Abhängigkeit der Niederschlagsverhältnisse, der geologischen Beschaf¬ fenheiten, der Vegetation usw. weisen diese Angaben selbst innerhalb eines konkreten Raumes eine sehr große Streuung auf. Infolge der geographischen Lage ist die Temperatu r hach, sie bezogen auf das Heeresniveau macht im Jahresdurchschnitt 26®C.aus.und , die Temperaturschwankungen innerhalb eines Jahres sind verhältnismäßig beschränkt. Die Amplitude zwischen der Durehschnittstemperatur des wärmsten und des kältesten Monats beträgt 1-2®C. Die Ta¬ gesschwankungen der Temperaturen machen 8 bis 15*0 aus. Durehschnittswert der relativen Luftfeuchtigkeit: 72 bis 82 t Untersuchungen der Quellenwässer Für die meisten Karstgebiete Indonesiens 1st charakteristisch, daß ihr hydrographisches System ziemlich große Mengen (die nicht vernachlässigt werden dürfen) v®n aus nicht karstischen Gebieten stammenden exogenen Wässern auffängt. ( I n ungarischer Fachliteratur bezeichnet man dieses Wasser "/yG/l”. ) Selbstverständlich stammt der größte Teil der in.dem unterirdisehen Raum sich bewegenden Wassermenge von dem auf die Karstoberfläche fallenden,Niederschlag, teils durch Versickerung (ot. Typus), teils durch effene Wasserschlingen ( ß/2. Typus). Der im Inneren des Karstes konzentrierte Wasserlauf und selbst die Karstquellen stellen also die Mischung von diesen drei, voneinander abweichenden chemischen Beschaffenheiten besitzenden Wassermassen dar. Die chemischen Parameter der Karstquellen werden durch den vorwiegenden Wassertypus bestimmt . Die wichtigste chemische Beschaffenheit der Quellen die Härte weist bei kleinen Quellen sehr große Unterschiede (6 23® deutsche Härte) auf» (Siehe Tabelle) In den größeren Quellen sind diese lekalen Unter¬ schiede ausgeglichen und die in Tabelle 2 vergel egten 9 größten Quellen die mehr als 90 ^ der Gesamtschüttung der untersuchten 39 Quellen ausmachen zeigen schon die Schwankungen nur zwischen 9,2° und 12,5* dH, im Durch¬ schnitt 10,3® dH (185 mg/1 gelöste CaCOj). Die Abweichungen vom Durchschnitt sind hier ver allem durch die Verhältnisse der Karstwässer oi und /3 bestimmt, da in den untersuchten Gebieten die Unterschiede im Klima, in Geelegie, Beden, Vegetation, usw. verhältnismäßig gering sind. Natürlich müssen wir die saisenmäßigen Schwankun¬ gen (Regenund Treckenperieden) auch hier in Betracht nehmen, ebenso, wie man auch von den eventuellen unge¬ wöhnlich großen Niederschlagsmengen nicht absehen darf. In den untersuchten indsnesisehen Karstgebieten ist die durchschnittliche Hydrekarbenat-Ienen-Kenzentrati e n der Quellen etwas höher als die von den anderen tropischen Karstgebieten stammenden Angaben. Vergleicht man die von den indonesischen Karstgebieten abfließenden Karstwässer mit den Angaben der gemäßigten Zone, so erweisen sich die ersteren weicher als die letzteren. Das gewogene Mittel von mehreren Hunderten von Analysen der 6? Quel¬ len der fünf größten Karstgebiete Ungarns ergab einen Wert von 17,9® dH (319 mg/1 CaCC^). Demgegenüber erwies sich die Härte der in verschiedenen Karstgebieten Mitteleuropas bemusterten Karstquellen 12 13® dH (210-230 mg/l CaCO]). Diese vom Verfasser in den Jahren 1956-1962 bemusterten Karstwässer von Skandinavien bis Spanien sind im Durch¬ schnitt als® wesentlich weicher als die ungarischen und stehen den tropischen Karstwässern näher» Innerhalb der Gesamthärte hängt der.Anteil an Ca *''' und Mg** vom lithelegisehen Bau des gegebenen jeweiligen Karstgebietes, d. h. , vom Verhältnis der Delemitfazies zum reinen Kalkstein ab. In Indonesien beträgt die Ca*"'Härte der untersuchten Quellen im Durchschnitt 8,7* dH, die Mg + *-Härte ist nur 1,6* dH. Das Ca/Hg-Verhältnis ist als® 5,4 : 1» In Ungarn haben wir genau dieselben Werte.

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Hy 1/3 Die chemisehe Analyse der Karstquellen gibt den Ge®raerphelegen Auskunft Uber die Frage bezüglich der Intensität.der chemischen Karstdenudation (ein Teil der Gesamt-Denudatien) in dem tropischen Indonesien. Auf Grund der Vergleichung der untersuchten vier größeren Karstgebiete Indonesiens haben wir das Ergebnis erhalten, daß die chemische Erosion von den Karstgebieten jährlich eine ca. C,Ü8 bis 0,09 mm dichte Kalk¬ steinschicht abträgt. Zur gleichen Zeit in Ungarn erreicht die durch Auflösung bedingte Karstdenudation nur 0,02 mm pro Jahr. Die Ursache dieses Unterschiedes liegt vor allem darin, daß in den erwähnten Karst¬ gebieten Indonesiens die Durchsehnittsmenge des Jahresniederschlages ca. 2 400 mm erreicht, während in den ungarischen Karstgebieten sie sieh nur um 650 mm bewegt. Der Koeffizient des Abflusses ist in Indonesien auch weit mehr al s in Ungarn. Das Studium der indsnesisehen Karstwässer zeugt auch davon, daß die chemische Erosion (d.h. Korrosion) an der Gestaltung des morphologischen .811 des der Karstgebiete nicht allein beteiligt ist, sondern daß die mechanische Erosion durch Flutwasser auch hier wie bei anderen Gesteinen von entscheidender Bedeutung ist . Obwohl hierfür keine so exakten Berechnungen vorliegen, wie es bei den Lösungsvorgängen der Fall ist, doch anhand der bisherigen Beobachtungen dürfte der Beitrag der Cberflächen-Flutwässer zur Denudation der verkarsteten Oberflächen Indonesiens etwa auf 0,2 bis 0,4 mm pro .Jahr geschätzt werden.

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Angaben der untersuchten Karstquellen Indonesiens Tabelle 1 No. Datum Name der Quelle Lage der Quelle Höhe ü. M., m Temperatur d. Wassers °C Schüttung 1 i t er/min (über 1000 pH Chemische Untersuchungen Ca ++ mg/l Hg** mg/l Karbonat-Härte lit in m^) mg/l d.H.® 101 2.12.1964 Gadjah-Q. 3E Dorf Luit, Kalapanunggal , W-Java 300 24,3 100 7 104,4 13,314,1 17,6 106 3.12.1964 Slgunung-Q. N Dorf Sileuwi, Kalapanung¬ gal 3CC 25,2 90 . 6,9 118,2 8,7 321,18,6 107 3.12.1964 Tjikolo-Q. Im Dorf Lulut, Kal apanunggal 225 25,60 m 3 6,9 74,3 9,1 223,1 12,5 142 3.12.1964 Tetarata-Q. 3 km NE vom Dorf Si 1 euwi (Kalapanunggal ) .. 330 27,6 60 7,63,6 10,1 200,8 11,3 140 3.12.1964 Tjikatemas l.Q. 0,5 km N vom Dorf Tjikatemas, Kalapanunggal . 390 23,4 30C 6,8 55,8 11,3 185,5 10,4 141 3.12.1964 Tjfkatamas ll.Q. 3 km N vom Dorf Tjikatemas, Kalapanunggal 380 25,80 7,107,9 7,4 299,9 16,8 201 22.12.1964 Sutji Qe Dorf Semanu, G„ Sewu,Jawa 110 27,200 2,2 105,6 10,4 307,17,2 203 22.12.1964 Pakís Q. 2 km ND vom Dorf Kemadang, G Sewu 160 27,50 7,2 214,2 12,204 25.12.1964 Braon l.(0st)Quelle Bueht von Baron,G.Sewu 1 27,50 m 3 7,1 62,9 7,8 189,6 10,6 205 25.12.1964 Braon ll.(iTest)Quelle Bueht von Baron, G» Sewu , .1 27,300 m 3 7,1 62,8 7.7 189,3 10,6 206 26.12.1964 Grenzeng Q. 2 km N vom Dorf Hule.G.Sewu 165 27,50 7,1 253,4 14,2 207 27.12.1964 Gede-Höhlen-Quelle im Dorf Panggang.G. Sewu 260 25,10 7,2 114,3 3,2 298,16,7 208 29.12.1964 Bedji-Q. 1,5 km NO vom Dorf Parangtritis 150 27,3 500 7,1 269,5 15,1 209 29.12.1964 Blrowatl-Q. 1,5 km N vom Dorf Parangtritis 150 27,3 400 7,1 94,9 10,1 278,5 15,6 301 8.3.1965 Kadokwatu Q. Nusa Barung-lnsel 150 24,4 10 7,2 132,9 19,1 410,5 23,302 11.3.1965 Kedakwatu Q.(n. Regen) Nusa-Barung-Insel 150 24,55 7,1 105,1 11,7 299,8 16,8 304 9.3.1965 Kedokwatu-Höhl enquel 1 e Nusa-Barung-Insel 135 24,4 30 7,35,10,4 128,5 7,2

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Fortsetzung 2 Tabelle 1 Höhe U. Temperatur Schüttung Chemische Untersuchungen No. Datum Name der Quelle Lage der Quelle H. , m des Wassers liter/min pH Ca** Hg** Karbonat-Härte 6 C (über 1000 lit in m^) mg/1 mg/l mg/l d.H.° 305 11.3.1965 Kedokwatu-Höhl enquel 1 e (nach Regen) . Nusa Barung-Insel 135 24,3 150 7,24,3 13,114,2 6,4 401 29.1.1965 Pantjoran l.Q. Süd-Lombok.bei PantjoranSteinbrueh%  110 26,5 50 7,1 117,2 17,8 365,9 20,5 405 31.1.1965 Harte Are Q. Süd-Lombok,2,5 km vom Dorf Kuta 100 27,40 7,3 115,8 30,4 415,9 23,3 508 28.3.1965 Kaluku C. Im Dorf Kaluku, Südwest Sulawesi 5 24,9 200 7,1 166 9,3 501 1.4.1965 Towakkalak l.Q. 2,5 km NO vom Dorf Bantimurong SW-Sulawesi 36 24,2 120 m 3 7,1 57,2 5,2 164,2 9,2 502 4.4.1965 Towakkalak 11 . Q . . 1,5 km NO vom Dorf Bantimurong 11 24,3 4 m^ 7,173,1 9,7 503 1.4.1965 Towakkalak. 1 1 l.Q. 1,5 km NO vom Dorf Bantimurong 11 24,3 30 m 3 7,3 171,3 9,6 504 2.4.1965 Hattampa Q. . 3,5 km N von Stadt Pangkadjene 3 25,2 10 m 3 c 3 D m 7,1 55,8 6,5 166,9,3 505 2.4.1965 Liangkassl Q. 5 km 0 von Stadt Pangkadjene 3 25,7,3 57,2 7,4 173,1 9.7 506 1.4.1965 Pangea Q. Bei Dorf Pangea, 8 km SO von Bantimurong 120 23,3 60 7,52,9 .6,1 157,1 8,8 601 20.4.1965 Sal ober Q. . Ambon, Haluku^lnseln . 2 25,5 C 3 j m 7,34,3 19,1 164,2 9,2 602 22.4.1965 Air Keluar-Q„ 3 km SO von Stadt Ambon, Haiuku-Inseln 110 24,9 300 40,15,2 162,4 9,1 603 26.4.1965 Namenlose Q. 2 km SO von Stadt Ambon, Haluku-Inseln . %  110 25,2 . 8 . 64,3 19,1 237,4 13,3 605 28.4.1965 Basai 1 l . Q . Arabon-Hitu.Maluku-Inseln 200 25,200 52,2 9,1 167,8 9,4 706 9.7.1965 Sangkl Q. 5 km NO von Dorf Patamas . 280 23,6 20 m 3 7,1 53,6 .8,7 169,6 9,5 701 9.7.1965 Kepalaî Air Q. Im Dorf Talang 5 km NNO von Bu o 350 25,6 50 . 67,9 13,9 226,7 12,7 702 10.7.1965 Hai and_i s Q. Im Dorf Sibiluru 280 23,8 800 80,8 13,0 255,2 14,3 704 5.7.1965 Panggang Q. 1 km 0 von Batumandjulur 280 24,5 20 118,6 9,1 333,7 18,7 707 11.7.1965 Sisawah Q. 1 km N von Dorf Sisawah 180 23,5 3 m 3 72,9 13,0 235,5 13,7 708 9.7.1965 TaT'ang Q. Vkm N von'Dorf Ta'lan'g 290 24,2 800 _ 67,9 12,6 221,3 12,4 Durchschnitt 25,9 7,1 59,0 7,0 184,5 10,3

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FLOWING VELOCITY OF T HE KARSTIC "BETA" WATERS Hy„2/i ISTVÂN SÂRVÂRY» Research Engineer (Research Station of Josvafo, Research Institute for Water Resources Development / Hungary) Sunaary ; îhe water of karstie springs Is eeapased of two eesponents. One of then, the so-called æ Âlpha" eoiponent 9 goes towards the spring through sink=holes and large cavities* caves. The other infiltrates down on the open rock surfaces, and goes towards the caves through such seal 1er fractured openings. The paper compares in analogy the flowing velocities in the vicinity of fhe nine-openings and of the caves, and so it gives information to the magnitude of the latter. According to Kessler, the water appearing in the karstie springs is composed of two components. The so-called "Alpha 11 waters run into t h e sink-holes directly after the accumulation of precipitation, or the melting of the snow. They come to the surf again rather quickly, as they go through the eaves and holes of large dimensions. The flowing velocity is so big, that these waters hardly dissolve the rock, the effect of corrosion is insignificant, therefore they appear in the springs as soft waters. They enlarge the caves first of ail with erosion, in the case of floods. On the contrary, the "Beta" component gives the slowly changing basic yield of the spring. This com¬ ponent does not go through the sink-holes, but infiltrates down into the open karstie rock-surfaces till the niveau of the karstie water-table. The cave system gathers together these waters as a drainage system. The "Beta* water enlarges the holes first of all with dissolution (corrosion), therefore the "Beta" water is always hard water, with a relatively high mineral content. The question of flowing velocity of the karstie ground waters is important when the springs are parts of a water supply network and they must have a protective area against pollution. (In this aspect the protection against radioactive materials is a first-rate question). The limit values of flowing velocity of the "Alpha* waters is known from the tracing experiments. We can obtain data to the velocity of the currents in the saves also from meteorological and hydrological measurements. But we have really no d^ta referring to how big the velocity of the "Beta" waters is after going down in a nearly vertical way till the karstie water table which leak through the fractures and liftioklases of the rocks towards the cave openings. In the last years several tracing experiments were made In Hungary in the vicinity of mining operations to determine the flow velocity of the karstie water. It is possible to compare in analogy the flowing velocities developing in the vicinity of caves and mine openings. The natural and the artificial opening sucks down the water from the rocks equally as a drainage system. The difference is, that the mine opening plays this role only for a few years, consequently in the vicinity the increasing flow does not create significant dissolved cavities. The duration of time of the cave is much longer, so the role of dissolution is more important towards the cave holes. But, as it will be clear from the next part, the flowing velocities are so diminutive that the resistance is in a nearly linear relation with the velocity, in this case the through-flowing discharge is roughly propor¬ tional with the cross-sectional area of the breakings and holes in the rock. And the cross-sectional area of the breakings in the Ijthoclases system is many times bigger than the cros^-sectional area of the infrequent larger holes. Therefore in the movement of the "Beta" waters the role of the bigger holes is much less significant than in the case of the "Alpha* waters. It is possible to say that, contrary to the moving of the "Alpha" waters along a line , the movement of the "Beta" waters has a frontal character . One of the field experiments and the data observed : The experiment to be described has been carried out by the Research Institute for Water Resources Develop¬ ment. 80 kg of cheap fluorescein were used as tracer material. The dye was dissolved in the ratio 1:10 in com¬ mercially available ammonia and introduced into the water-bearing formation through a borehole serving originally for Jhe observation of water levels. For ten days thereafter water was filled into the borehole at the rate of 12 m /hour. Samples were retrieved from water that entered the mine at a distance of several hundred metres.

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Hy 2/2 Up to the tine of the analysis the water sanples were preserved in a dark location, to prevent loss of colour. The analysis consisted in comparing the samples in ultra violet light with a set of standard solutions. Using this method the samples containing the dye in excess of 0,01 milligrammes per litre could be selected with absolute reliability. The highest concentration of the dye solution was observed in one of the next mine openings, 4 9 days after the dye had been introduced into the borehole ( Fig. 1 ) . Flow velocity of the dyed water : Wa can calculate the peak flow velocities between the borehole used for feeding and the sampling place with the highest concentration. As a first approximation the dye solution was assumed to have followed a completely straight path and to have moved at a completely uniform velocity between the feeding borehole and the spring in the mine. The distance along this line was: L * 426 metres The length of the period of time between the date of Introduction and the date on which the highest concentration was observed: T « 49 days Using these data the estimated average flow velocity is obtained as: v* 8.7 metres/day . 0.362 roetre/hour It should be obvious at the same time, that at two points around the feeding borehole and in the vicinity of the spring where the dye was first observed the velocity of flow was considerably in excess of the above average value. On the basis of the relative position of the impervious and water bearing formations in the vicinity of the investigation area a simple geometrical approach may be introduced (Fig. 2). Let it be assumed that water starts to flow at the same velocity in every direction once it leaves the lined section of the borehole, while it is filled at the rate of 12 m /hour after the dye solution. In this case the points of identical velocities wi'1'1 be situated on a sphere. The velocity of flow is bound to decrease rapidly as the surface of the sphere increases. At a certain distance from the well the velocity of outflow will be equal to the average flow velocity estimated at 0.362 metre /hour . The front area of the outflowing water volume (the open cross-sectfonal area of rock passages and joints participating in flow) is then !i 1L_ 1 ‘ v '0.362 33 m 2 In the test area a porosity of 0.3% has been observed repeatedly and accepted as an overall average value for the area. Using this value the radius of the half-sphere shown in Fig. 2 may be calculated as: 33 m 2 . fr. 0.003 "S' 40 metres The point of water inrush in the mine, on the other hand, may be nsgarded as a well towards which flow occurs at uniform velocity from all directions. At the distance the entrance velocity will be equal to the average value of 0.362 metres/hour, i.e. flow occurs through a — surface area 2 150 h ' v *0.362 414 m •Ising the foregoing porosity value, the radius of the corresponding half-sphere is 414 m 2 .fr. 0.003 140 metres

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Hy 2/ ; Fig. 1: Variation of fluorescein concentration in the water of the sampling place. Input Fig. 2: Sketch showing the principle of velocity estimation.

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Hy 2/4 The velocities in these ranges aust be taken into consideration when estimating the average flow velocity over the distance between the two high>velocity ranges. For this purpose inforaation is required on the length of the period of time during which water aoved through the high>velocity ranged. In the vi c inity of the fee ding well the velocity of outflow, under the conditions mentioned earlier, h, described in terms of the radius of the sphere by the following expression; V 1 ’ 0.003 1 . ^ * °' 6 4 • 1 ° 3 • ¡2 The tine of residence in the high-velocity range is the sua of the elementary tiae increments: The time of passage is accordingly: dR v 0.64 . 1o^ . -y R R 2 dR t 1 ”T R 2 * 33.4 hours 3A 0 In the vicinity of the point of inrush in the mine a uniformly pervious area of 20 m is assumed in the taper, vious protection layer at the invert of the coal drift. The entire water volume is assumed to enter over this area. The velocity of inflow in terms of the sphere radius is expressed as: v ? 7.95 . 10 3 . ~ R The time of passage is: dR 1 d 2 , D *2 ‘ 7.95 . 10 j . L ' B R Z 0 t -LR 3 7 ' 38 R 140 115 hours The total time spent in the two high-velocity ranges is thus 33.4 * 115.0 = 148.4 hours Deducting from the total time ( 4 9 days 1176 hours ) the above value, the balance is 1027.6 hour s. Dividing by this i : ’!•• +he remaining distance 426 (40 * 140) « 246 metres. The average velocity is obtained as

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Hy 2/5 Il 246 V ’ 1028 0.240 oietre/hour Hcpeating thç entire computation using this value, yields v 1 " « 0.288 metre/hour , while, using v* ^ , the second repitition yields: IV v 0.2265 metre/hour In view of the fact that the magnitude of v hardly differs from that of v , tljiç process of successive approximation may be finished. It may be concluded that velocities higher than v are only at the end sections of the distance under consideration. In another area and in an unconfined karstic aquifer with similar test we could calculate the next limit, values of the flow velocity: maximum 1.97 1.71 metre/hour minimum 0.21 0.14 metre/hour The first values of the maximum and minimum were calculated with 2.5% pore volume and the second values with 0.6% . Thus the result of the calculation is hardly influenced by the magnitude of the porosity. Therefore the flow velocity of the "Beta" waters is in all probability much smaller, which was known by the tracing experiments made in caves. And so shafts and boreholes sunk into karstic aquifers with the aim of obtaining water from them should be located in tectonically more active, more fractured and cavernous areas, since no high yield can be anticipated unless wide joints permitting the development of high-velocity ranges are present. The fractured, cavernous rock zone around the well in a karstic formation performs the same function as the gravel filter around a well in a porous aquifer, or as the filter structure formed around the wel l by develooment.

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Simultaneous Tracing and Gauging to Determine ffater Budgets in Inaccessible Karst Aquifers Hy 3/1 M. C. BROWN, (Department of Geography, McMaster University, Hamilton, Ontario/Canada) T. M. L. WIGLEY, (Department of Mechanical Engineering, University of Waterloo, Waterloo, Ontario/Canada) Introduction : In the general case, all karst hydrologic systems haying both discrete inputs and outputs fall into one of five types, and these are illustrated in Figure 1. Given the existence of a single sink and rising, and a not too long flow-through tiae, it is possible to determine with a relatively simple series of measurements: a) If any of the sinking water appears at the rising; b) What fraction of the sinking water actually appears at the rising; c) What fraction of the rising water is derived from the sink. Some of the materials traditionally used to trace underground water (e.g. common salt, tritium fluorescent dyes, (Drew 1968 ) have also been used to gauge the flow rates of rivers (Kilpatrick et al. 1967). The method is relatively simple: a known amount of tracer is introduced to the river, and its concentration measured continuously at a point downstream. If even cross-channel mixing has taken place, then the area under the time/concentration curve can be converted directly to flow-rate. Alternatively, the tracer can be injected at a constant and known rate into the river, and then only the height of the "plateau" on the time/concentration curve is needed to deter¬ mine the flow rate. An essential assumption is that the tracer is not lost or in any way removed from the river; if it is, a false flow rate will result. Cave systems present a challenge to the hydrologist. They can be considered as "black boxes" in the sen«te that their inputs and outputs may be knwon, but when they are inaccessible it is difficult to obtain detailed hydrologic information about them. Such information does not only have academic value, however, because pollution of karst aquifers can be a serious problem. This is accentuated by the inefficiency of karsted limestones as water purifiers (Zötl 1959). Previously, tracer studies established only connections underground. The fraction of water actually tra¬ velling from a sink to a rising has rarely been calculated (but see Bidovec 1965, Surdon 1963 and especially Reeder 1963), although this has obvious importance. For example, if only a small proportion of water at a given rising came from a particular sink, then injection of waste into that sink might be acceptable. Method ; If the amount of tracer injected into a sink is known, and the amount recovered at a rising can be calcu¬ lated, then the fraction of the sinking water appearing at the rising can be determined. It should be noted that it is not sufficient simply to measure dye concentration at the rising to determine dye (and water) volumes, for if dye is lost, then the volume calculation will be incorrect. Thus flow rates at the rising over the samóle period must be calculated mechanically by flow meter or weir, etc. There are two possiblities; either all of the sinking water re-appears at the rising or some of it is lost. If all of the sinking waiter re-appears, we are left with an important question: are there any other sinks which also feed the system? This can be answered fairly easily. If the volume of sinking water is measured and found to be less than the volume rising, then other outputs exist, and their contribution is equal to the difference in volumes. Obviously, the total output cannot exceed the total input, provided there is no large storage reservoir of varying volume in the system. But what if all the sinking wa;ter does not re-appear; that i$¿ other outputs e#st? fven in this case, it is possible to calculate whether there are other Inputs to the system and their Here, the fraction of the sinking water which rises determines the amount of rising water derived •from the sink. The dif¬ ference between this amount and the total amount of rising water is that derived from other inputs. As an added feature of this method, it is possible to gauge the volume of water sinking by using the same tracer as in the main test. The tracer is simply injected some distance above the sink, and its concenteation measured at the sink. The flow rate can then be calculated by the dye gauging method outlined earlier. We are now in a position to present the ordered algorithm which determines in which of the five categories a given system falls, and then its "budget" as shown above. Suppose: Q = Input flow rate, q * Output flow rate, D » Dye injected, d * Dye recovered. Then: If id Oj ; system is system 5, |d « D and Q « q^ ; system is system 1, |3 « D and Q < q J ; system is system 2,

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Hy 3/2 jd < D and Jd < 0 and G-q G D-dl ’ T J system 1 s system 3, íLs G D-dl “ D J ; system is system 4, It can be painted eat that inthe special eases ef type 4 (see Fig. 1) similar systems give different dye "budgets". Te illustrate this, consider types 4a und 4b in Figure 1. Assume, for both, an initial input of 10 nr/$ec.» a secondary input of 5 m^/sec., a distributary of 5 rn'tysec., and a dye injection rate of 0.1 m'Vsec. The output ef 4a is 10 m^/sec. with a concentration of 1 : 150, while 4b has an output of 10 m^/sec. at a con¬ centration of 1 : 200. Thus more dye will be recovered from 4a. Experiments: Two experiments have been carried out using the technique. In the first, a simple system validated the theoretical soundness ef the concept, while in the second test results were obtained which illustrate the possible geehydrolegical uses of the model. The initial test was carried out on a previously examined system (Ford 1967) at Roger's Pass in southern British Columbia. Here a glacier-fed stream sinks in a pool and passes beneath a mountain to a well defined rising. The rising is 480 m. lower than the sink, and 2 km. distant horizontally„ An earlier test established the eenneetion and a remarkable flow-through time of 53 minutes. As input and output appeared te be approxi¬ mately equal, the system seemed ideal to test the method. Rhodamine WT, a relatively new Du Pont fluorescent tracer (Kilpatrick 1967) was used. This dye is net easily absorbed by slay, été. (Replogle 1966), and has no interfering natural substances at its emission wavelength, 582 m, and therefore better for quantitative work than fluorescein, which can be masked by Chlorella, etc. The dye can be detected by the use of a fluoremeter (such as the Turner 111) in dilutions ef 1 : 2 x 10'^ water, and the fluoremeter can be used in the field. A slug of 1320 c.c. of the dye in acetic acid solution was in¬ jected some distance above the sink. From the time/concentration curve ef the dye entering the sink the flew rate was calculated at 1.65 mfysec. .2 ?..The flew.rate.at the rising,, gauged with a Gurley meter, was two hours and irregularly thereafter. On converting dye concentrations to volumes, and Integrating over the sampling period, we discovered that 98 % of the dye had been recovered. As the 2 % less is less than the flew measurement abhor, flo, apprsoiable amount of dye can be consi d end to have been lest, and thus all ef the sink goes to the rising, further, the agreement of the flow rates proves the absence of other significant Inputs. Thus this test proved the validity of the method, and also confirmed previous Intuitive knowledge about the simplicity of this particular system. A second test was made using the same method, but this time on a more complex system in western Alberta. Figure 2 illustrates the main hydrographic features of the area, which was the lower Maligne River system. Medicine Lake is a restricted sink which only rarely overflows and normally discharges to two separate sets ef springs, the Main Risings and the Hatchery Poels, 16 km, distant and 430 m lower in elevation. An earlier test using Rhedamine 8 established the connections and a flow-through time ef 48 72 hours. When the test was run. Medicine Lake was enly a series of small pools sinking in rubble, and the input was gauged (here mechanically) at 5.1 irr/sec. * ^ We injected 1935 c.c. of Rhodamine WT inte the sink and took hourly samples below the Main Risings far five days, and irregularly thereafter. Because of the logistic difficulties, the Hatchery Pools were not sampled for dye. Two other features of the outputs should be noted: first, at the Hatchery Pools, discharge is very nearly constant, and does not decrease significantly even in the winter; and secondly, in summer the Main Risings discharge most of the system's water (i.e., about 45 mVsee„, or approximately sisteen times the output of the Hatchery Pools). It should also be noted that in the main summer season the output of the risings approximates the input plus or minus storage in Medicine Lake, and thus no other major outputs exist. Tht output from the Main Risings (transformed fren a stage recording by rating curve into hourly volumes) varied from 1.1 m'Vsec. to 81 m/sec. ever the test period. Thus the system gained water, but this was expected, as the valley between sink and risings was undergoing its most active period ef Spring melt, and almost all of this meltwater sank into small inaccessible sinks and presumably joined the main system. This hypothesis Is supported by the quickness of response of the Main Risings at that time to daily melt conditions, while later in the season such response was absent. When the hourly concentrations were measured with the fluoremeter, it was discovered that the dye appeared 80 hours after injection, and ceuld be detected far another 50 hours. The concentrations ware converted using the stage record and rating curve into real amounts of dye, and altogether 59 c.d. of the dye, or 3 t, was recovered. There are a number of possible explanations for this rather substantial loss ef dye:

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ay ?/ 5 3 \ Input Unknown Area Output 4a 4b Figur« 1: Five Types of Fluid Systems Figure 2: Main Hydrographic Features, Lower Maligne River Basin Figure 3: Two Possible Flow Networks for the Lower Maligne Basin Underground Drainage

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Ky 3/4 I arg* 1) Tht dye chtmically iisintegratssi. This is unlikely (Replegle 1966). 2) The dye was afaserbed by slay, etc. Although possible, this is unlikely to account fer such a less (Replegle 1966). very 3) The time/ceneentratien starve might be drawn eut, indieatin a small direct route and a mere diffuse sink which takes mest of the dye slewly. This is certainly possible, since the maximum dye ceneentratien detected was *nly 1 : 1,5 x 1Q”I0, and we plan a critical experiment te test this idea, possibly using tritium. 4) S eme of the dye gees elsewhere. It is already knewn that this happens; en the initial test, dye appeared at the Hatchery Psgls, and these were net sampled during the second test. Therefore seme dye was ..lest to the Reals, but can we account fer 97 3y medifying eur initial eencepts abeut the system the latter explanation becomes more likely. As we already know that the system has multiple eutpats and inputs, it is ®f type 4. The simplest and perhaps most expected pattern fer this system weuld be A in Figure 3, but what if instead the system were as in B? Then, as shown earlier, a greater proportion ef dye would leave frem the Hatchery Pesls, and a great "loss" at the Main Risings weuld be explained. This explanation is supperted by the constancy ef flow from the Peels (relative to the Main Risings variation) which in turn can be readily explained by abstraction of the Peels' cempensnt frem early in the system. Cenclusiens: A new methed using simultaneous dye tracing and gauging and some rather abstract concepts ef directed netwerk flew has been devised ts obtain a maximum amount ®f infermatien abeut inaccessible karst hydrolegic systems. Results derived from an applicatlen ef this method have been used t® modify eur original ideas about the structure of a particular system and have suggested further critical experiments to test these new hypotheses. It is planned te generalize the technique by using it in conjunction with the 'pulse' method (Ashten 1965) te study the phreatic components of aquifers. Other extensions proposed include the application of simultanéeos multiple tracing and gauging (using fluorescent dyes with different emission peaks, but individually character!sitc spectra, and a spectro-fluerometer) te the method. The methed, and the general 'budget' concept outlined in this papier, should also be useful t® workers examining the response ef complicated karst netwerks te flaod regimes. It has eensiderable significance in applications te pellutien studies in limestene aquifiers, etc. and ceuld alse be applied te obtain knowledge abeut ether inaccessible fluid systems such as sewers beneath cities. Acknowledgements: He wish t® aeknewledge the assistance ef Dr. D. C. F®rd of McMaster University, whe helped substantially in the development ef the technique. The help and patience ef Mr. E. Stene and his staff at the Jasper Fish Hatchery, Alberta, was much appreeiated. Or. D. Davis and Mr. L. Warner of the Water Survey sf Canada, Inland Waters Branch, Calgary, helped in the gauging necessary t® establish the rating curves used. We especially thank the Natlanal Parks Branch, Dept. ®f Indian Affairs and Northern Development, for their ce-operation and financial assistance. Funds fer this werk were als® received from the Natienal Research Council ®f Canada, and from Kami 1 ten College of McMaster I ni vers! t y. References: Ashten, II.: Preliminary Repert an a New Hydrelegical Technique; Cave Res. Greup Newsletter 98; p. 2-5; (1965). Bidevec, F.: 4 th lat. Congress Speleology; Vel. Ill; p„ 279-285; (1965). Burden, P.J.: Tracing Karst Groundwater in Greece; Radiai s etepes in Hydreiegyg p. 309-320; I.A.E.A.; Vienna; 1963. Drew, D.P.: A Review ef Metheds Available fer Tracing Underground Waters; Pree..Br.Spel . Assoc., C®nf„; 1968. Ford, D.C.: Sinking Creeks ef Mt. Tupper a Remarkable Groundwater System in Glacier National Park, B.C.; Can. Geog. 11 (l) p. 49-52; 1967.

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Hy 3/5 Kilpatrick, F.A. et al.; Discussien en: Flew Measurements with Flusrescent Irasers (Reple§îe et al); Am. 3sc. Civil Eng., Hyd, Div; July 1967; p. 298-308; 1967 Reeder, H.0„: Titium used as a greundwater tracer between Lake McMillan and Major Jahnson Springs, Eddy Ceunty, flew Mexîcs; U.S.A. E,C., TEI 839 Repart; 120 p.; 1963 Replegle, J.A. , et al : Flew Measurements with Flusrescent Tracers; am. Soc. Civil Eng., Hyd. Div., Sept» 1966, p. 5, p. 6. 1966 ZStl, J.: Steir, Beitr. zur Hydraleqie Jahr 1959, p. 125-157;(Graz); 1959.

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L'Importance de l'Hydrologie Karstique en Turquie Résumé TTMUÇIN AYGEN ( Société Spéléologique de / Turquie ) Au point ds vus des phfnomfnes Karstiques, la Turquie est un des pays les plus importants du mondé,, La 5iime de sa super¬ ficie, soit 100 J 150.000 Km^ de son^territoire est couvert par des formations calcaires de différents fges„ Une grande partie des villes turques est ali mentis en eau peâlble par des sources karstiques et des cours d'eau souterrains» Parmi ces villes on peut citer les noms de : Izmir, qui est la 3 ieme grande ville de Turquie, Antalya, Antakya, Maras , Gaziantep, Zonguldak Burdur etc.,. Les villes de moindre importance qui reçoivent leur eau potable des sources karstiques s'îllvent î plusieurs centaines. Parmi elles se trouvent : Safranbolu, Ermenek, Konya Ere§lisi, Akseki, Kuaîuca, Midyat, Nizip,Yahyali, Iskenderun...,. Les villes et départements qui satisfont leurs besoins en énergie par les centrales hydroélectriques» actionnées par les eaux Issues de sources karstiques, sont également nombreux ; Antakya-Harbiye, Sizir, K ayseri, Gediz-Kayaköy, Antalya-Kepez, Ça^ça^ Nusaybin, Burdur,Dinar,Ermenek,El bistan,Göksun etc.»... Dans la partie Sud-est de la Turquie, une des plus grandes fermes appartenant â T état, près de la frontière Syrienne, est irriguée par les fameuses sources karstiques de OeylSnpinar*. Ces sources, avec les résurgences qui se trouvent de l’autre cité de la frontière Syrienne, forment un ensemble de sources et sont considérés avec un minimum de 50 in' 5 / seconds,comme une des plus importantes sources karstique du monde. Le centre des phéno'nuss Karstiques en Turquie se situe dans les Monts du Taurus, qui bordent la rive sud de l’Asie Mineure. Cette chaîne de montagne composée uniquement par des calcaires, a une longueur de 1000 Km., une largeur de 50 et des som¬ mets atteignant 2 i 3000 m. d’altitude^ Dans cette immense chaîne, on rencontre la morphologie et l’Hydrologie très spé¬ ciales des terrains calcaires» avec des dolines, des ouvalas, des poljls, des résurgences, des entonnoirs, des pertes, des lacs et des cours d’eau souterrains. De nombreuses zones n’ont en effet aucun écoulement aériens et de très grandes étendues ( Poljés ) deviennent des lacs en hiver», Les pertes et entonnoirs se trouvant aux abords de ces grandes dépres¬ sions ne peuvent vider que lentement leurs eaux.. Parmi ces poljés du Taurus, temporairement inondés se trouvent : Le grand 1ae*>peljé de "Suîjla, Kembos, Eynif, Kestel, Karagöol-Avlangölü, Karakuyu (Dinar) Kizilova ( Beysehir) , Kaplan gölü (Burdur), Sariot-(Bozkir-Konya) etc» D ans 1a plupart de ces poljés» on ne sait pas encore oiî vont les eaux qui disparaissent dans les fissures, pertes et entonnôires. Prenons le cas du poljé de Kembos; Si on pouvait empêcher que les eaux en hiver envahissent cette vaste plaine de 15 Km^ »( en dérivant le cours d?*au 11 UHunsu" qui transferme en lac ce grand poljés) on obtiendrait ainsi quelques mil liens de livres turques en plus,en cultivant cette contrée» Le cas üti peljt de Sugla est encore plus important, car le lac occupe une superficie de 125 Km^. Ainsi on voit aisément l’utilité et l’importance des études karstiques pour cette partie de l’Anatolie. On se heuHe I des problèmes karstiques de la plus haute Importance pour la construction des barrages et des grandes centra¬ les Hydroélectriques en Turquie» Parmi les barrages, le barrage de May, ( Lisez ; Mal ) est un exemple typique du genre. En effet, ce barrage construit 50 Km. au sud de la ville de Konya, n’est pas étanche et le lac de barrage ne s’est pas formé Après la construction du barrage» des trous de renard ¡(sorte de fossé d’éffondrement) se sont formés et ont empêché le haussement du niveau de l’eau du lac artificiel» Un des plus grands barrages d’Europe, le barrage de Keban est actuelleent en cours de construction en Turquie» Pendant les travaux de fouilles de la fondation de ce barrage, les grottes et larges diaçlases qu’on a rencontrées dans les calcaires primaires ont retardé considérablement les travaux, et les grands changements intervenus dans les projets ont causé une énorme dépense supplémentaire et élevés le cofft du barrage. Pendant les études du barrage d’%]$ap1nar qu’on projette de construire sur la rivière de Mar.avgat» pour 1* Industrie de l’Aluminium près de la ville d 1 A ntalya, de très importants problèmes karstiques ont rendu douteuse la construction de ce barrage. En plus les doutes sur l’étanchéité de la retenue, l’état général du calcaire karstique et la présence de la grande exurgence de Dumanli, qui se trouve dans la retenue du barrage, ont fait peur aux ingénieurs et des études supplé¬ mentaires sont en cours actuellement avant 1 a décision finale. Pour les grands projets d’iIrrigation des plaines» on est en présence d’importants problèmes karstiques» également, te projet d’irrigation de la très vaste plaine de Konya ( une plaine de 15.000 Km^ ) est parmi eux. Cette plaine est irri¬ guée actuellement par un canal long de 300 Km. L’Exutoire du lac de Beysehir arrive jusqu'! la ville de Konya . Ce remarquable système d’irrigation, construit au début de ce siècle» était considéré comme un chef-d*oeuvre du génie civil

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Hy 4/2 de son temps. Les entonnoirs et pertes qui se trouvent pris des rives du grand lac de Beysehir et en cours de route,dans les gorges Bleus, empêchent d'irriguer une plus vaste région. Les ingénieurs estiment que si on pouvait détourner l'eau qui se perd dans ces pertes, la production agricole augmenterait de 500 millions de livres turques, soit 50.000.000 Les sources karstiques servent i ravitailler plusieurs groupes de villages en eau potable en Turquie. Le grand projet D'Uria et de Viransehir qui se trouvent au Sud-est du pays, qui a un coït de 19 millions en livres turques, est un exemple important. Dans ce projet, la source karstique de Hanok ( Çukursu ) qui a un débit minimum de 5 î 600 L/Sec., et qui se trouve au fond d'une doline d'êffondrement, dans les calcaires Eocênes, est distribuée 1215 hameaux, comme eau potable. Les lacs d'origine karstique auxquels on donne le nom d'Obîtouk en Turquie, ( lacs en forme elliptique ou circulaire) que l'on rencontre dans le grand bassin fermé de Konya, pourraient être utilisés pour ravitailler en eau potable les hameaux et villages environnants également. Au sud de la Turquie, sur les rives de la Méditerranée, se trouvent d'importantes sources karstiques cîtiires et sousmarines.. Entre Silifke^tiersin, dans les petits golfes, une quantité importante d'eau douce va dans la mer*. Dans les environs de Finîke (.prés d' 1 An tal y a ), on rencontre par endroit des sorties d'eau douce, provenant des joints de strati¬ fication des couches calcaires et allant dans la mer. Le captage de ces sources, avant le mélange avec l'eau salée de la mer pourrait redonner un assez grand interet économique st l'agriculture avoisinante.

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Investigations upon submarine and eoatal springs in South Greece GASP. G. MISTAREIS (Speleological Society of Greece/ England Athens R&SUBE 1.Dans cette conmoinication sont exposis quelques résultats de mes recherches sur les sources sous-marines et cStiâres d'une partie, pour la plupart d'une semi-ariditê médiocre ou faible, de la Grèce méridionale, comprenant le Péloponnèse orientale, le sud-est de la Grèce Moyenne, le sud de l ' E u bée et les Cyclades septentrionales ( lat. 37 0 25' 38 0 25',long 22045' 25°). 2. Sien que le cliaat actuel dans la plupart des régions côtières de cette aire soit semi-sec, nous rencontrons cependant un très grand nombre des sources sous-marines et côtières, dont plusieurs sont très vigoureuses. Parmi les sources sous-marines certaines jaillissent des profondeurs de plus de 15 m, même de 30m (Anavalos d'Astros) et sont situées jusqu'2 plus de 30QH loin de la côte. 3. La présence des sous^oarines et côtières très vigoureuses doit être attribué i une alimentation abondante par des eaux souterraines provenant des régions montagneuses de l'intérieur qui jouissent d'un climat assez pluvieux et dont les par¬ ties les plus élevées sont couvertes en hiver assez longtemps par les neiges. Ces sources présentent des fluctuations de débit assez importantes, en rapport avec les fluctuations climatiques, saison¬ nières ou de plus longue durée. 4. L'abondance des sources sous-marines atteste en faveur de l'existence des réseaux karstiques souterrains importants qui dans les régions côtières s'enfoncent en profondeur jusqu'assez notablement au-dessous du niveau actuel de la mer. Cet enfoncement qui est plus grand au voisinage des bassins profonds comme ceux des golfes Ârgolique et Corinthien, est attribuable d'une part aux mouvements tectoniques verticaux du sol, et d'autre part aux abaissement du niveau de la mer du¬ rant les périodes glaciaires du Quaternaire. 5. A cause de l'amplitude important dans notre aire des fluctuations saisonnières et de celles de plus longue durée, dans les précipitations, nous observons des variations notables dans le degré de la salinité des sources câtières. 6. Les marées ¡ cause de leurs très faibles amplitudes (sauf au détroit d'Euripe) dans notre aire, n'exercent pas une in¬ fluence notable sur les sources côtières. Dans une région voisine cependant, la coincidence des oscillations du niveau de la mer (baie de Stylis) avec celles d'une source karstique (Hypati) dans l'intérieur, pose un problème intéressant i étudier. Introduction 1.A great number of submarine springs, the more vigorous called anaval as (pi. -loe), the others by various words ( m ati , a-e-) are found in South Greece in front of calcareous regions, mainly of those in which relatively important mountains are rising. The greater number of these springs are bubbling up from sea bottom depths ef less than 20m, and at distances of less than 200m from the shore line. Few are those welling up from greater depths (till about 40m) and, situatectat greater distances (till about 500m) from the coast. The cyclical ripple waves upon the surface ef the sea when it is calm are, not rarely, seen from the shore line, even from farthermore. 2. The yield of these submarine springs is varying during the year, mainly in fuction with the seasonal periods of more or less abundant precipitations. For the most, it is more important inthe spring. Variations in the yield are also sensi¬ ble in greater spaces of time, in function with climatic fluctuations. 3. In this paper is question of submarine springs, as also of coastal ones, chiefly of those proper for certain studies upon ground water lower than alt. 0 (sea level), situated in a part only of South Greece, limited between 37°20' 38°2Q' lat. and 22°35' 25° long. (east, of Greenwich), in Which are extending the areas of the gulfs Argolic, Saronic, eastern Corinthian, southern Euboic, as also that of the northern Cyclades islands.

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Hy s/? This part of Greses (eastern Peloponnesus, southeastern Middle Greece, southern Euboea, northern Cyclades) is for the most sesî-arî d .. In the lowlands mean annual rainfalls are 0,35-0,50 m and mean annual tempera¬ tures 15° 18°, Index of aridity is 14 in Athens, 15 in Corinth, 16 in Chaléis, 17 in Thebes, 17 1/2 in Nauplion, 17 1/2 in Syros (l), Or. the mountainous regions, calcareous for the most, snowfalls are mostly limited, but rainfalls are relati¬ vely abundant (0,60-1 m ). Thus, in many regions is favoured the underground karstic erosion and an enough im¬ portant circulation of groundwater, which can feed numerous submarine and coastal springs, I ARGQLIC GULF AREA 4*In this communication is not question but only ofthe northwestern part of this area, in which are found very important submarine and coestal springs, fed from karstic waters of an enough extended mountainous cal¬ careous hinterland. Climate In it is mostlysubhumid and Karstification, so much the superficial, as also the underground are enough developed. Anayalos af Astros 5. In front of the mostly enough abrupt coast, which is forming the little calcareous mass of Zavitsa (875 m,), easternmost prolongation of the southeastern Arcadian-northwestern Cynourian mountains, rising bet¬ ween the Thyreatis little coastal plain ana the southwestern part of the Argos plain, is found the more vi¬ gorous in Greece submarine spring, known as "Anavalos of Astros”. Situated at about 400 n far from the shore line is presenting two points of issue in the sea bottom, deep there 36m, along a slight north-south cliff which might indicate a fault (2). Divers could enter into the main cavern and obtained te penetrate enough far, till about 40 m under the sea bottom (about 75m below sealevel) Opwelling water is presenting a certain salinity; it contains 18 to 18 g/1 of chlorine (3). 6. The rising water of this very abundant spring appears like a gigantic eye in the sea. The phenomenon is observes when is calm and better also when there is a slight only wave pattern on the sea, but not in rough weather. It seems that yield of this anavalos is presenting notable fluctuations, in function chiefly with climatic variations, seasonal and of longer periods. This submarine spring is fed mainly fres karstic waters of the calcareous mountainous seutheasternmest Ar¬ cadia and northernmost Cynourid. Submarin« and coastal springs of St. George 7. Northward rf Anavalos, near the village of Kiveri, in front ef the same, mostly enough abrupt coast (limestone cliffs) are found the submarine and coastal springs of St. George 1 » It is supposed (4) that to this group of submarine springs is corresponding the *D1ne* mentioned by PAUSAN IAS (VIII, 7,2), but, may be to the Anavalos of Astros, Investigations by uuse cf tritium as a groundwater tracer, introduced in 1962 at Nestani Katavothre (re¬ glen of Mantineia in eastern Arcadia) reaches these springs (distance about 27 km) (5); it is so ascertain ned that St George springs are fed, at least partly, by karstic waters of the eastern Arcadian plateaux. 8. Th® coastal soring is bubbling up vigorously from a karstic canal in the limestone (about l/4m above sea level) . Karstic waters are also spHcflof, but weakly, among the pebbles and sands ef the shore line and are mixes with sea water. In spring, water of the coastal springs is strongly stained with red mud and ether suspended matter (6). 9. At the same time the submarine springs are flowing witheut any trace of mud or other colouring mate¬ ria,?. Three are the important submarine springs in St.George; but, each one of thorn is accompanied by some others of very weak yield. The northern of these impartant springs, noted as A' is situated at about 25 ra far from the shore line and is bubbling up from a soa be item depth of about 5m, The two othors, B' and C are sltuato«] at distances of about 15 m from the snore line and are welling up from depths *f about 3 1/2 m. 10. The average total yield of all th® submarine and coastal springs of Si. George has been estimated to be. at least, about om^ (7). Quality sf the water of the coastal spring and of one submarine (C) is good (chloride content about 200 ag/i ) , but of th® others is more brackish. Water af ¿11 these springs will be captured (by technical works now in execution) and utilised for irriga: tiens and ether uses in th® region of Argos (3).

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Hy 5/ 3 Sea Level Fluctuations North-West of the Argolic Gulf Area I Glacial periods of Riss II Interglacial Riss-Wuerm III Wuerm I an d Wuerm 11 IV Historical Times G Argolic Gulf A Anaval os of Astros L Sea shore (shoreline] T Coastal region of Ihyreatis (northern Cynouria) 1 Limestones 2 Impermeable rocks (probable strata, not sure) 3 Fault 4 IVobable fault 5 FVedominant direction of ground karstic waters 6 Direction of penetrating sea water 7 Karstic spring 8 Coastal katstic spring (very vigorous) 9 Sub-marine spring (very vigorous)

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Hy 5A Springt »f Lerna (Hyloi ) 11. Narthward «f Kiveri, at the feet ef the calcareous hills ef Hyloi are found the important springs of Lerna, not far behind the shore line and at a level tf about * 1 1/2m. There are in Lerna three emergences, bubblings up frem fissures tf the limestomes. They are presenting a yield of about 2m^s, slight varying during the year (9). 12. It is net ascertained till now from where are mainly fed these important karstic springs (TO). Evidently, partly are fed from karstic waters ef the mountainous calcareous region extending between the southwestern part of the Argos plain and the plateau ef Hantineia, but, may be also frem other northwards situated regions. Water of the Lerna springs is utilised since many years (after the execution of certain technical works) to cover a part of needs in water of the Arges region. 11 SARONIC GULF AREA Western coast 13. The eastern part ef Argelisand the southeastern ef Corinthia, facing toward the Saronic gulf, mostly calcareous are enough mountainous (Arachnaeon 1199 m, Ortholithion 1102m), but are not receiving abundant precipitations; submarine and coastal springs are less Important. 14. In the southernmost region, Troezinia, calcareous-schistose (11), groundwater is abundant, mainly in the zone ef contact of limestones and impermeable rocks. Vigordus springs near the shore line are bubbling up through the alluvium between Gal ata and Lessia . 15. Less important are coastal springs in the neighbouring region, Epidauria, although more mountainous. 16. In the nerthermest region (soustheastern Corinthia) very vigorous coastal emergences of brackish water are springing from fissures in the limestone along a fault, near Kato Almyri . In the past this water was utilised for the function of a watermill. At about 20m far frem the shore line is also bubbling up water frem the bottom of the sea, deep there probably of about 5 a. 17. In the little, mostly vulcanic, mountainous (760m), semi-arid peninsula of Hethana, connected by a calcareous isth¬ mus with Troezinia are found numerous coastal mineral springs. The more Important, those of Vromolmni (sulphurpous)are bubbling up along a north-south limestone cliff indicating a fault, not far from the contact of the calcareous isthmus with the vulcanic rocks. Near Sphageia sulphureous waters arc welling up under the sea, close to the shore line (12). Temperature of the sulphureous springs of Vromelimni is mostly 28 0 -34® ; that of the mineral spring (not sulphureous) of Hag.Nlkolaos situated northwards, on the same eastern coast in the vulcanic part of the peninsula is about 41°. Northern coast 18. Ground karstic waters of the calcareous mountain Geraneia (1350m) seem to be directed toward north. Submarine and coastal springs are not found along the Saronic gulf coast between Kremmyonia and Hegaris. 19. As the calcareous mass of Patera (1190m) is not receiving abundant precipitations, are not found but only weak coas¬ tal springs (some ones covered by the waves) along the shore line between Neraki and Eleusinia (13). The presence of Karstic waters, even lower than level 0 is ascertained by a bore near Hegalo Peuko (14j^ 20. Near the shore line, between Aspropyrgos beach and Skaramaga, very vigorous karstic springs are bubbling up from fissures in the limestones of the Rheitoi hill, at a level little above see level. They are fed from karstic ground wa¬ ters of the southern part of Mt Parnés (l5). Fishermen are pretending that also, not far from the shore line, sweet waters are welling up from the sea bottom. Eastern coast 21. As southwestern Attica is enjoying of a semi-dry climate (rainfalls : 0,35-45 m), ground karstic waters are evi¬ dently not abundant. Only in the region where the calcareous mass of Hymettus (1026 m) is arising, higher part of which is receiving probably 0,50-0,65 m precipitations, karstic waters are more abundant. They are feedingaweak submarine spring in the bay of Lombarda welling up from a depth of about 1m,

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y? as als® soite ceastal-onss in the same bay, ene in the beach ef Hagia Harina and ene in that ef Halianthes ( V arkJza ) (16). Karstic groune waters #f the same calcareeus mass are prebably feeing, at least partly, the very Impor¬ tant mineral spring of Vonli a pear . Water, welling up freu great prebably depth, is firming an extremely little lake in a dolinsform hoHew, near the coast (17). ill EASTERN CORINTHIAN GULF AREA Kreusis (Livaaostra] bay 22. In the southwestern Boetia twe calcareous masses are arising near the csast. Ht. Cithaeron (140CH) the biggest-one, and Karembili (910m.) *f very limited dimensiensV As they are not receiving abundant precipitaiien, coastal springs are rare. it is only in the Kreusis (Livadostra) bay that vigorous ceastal emergences, water ef which is brackish (18) are found. Aegasthena (Garmenoj bay 23. In the Aegcsthena bay, although surrounded nerthward by Mt. Cithaeron and southward by the northern part of Mt. Patera, both calcareous, but not receiving abundant precis!karstic sp rings are not found., Karstic water was found in a bore, about 300 m behind the share line of Germera, till a level lower than 0. (19) Isutraki beach 24. Along an important NW-SE fault are found in the western part of loutraki beach numerous nrneral springs near the shore line and at level IStlTe Above sea level. Water is welling up probably from enough great depths; it is presenting a temperature mostly of about 31®. IV SOUTHERN EUBOIC GULF AREA 25. In this paper is net question but only of the western part af the area i.e. of important submarine and coastal springs of eastern Attica coastal zone. Noretrivi, coastal and submarine springs 26. On the northern part of eastern Attica coastal zone, eastwards of HacJ.ApesioUi are welling up through the alluvium near, the shore line, at Nerotrivi, vigorous springs, water of which was utilised for the action of a watermill’« These springs are the more probable fod from karstic waters of the neighbouring calcareous region ef Kal am« s^Kale 1 i v ade-Mavrinora. Infront offne coast, sweet waters are also bubbling up from the sea bottom at depths of about 1-1 1/2 ni. Anavalos of Hag.Apesto'UI (Kalames) 27. «, In front of the same coast, but much mere far, prebably at a distance of about 200 ra fron the shore line is bubbling up a very v1g«e«u$ submarino spring, in a place, where sea bottom is presenting prebably a deptn ef about 15 n ; it is known as Anavalos ef Ha^.Apostoloi (20). After the periods ». s iTnfalls, chiefly in spring the ®ye formed ussn the surface of the sea, prosenti n g then a diameter till about 50m, is, well seen from enough far away. It is situated prebably at a crossing af two faults, one WNW-ESE and another about N-S and it is fed main¬ ly, tho more probable, from karstic waters of the northeastern part of Mt. Parnés which is receiving abundant preeicitations. Coastal plain of Marathon 28. « Along an important N-S fault, noar the foot of the abrupt eastern slope of Diacria upland are wal¬ ling up through the alluvium abundant karstic waters. in the northern part the more important emergence is that ef fTati (Kato Suli), in the southern that of Prevailnf’' -g c (Brexiza) not far from the shore line at a levs’; little above sea level. Bay of Vraona 23oAs southeastern Attica is enjoying of a semi-dry climate, ground karst 5 c waters ara not abundant. The more important emergences are found in Vraony (coastal in the pas'

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Hy 3/6 ln fr«nt »f the csast, near a very small island is faund alse a weak submarine spring. V NORTHERN CYCLADES AREA island af Andres 30. j> In this greater island ef the area, mainly af metamarphic impermeable rocks consisting, receiving enough abundant precipitations on its high parts, are faund same weak submarine springs, toe near the share line, in the little narrow bay of Yala of the eastern coast and in the circular bay of Gsvrian (21) ef the western csast, Island a# Syres 31. Also in this island (mean annual rainfall about l/2m) ground water seems to go, some places, lower than 0„ Water of .«ills deepened till lower than sea level became little or enough brackish { 22) 9 VI ABUNDANCE OF GROUND WATER IN KARSTIC NETS UNDER LEVEL 0 32. = The presence of numerous submarine springs, seme-enes of which being very vigorous, as also of ground karstic waters under level 0 in the Inland, ascertained by bores in Attica etc. (23), are attesting in favour of the opinion that, in the regions for which is question in this paper, water is filling important sections of karstic underground nets till enough lower than actual sea level. Depths of them are varying according certain cenditions as, depths of contacts between limestones and impermeable rocks, displacements due to tectonic movements etc. 33¿= Owing to the pression of infiltrating in depth new karstic waters, certain quantities of the upp*rm@st,main= ly parts, of captured, as above mentioned lower than level 0 ground waters, are, through side exits welling up as submarine springs, not far from the coast and at little, mostly depths where is possible a counterbalance ef the pression of overtowering seawater. More abundantly are welling up as coastal springs. VII DEVELOPMENT Of THE LOWER THAN LEVEL 0 PARTS OF THE KARSTIC NETS Vertical tectonic movements of the land 34.” In south Greece very notable vertical tectonic movements of the land took place in Upper Pliocene and Quai*irs«*ry. In the coastal regions, for which is question in this paper. Pliocene and Quaternary marine deposits are found tiT 1 about +1G0m in some places (23), but mostly they are securing lower than *30111. Also, real marine Quaternary ter¬ races are not known surely, but only at very little altitudes (24). As concerns vertical movements downwards, numerous morphological features seem to attest in favour of a relative¬ ly enough important amplitude!. But these morphological features could be explained as due to the sea level depres¬ sions of Quaternary. Sea level fluctuations during the Quaternary 35 0 = For Ancient Quaternary we do not know nothing sure as concerns distribution of land and sea in the areas with which this paper is dealt, so that, it is not questions, but only for influences of sea level depressions during the glacial periods of Riss and Wurm, upon the development of karstic nets lower than level (actual) 0. 36 e =3*a level depressions during the WUrmnn glacial periods went probably till about -80 m. They were favouring evidently an advance of underground karstification till about this depth. It could thus satisfactorily explain ' the engin ef the karstic springs of Anavalos Hag’.Apostol 0 i, Vraona bay. Lombarda bay, Kato Almyri beach, and St. George Kiveri as subaerial and later, after the transgressions of the dea, transformed in submarine. 37. = But, as concerns the Anavalos ofAstros, bubbling up very vigorously from a depth of, probably, more than 100, a, its origin cannot be explained by the WUrmian sea regression^. Except in the ease of a juxtaposition with a vertical, downwards, tectonic movement ef the land, this very im¬ portant karstic spring is to be dated from Rissian sea level depressions, which went probably till more than » 120m, then being subaerial, and later after sea transgressions transformed in submarine. 38. « it is not possible, for the moment, to date and to explain the origin of the mineral hot springs of Methana (17) and butraki (24) welling up from relatively important depths.

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gz. 3Z7 VIH FLUCTUATIONS OF YIELD AND SALINITY Certain climatic data 3íj. r The area far which is question in this paper is presenting an enough long ¿ry season, from Hay to end ef September. Mean rainfall in this period is not representing but only 1G-20/Í of the annual (Athens 0,06 m, Aegina 0,04, Syrss 0,05, Chalcis 0,06, Thebes 0,10, Nauplion 0,09). Naturally âlhmarine and oastal springs are presenting a very important seasonal variations in their yield, Sí. e ntuated by "The high temperatures of Hay-Septeaber favouring the evaporation of rainfalls water. 40.* Outside this seasonal fluctuation, submarine and coastal springs are presenting yield variations ef longer periods sue ts climatic variations, enough important as regards, rtinfalIs. So, fer instance mean annual rainfalls had as fallows in : 1931 1932 1933 1934 1935 1936 1937 1938 1939 Athens : 0,521 0,259 0,414 0,404 0,324 0,572 0,479 0,477 0,520 m Syros (in Cyclades): 0,564 0,329 0,362 0,509 0,487 0,509 0,495 0,542 0,569 m Haliartus (in Boetla) : 0,843 o,526 0,629 0,672 0,616 0,824 0,763 0,783 0,735 m 41. ” It is evident that carefull observations ef the climatic variations could permit certain foresights regar¬ ding yield variation ef submarine and caastal springs, concerning a short period after them. Penetration efsea water into the karstie nets 42. During periods of wet climate submarine and coastal springs Leceme, evidently, more vigorous. It is probable also that, swing te the higher pression ef the then more abundant ground karstie waters, could be counterbalanced in some other side exits, at the bottom of the sea, the pression of the overtawering sea water, and thus new sub¬ marine springs, could be added. 43. » On the contrary, during periodeswith dry climate submarine springs become weaker and neme ones stop to bub¬ ble up. It is a case enough frequent in our areas. Sea water can then penetrate from the exits of some ones of them into the karstie nets, sometimes in so important quantities as to give the impression of an absorbant pump; people call them fl r ouphihtraes 1 1 Sea water can thus reach canals conducting te coastal springs and render them brackish or, more brackish in the case they were already brackish. Influences of sea level tidal oscillations 44. » During low sea waters, evidently, certain submarine springs become more vigorous and, on the contrary, we¬ aker during high sea waters.. But, owing to that tidal etef. amplitudes are very limited in our areas, it is extre. mely difficult to ascertain the degree of their influence upon the yield of submarine and coastal springs. 45. In an area situated northward of those for which is question in this paper, in thevalley of Sperheios are ascertained, in the mineral spring of Ypati, fluctuations in coincidence with tidal oscillations of the sea leel in the bay of Stylis (Maiiac gulf) distant about 35 km (25). Evidently is arising the question: "Tidal oscillations can provoke any repercussion upon a karstie spring in the Inland, so far distant ?". SOME CONCLUSIONS 46. » From that is exposed in this paper becomes evident that : a) The parts of karstie nets situated lower than actualsea level are enough Important in the most of the coas¬ tal regions for which is question in this communication. b) Development of them was favoured by sea level depressions during glacial periods of the Quaternary, more in some regions ( deep Argolic gulf area, a.e.)» but less in others. c) Contribution also of vertical tectonic movements of the land ts displacements downwards, is, relatively to actual sea level, of greater amplitude in some regions, of lesser in others. d) Mater filling karstie nets etc. under level 0 is ts be considered as #f important quantities, in the most of the coastal regions of the areas, for which is question in this paper. e) Qwjng ts that submarine and coastal springs are mostly brackish, should be preferable to capture ground karstie waters at a certain distance from the springs, in the inland. But to find the ways these waters are f»l„

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Hfr 5/8 I*w1ng ln the eeastaî reglsns *f sur areas Is, f#r the isient, raer® er less im¡»essíb1sj recaurse te a certain re due ti «n ®f salínjty Is perhaps preferable®. f) . I n the ease of ground water pump!ng froa karstie canals lower than sea level, great care is te be done te net surpass certain limits, ©wing t® that in sur coastal regions InflHrations-penetratiens of sea water are mostly easy® ' g) As precipitations in our area are presenting Important variations from year is year (40) pumping e# ground water fro® karstie canals should not surpass^ each year certain liilts, higher or lower, aeeerdiag to the grea.ter or lesser abundance ®f preeip itations® h) Careful! observations of the sllsatle variations could permit certain foresights regardiaf yield variations of the most @f coastal and submarine springs ®f the regions fer which Is question In this paper® REFERENCES 1,)»' see als® I HISTAROIS GASP, geeecenomic studies upon Hellenic areas (in greek), ! f Athens 1938 t d a 84-85 2) SURDON D®8 PAPAKIS N®Research into thi'hydr®|@®l®fy *f the Arfos-Tripolls region (Notes on the 1 st field trip, Athens Meeting 1962 of Internal®, Assid® H'ydr®|e@1sgists) p‘® 40 3) «-. ARON IS G*Observations on the coastal karst of Greece (Mlmoires V, Reunion Athfnes 1962, Assad® Interrt® H ydrogfol p®. 265® 4 ) » PRITSCHETT The waters of Ancient H ellas, Athens1963 (in polygraph) 5) = BURD0N-PAPAK1S op® eit® >® 42® 6) » BURD0N=PAPAK!S ®p, clt® p® 41 7) » PAPAKISN» H ydregté logical investigation ef Ayies Yeorylos springs (Klveri), Inst® Gael. Subsurf® Research, XI, Athens 1966, #® 235 8) Relat® t® springs=graiind water ®f the region s various reports (XOLIOPQUIQS G® I960, ZERVAS S® 1965, CONSTENT1NID1S 0». 1965, a*®») Ministry Agriculture, Relat® t# geological structure; TATARÏS A. Report N s 1180» 1964, Inst®. Geolegy-Subsurfad* Research® 9) PAPAKIS N.»Prebltmes hydrogfologlques de la Grice (Mlmoires, V, Rlunion Athlnes 1962,Assotf»Interrf»Hydr6g?s p® 306® 10) »' Outside the 3.’ e mergences of the main spring, numerous others, less liportan.t, are found chiefly northwards (PHIL.IPPS0N 3’« O e griechischen Landschaften, HI, 1 Frankfurt 1959,p e 140)® 11) » Relat®. geoleg*. structure and nerpheî». PH1L1PPS0N op® elf® p® 1o9,116~7 12) » On the north coast a coastal spring ( near Kate Mu ska) and a mineral one (temps 36 s ) (PHILIPPSON op® eit® p® 61»2) ar* also found® 13) »> MISTAROIS GASP;» influences des changements ’ d u niveau de la mer sur l*hydrologie de l’Attique occidentale ( Mimo.lres, Congress H amover 1965, Inters!® AsssÁ» ' H ydrogeol®, VII,p® 85)» 14) » AR0NIS G». The need f*r karstie ground water exploration In Greece (in Greek) Athens 1959,p"®20,29® 15}» MISTAROIS GASP® Sup 1e drainage' k arstique dans les rlglsns calcaires cf ti 1res se la Grice mlridionaîe ( I.Gengrts Intern® Spil loi ogle. Pari s1953,1 ! ,#® 247«250) • 16) » Relat®. umdergroand karstification peninsular Attica î MISTAROIS GASP. Recherches sur la karstification cfU* terrai ne de l 8 A tti que pininsulalre (Actes.IV Géngrls Intenf. SpSl Sel egi é # 1 9 65, Ljubl i ana, 11 1 , p,525»531 ) » 17) » 200 n long, 100 a broad (PH ItIPPSON A® iriesfUindssliaflen, 1,3,1952, p.812) 18) » RENZ C»=Zur Geologie dsr estgrlechisshen Gebirge, Stuttgart,1914,p® 110 19) » MISTAROIS GASP.» Influences changements niveau de la mer »..p. 35» 20) Distance and depth according ti inferaatlons of fishermen® 21) » This last.Is.now covered by the new quay® 22) » see {'HARIAFTIS N= Irrigating greenhouses in Syres island by using rain wafer tanks (in greek-Agnsultura] Bank Bull® 165, 1968, p ® 19-27)® 23) » sea; ARON IS G®» The need for karstie ground wafer®,.® 2.4)= as, for instance. In the Isthmus of Corinth 25) »; see relat ; MISTAROIS GASP®» On shore line displacements In north and northeastern Peloponnesus in Ouater» nary (C«R«. IV Colloque Intern® Sell loi agi e,. A thlnes jf® 26) » GE0RGAIAS G= KARAGE0RG1OU £> PAPAKIS N®» Sur les fluctuations de la source thermoninfrale d'Hypatl (MS» moires, V, RSunlen Athlnes 1362, Assoc® Intern® Hydroglol®, P®

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Karsthydrographische Probleme der Schwäbischen Alb Hy 6/1 PAUL GROSCHOPF (Geologisches Landesamt Baden-Württemberg, Stuttgart / Bundesrepublik Deutschland) Summary Karst~hydrographic prsblems of the Schwäbische Alb The ideas about karst-hydrographic events In the Schwäbische Alb are based more or less on the opinions of the beginning of sur century. Quite a let of the hydrolsgiesbservatiens (Tracers, drillings for karst water, etc.) made a revision of the transfigúrate terms like shallow and deep karst, karst water level, which were borrowed from the is trique Karst by 3RAQMANN, a. 9 . , appear as desirable. Observations were made which claim that in karst water strong seasonal oscillations are happening. The subterranean flew is determined by limited joints, which on the whole are to be looked apon as closed pipes. For a further karst exploration it appears useful to take over the terms like vadese er phreatic zone, which are internationally used. Zusammenfassung ; Die Vorstellungen über die karsthydralogischen Vorgänge in der Schwäbischen Alb basieren noch vielfach auf den Anschauungen aus der Zeit der Jahrhunderwende. Zahlreiche hydrologische Beobachtungen, Markierungsversuche, Karstwasserbohrungen usw. lassen eine Revision der vorwiegend aus dem istrischon Karst durch Sradmann u.a. übertragenen Vorstellungen und Begriffe, wie seichfer und tiefer Karst, Karstwasserspiegel usw. wünschenswert erscheinen. Es werden Beobachtungen mitgeteilt, die dafür sprechen, daß im Karstwasser starke jahreszeitliche Schwankungen Vorkommen. Der unterirdische Abfluß verläuft durch ein Kluftund Hohlraumsystem. das im ganzen als geschlossene Rühren angesehen werden muß. Für die weitere Karstforschung erscheini es zweckmäßig, die im internationalen Sprachgebrauch verwendeten Begriffe, wie badoser bzw phreatischer Bereich zu übernehmen. Unseren heutigen Anschauungen über die karsthydroleglsehen Vorgänge im Gebiet dor Schwäbischen Alb liegen vielfach noch Verstellungen zugrunde, die um die Jahrhundertwende besonders im Istrischen Karst entwickelt worden sind. Sie können im wesentlichen auf die beiden gegensätzlichen Theorien, die mit dem Namen Katzer und Grund verbunden sind, zurückgeführt werden. Als Ergebnis praktisch-hydrologischer Arbeiten werfen von Katzer für den unterirdischen Abfluß geschlossene Abflußbahnen (Karstgerinne) gefordert. Grund dagegen postuliert nach geographischen Beobachtungen an Karstquellen einen,, dem Grundwasser in Lockergesteinen ver¬ gleichbaren, Uber weite Gebiete zusammenhängenden Karstwasserküpper »1t einheitliche* Spiegel, Sem "Karstwasserspiegel*. R, Gradmann, der sich eingehend ven geegraphischer Seite mit dem Karstpreblem der Schwäbischen Alb befaßte, wurde Anhänger der Grund'schen Karstwassertheerle. Seine Ausfühmngen über den Karstwasserspiegel als zusammenhängende ebene Grenzfläche einer Zene veil ständig erfüllter Klüfte, die ven ihm entworfene Karte des Karstwasserspiegels Im Bereich der mittleren schwäbischen Alb, die Übertragung der Begriffe "seichter und tiefer* Karst haben weitesten Anklang gefunden und wurden ven den nachfelgenden Karstforschern mehr oder weniger bedenkenles weiter verwendet. Dabei war aber Gradmann kritisch genug, um ver einer zu weit gehenden, Verallgemeinerung zu warnen bzw. auch Ausnahmen = nach seiner Meinung anzuerkennen, die für die Gerinne¬ theorie sprachen. Grundsätzlich war er aber überzeugt, daß in den heutigen Entwässerungsverhältnissen der Alb sich bis jftzt*keine einzige Erscheinung nachweisen lasse, die auf ein geschlossenes Röhrensystem schließen liesse...." Dagegen führt er eine Reihe Beobachtungen an, die er nur durch die Karstwassertheerle befriedigend zu erklären glaubt. Inder Zwischenzeit haben wir ein reichhaltiges Material gesammelt, das nicht mit der Gradmann Grund ’ s ehen Karstwassertheerle in Einklang zu bringen ist. Die seit einigen Jahren neu belebte Karstvasserfersehung 1st aus praktischen Bedürfnissen herausgewachsen, wie z.8. Erschließung von Karstwasser für die Trinkwasserver sorgung, Abgrenzung von Wasserschutzgebieten, Klärung der unterirdischen Abflußverhältnisse bei Versetkung von Schmutzwässern im Zuge von OrtskanalIsatlonen, Besonders intensiv wurde bis jetzt die mittlere und östliche Schwäbische Alb untersucht. In Zusammenarbeit von Regierungspräsidium Nordwürttemberg und Geologischen Landes¬ amt wurden eine Reihe von Aufschlußbohrungen bis maximal über 400 %  Tiefe durdifeführt. Dazu kommen Pumpversucht, langfristige Wasserstandsbeehachtungen an Karstwasserpegeln, Quellschüttungsmessungen, chemische und physikalische Wasseruntersuchungen, greßangelegte Markierungsversuche (Farbstoffe, Salze, Sporen).

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H y 6/2 Im folgenden soll nur eine Zusammenfassung der Ergebnisse erfolgen, Detaildarstell u ngen sind bereits an anderer Stelle ( B inde r, Gmehepf ) erschienen. 1. ) Ein zusammenhängendes Kluftnetz in weiter Erstreckung, das mit einem System kemmunizierender Röhren ver¬ glichen werden kann, ist in der Schwäbischen Alb nicht entwickelt. Dagegen werden begrenzte Kluftzenen fest¬ gestellt, die im ganzen als geschlessene Röhren anzusprechen sind, Indiesen Kluftzenen haben sich Hauptabflu߬ bahnen oder Karstgerinne herausgebildet. Breitere Kluftzenen, z.B. tektenische Zerrüttungszenen oder Kreuzungen ven 2 Kluftsystemen können zu einem Karstwasserk'drper mit begrenzter Ausdehnung führen. Nach unseren bis heute gemachten Erfahrungen dürfte in der mittleren Schwäbischen Alb der unterirdische Abfluß in Kluftzonen, geschlossenen Röhren vergleichbar, dominieren. 2. ) Wenn kein einheitlicher Karstwasserkörper vorhanden ist, dann kann es auch keinen zusammenhängenden Karstwasserspiegel geben. Der liasserstand in den Kluftzonen ist ven verschiedenen Fakteren abhängig, ¡n erster Linie sind es die Niederschläge, dann die Form der Klüfte (z.B. eng «der weit) u.a. Ähnliche Wasser¬ stände in benachbarten Kluftsystemen sind also auch ohne direkte Verbindungen der Klüfte möglich. Ebenso oft werden aber auch auf kürzesie Entfernung Wasserstände angetroffen, die nicht miteinander korrelierbar sind. Wie schon öfters gefordert, sollte daher der Ausdruck "Karstwasserspiegtl * nicht mehr verwendet werden. Vargeschlagen wurde ’’Karstwasserstand'* oder aber dem internationalen Sprachgebrauch folgend ’’pfezemetrisehe Oberfläche". 3. ) Langjährige Beobachtungen von Karstwasserpegeln haben überraschend starke Schwankungen ergeben. Regel¬ mäßig erfolgt ein Anstieg in den ersten Monaten des Jahres, der Höchststand ist im Mai-Juni erreicht, dann gehen die Wasserstände bis zum Minimum im Dezember oder Januar gleichmäßig zurück. Die größten Schwankungen mit über 30 m wurden in dem am weitesten vom Vorfluter entfernten Pegel auf der Albhochfläche gemessen, mit Annähermng an den Vorfluter, z.B. Donau, gehen sie auf wenige Meter furück. Die Karstwassorstände reagieren also in erster Linie auf die Niederschläge. Ein direkter Zusammenhang ist aber manchmal nicht leicht zu erkennen. Verzögerter Abfluß, Rückhaltung im Gebirge müssen, wie Binde r am Blautopf nachzuweisen versucht, berücksichtigt werden. 4. ) Die lang umstrittene Frage der Einzugsgebiete von Karstquellen wurde in vielen Fällen eindeutig für eine Selbständigkeit derselben entschieden. Durch zahlreiche Markierungsversuche, Pumpversuche usw. konnten auch bei wechselnden Wassorständen festliegende Einzugsgebiete, z.B. für den Blautopf und andere Karstquellen, ab¬ gegrenzt werden. Randliche Verbindungen zu Nachbargebieten wurden in einzelnen Fällen durch Markierungs¬ versuche festgestellt, jedoch handelte es sich immer nur um minimaltte Spuren, die n^r dank der höchstemfindlichen Untersuchungsmethoden (bei Färbungen mit Oranin, Nachweisgrenze etwa 0,1 mg/m ) überhaupt festgestellt werden konnten. 5. ) Die Existenz von durchlässigen und undurchlässigen Schichten wird von den bekannten Karstwassertheorien vorausgesetzt. Nach unseren Ergebnissen können wir für das Gebiet der mittleren und der östlichen Alb diese Ansicht nicht bestätigen» Durch Markierungsversuche konnten wir nachweisen, daß die Wandergeschwindigkeit des auf der Hochfläche zur Versickerung gebrachten Wassers bis zu den Austrittss^ellen am Albnord-bzw. Südrand in der gleichen Größenordnung liegt. Im ersten Fall muß aber das Wasser die Mergel schichten dos Weißen Juras J und vor allem J' passieren. Imzweiten dagegen liegen sowohl Versickerungswie Austrittsstelle in den Massenkalken Auch über die Wasserwegsamkeit der Kalkgesteine mußten wir unsere Ansicht korrigieren. Wasservegsane Klüfte sind wie Bohrungen ergeben-nur in eine gewisse, begrenzte Tiefe vorhanden, darunter sind die primären Klüfte so eng, bzw. durch Kalkspatausscheidungen verheilt, daß der Kalkstein, ohne daß petrographische oder sonstige Änderungen festzustellen wären, die Funktion der Sohlschicht übernimmt. 6. ) Bei entsprechendem geologischen Aufbau haben wir auch schon eine Verkarstung in verschiedenen Stockwerken angetroffen. Besonders am Albsüdrand fanden wir bei Bohrungen, daß unter 70 150 m mächtigen, schwach klüftigen, gebankten Kalken kavernöse Massenkalke (sog. "Lochkalke"), die stark verkarstet waren, anstanden. Auch Karströhren mit Gerollen bis Faustgröße, die eindeutige Spuren von Wassertransport zeigten, woren in diesen Tiefen vorhanden (z.B. Bohrung Arnegg im Blautal, ca. 15 km westlich von Ulm). Diese Steckwerksverkarstung ist einmal auf die verschiedene Lösungsfreudigkeit der gebankten bzw. der vielfach dolomitischen Massenkalke zurückzuführen, dann auf paläageographische Faktoren. Zur Zeit der Entstehung müssen noch völlig andere Vorflut. Verhältnisse für die Verkarstung maßgeblich gewesen sein. Sehr wahrscheinlich ist nach den Beobachtungen, die Bögl i mitteilt, daß bei dieser tiefliegenden Verkarstung die Mischungskorrosion von Bedeutung ist. 7. ) In der Frühzeit der Karstforschung wurden für die Verhältnisse des istrisehen Karstes die beiden Ausdrücke "sei chter* und "tiefer Karst" geprägt. Si« wurden vor über fünfzig Jahren van Gradmann auf die Schwäbische Alb übertragen und seitdemfindet man sie in fast allen Karstarbeiten, obwohl schon lange erkannt wurde, daß sie durch die in der Zwischenzeit gewonnenen Erkenntnisse überholt sind. SewoW für den seichten wie tiefen

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Hy 6/3 Karst sind äußere Merkmale besonders der Karstquellen entscheidend. Keine Berücksichtigung findet das Karst, wasser im Gesteink'drper, bzw, es wird von nicht zutreffenden Vorstellungen hierüber ausgegangen. Ein Versuch, diese Diskrepanz zu Uberbrücken, der aber grundsätzlich nach von den alten Vorstellungen ausgeht, wurde von Weidenbach unternommen, indem er den tiefen Karst in verschiedene Zonen (äußere, innere und überdeckte) unter¬ teilt. Den hydrologischen Verhältnissen der schwäbischen Alb kann aber diese Zoneneinteilung des tiefen Karstes auch nur zum Teil gerecht werden. Viel versprechender ist dagegen der Weg, den angloamerikanische und romanische Forscher eingeschlagen haben und den neuerdings auch 39gli beschreitet. Danach wird der dauernd wassererfüllte Raum als phreatischer Bereich bezeichnet, er wird nach unterteilt in den tiefphreatisehen Be¬ reich, in dem nur äußerst langsame Wasserbewegungen stattfinden, etwa entsprechend Weidenbachs "innerer" und "überdeckter* Zone und den hochphreatischen Bereich, in dem noch größere Flfeßgeschwindigkei t e n auftreten, teils mit der "äußeren Zone" Zusammenfall end. Zum hochphreatischen Bereich sollte auch noch der Schwankungsraum,in dem mindestens zeitweise phreatische Ver¬ hältnisse herrschen, mit eingebezogen werden. Der ganze darüber liegende verkarstete Raum, der vom Wasser nur zeitweilig durchströmt wird, der also praktisch "wasserleer* ist, ist als "vadoser Bereich* anzusprechen. Bei der Unterscheidung zwischen einem seichten und einem tiefen Karst sind bei uns im Lauf der Zeit immer mehr Schwierigkeiten aufgetreten. Dagegen scheinen die hydrologischen Verhältnisse der Schwäbischen Alb viel zu¬ treffender mit den Vorstellungen Uber den phreatischen bzw. vadosen Bereich in Einklang zu bringen sein Es wäre sehr zu begrüßen, wenn wir dis Konsequenzen daraus ziehen würden und eine Terminelegie verwenden würden, die den neuen Erkenntnissen gerecht wird. Schrifttum: Binder H. n n Bögli, Â. N It Eissele, K. und Groschopf, P. Gradmann, R„ Groschopf, P. tt » n » Lehmann, 0. Weidenbach, F. Diskussion; Niederschlag, Abfluß und Verdunstung im Gebiet des Bläutopfs in den B5 Abflußjahren 1925 1959, Jber. und Mitt. oberrh. geol.Ver, N.F. 42 S. 52, Stuttgart 1960 Robert Gradmanns Darstellung der Karsthydrelegie der Schwäbischen Alb im Lichte neuerer Untersuchungen. Actes du IV Congr. Intern.d Speieelogie en Yougoslavie T. Ill, S. 287 Ljubljana 1968 Mi s chungskorrosien Ein Beitrag zum Verkarstungsprofelem. Erdkunde Arch. f. wissensch. Geographie 18. S. 83. Bonn 1964 Neue Anschauungen über die Rolle von Schichtfugen und Klüften in de 1 " kar'-t hydrogrqp bischen Entwi cklung. Gesl . R undsch. 58. 2, S 395 Stuttgart 1969 Zur Karsthydrelegie der Schwäbischen Alb. Jh. Karstun' 4 Höhlenkde, H.4 S. 81, München 1963 Süddeutschland 2 Bde. 1. Aufl. Stuttgart 1931, 2. unveränderte Aufl. Darmstadt 1959 Die geologischen Veraussetzungen für die Erschließung von Karstwasser im Blautal Jh. Karstund Höhlenkde., H. 6 3. 79 München 1965 Grundwissen und Quellen, in Kreisbeschreibung Ulm im Druck Das Karstwasser der Schwäbischen Alb und seine Nutzung. Die Schulwarte 22, Stuttgart 1969 Die HydrographiS des Karstes, Leipzig und Wien 1932 Trinkwasserversorgung aus Karstwasser in der östlichen Schwäbischen Alb. Jh. Karstund Höhlenkde., H.1 S. 159 München 1960 H. KESSLER (Budapest); Man darf sichnlcht beirren lassen, wenn die Jahresniederschläge nicht mit den Quellschüttungen übereinstimmen. Die Schüttungen hängen nicht nur vom Gesamtjahresniederschlag ab, sondern auch von der zeitlichen Verteilung der Niederschläge (verschiedene jahreszeitliche Verdunstung und Wasserverbrauch H er Vegetation in den Jahreszeiten)

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Hy 6/4 In Betracht gezogen werden muß deshalb die zeitliche Verteilung der Jahresniederschläge» Aufgrund dieser Erkenntnis wurde van uns eine empirische Methode ausgearbeitet, mit der es «Sglich ist, die Versickerungsprezente bzw. das Einzugsgebiet zu berechnen. Aufgrund der uns zur Verfügung stehenden SchOttungsund Niederschlagsdaten des Jahres 1954 berechneten wir das Einzugsgebiet des» uns übrigens unbekannten, 81 a utspfes, mit rd» 169 km2. Van dieser Berechnung wurde die Bayerische Landesstelle für Gewässerkunde verständigt, viele Jahre später erfuhren wir«,daß durch Färbversuche unsere Berechnung bestätigt wird. M. A. GEYH (Hannover): Die Altersbestimmungen van Wässern aus dem tiefen und überdeckten Karst aus dem Gebiet der Schwäbischen Alb mit Hilfe van Tritium und Radiakohlenstaff-Konzentrat!ansbestimmungen führten zu einer altersmäßigen Klassifi¬ zierung. Es kannte unterschieden werden: I. Rezentes Wasser des tiefen Karstes mit einem Alter van einigen Hanaten oder Jahren» Es ist durch einen heben Tritiumgehalt gekennzeichnet. Er stimmt mit dem der van Abflüssen,die aus dem seichten Karst kämmen» Uberein. Im tiefen Karst kämmt dieses Wasser unvermiseht äußerst selten var und dann nur in der äußeren Zone. II. Subrezentes Wasser des tiefen Karstes : Es ist einige Jahrzehnte alt und stellt die Hauptkampenente der äußeren Zone des tiefen Karstes dar. Häufig ist es mit rezentem Wasser stark, mäßig eder 1 eicht versetzt. Als Trinkwasser ist es sehr gut geeignet. III» Alteres Wasser des tiefen Karstes : Es ist einige Jahrhunderte adsr Jahrtausende alt und nahezu immer mit subrezentem oder rezentem Hasser vermischt. Unter günstigen öm^nden lassen sich mit Hilfe van ^CBestimmungen Fließgeschwindigkeiten und Fließrichtungen ermitteln. Dieses Wasser wird nur in der inneren Zone angetraffen» IV. Altes Wasser des überdeckten Karstes : Es ist einige Jahrtausende oder Jahrzehntausende alt un J enthält keine rezenten Komponenten, sofern nicht eine Einspeisung durch die Bohrung aus Näheren Horizonten möglllht ist. Soweit es schon jetzt überblickbar ist, scheint dieses Wasser nicht zu stagnieren sondern immer in Bewegung zu sein. Erste Messungen bei Ingsstadt und in der südlichen Fränkischen Alb ergaben Strömungs¬ geschwindigkeiten von etwa 1 m im Jahrhundert.

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Hy 7/1 Examples of Possibilities to Exploit Waters from Spéléologie Sites for the •ater Supply SRE6KO BOZICEYIC (institute for Geological Research, Zagreb, Yugoslavia, Departement for Hydrogeology and Engineering Geology) The large region of the Dinaric Karst represents an outstanding area on the territory of Yugoslavia, It is noticeable by its specific morphology, geological structure and above all by its characteristic hydrogeological phenomena. Its main characteristic is the complete or partial lack of surface water streams and the development of a subterranean system of fissures. In spite of a large amount of atmospheric precipitates that pour down on this area, it nevertheless lacks any significant number of permanent water springs and open surface water streams. On the other hand, after extended periods of rain, intermittent springs discharge large amounts of water along the numerous fissure systems. This causes the flooding or inundation of those anyhow small areas of arable ground in the Karst. During this period the Karst rivers become "overburdened" with water and they cause in most instances damage to the various agricultural plantations in the Karst. The inundation period does not take place every year at a precisely determined moment because it is determined by the meteorological conditions. It also does not always last over the same period of time. The first and basic problem that appeared was the head for a water economy applicable in the Karst region. This need was caused b^ the,desire.to keep or accumulate great quantities of water originating from the period of rains in order to preserve it for the forthcoming period of drought. This water could be used for hydroenergetic needs or for the reclamation of land in the Karst fields and for water supplies of extended Karst areas. Permanent water supply for the population of these areas, with clean and drinkable water, appears to be one of the basic concerns in the whole Karst region, caused by the develonement oft economy and tourism. Regional hydrogeological research of the territory of Yugoslavia also comprises the speleological survey and exploration. An increased attention is being given on large areas of the provinces of Istria, Gorski Katar, Lika, Dalmatia, Herzegovina, Montenegro and the Adriatic Islands, to the observation and recording of hydrogeological phenomena in such objects, i.e. caves, caveras and sink holes which are in the course ef exploration. During these explorations possibilities have been found for containing subterranean water in many places. After having been contained, such water could serve for supplying local as wll as broader needs. It was also noticed that in some objects the subterranean water is always present, in other objects only periodical ly. Exploitation of Subterranean Mater in Practice: For continuous and practical exploitation of subterranean water flows are suitable the cave springs and caverns with steady flow of water throughowt the whole year. In such objects the water comes out of fissure systems or syphonic basins with an approximately uniform capacity of flew. In the following paragraphs I shall proffer some examples of practical exploitation of subterranean water flows in the region ef the Dinaric Karst which came to my knowledge from literature and some which I have ex¬ plored myself. A classical and instructive example is doubtless the cave MALI OUM near Livno in Bosnia and Herzegovina (Fig. 1 and PI ate 1, fig. 1 ). The cave MALI OUM is the main and the strongest spring of the brock Bistrica which has bean contained for the waterworks of the town Livno. Close to the entrance of the cave itself there has been built a concrete reservoir of 6 x 4 metres in size, from which a pipeline is leading to the waterworks in the town itself. The entrance of the cave has been walled in and so the danoer of fouling the water by stepping inside has been ex¬ cluded. The water that was contained for the waterworks is located in a slphonic basin at the end of the cave.

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which has a fissure-like appearance. This fissure is filled with wafer over its whole length and even during the aost intense drought. During the high waters the level in the lake rises and then also the water surplus overflows across the five aetres high step froa where if flows through a concrete bed and further out into the bed of the brook Bistrica. The shaping of the cave was deterained by the strong erosive work of water along the thick layers of liaestone of the Chalk period which are tectonically rather dislocated. At the foot of the spring there can be found the layers of Eocene flisch rock that acts as an insulator in this relation. The liaestone that adheres on to the flisch rock is cracked and tectonically very dislocated. It serves as a collector for the surface and subterranean water in the background of the spring Bistrica. In such a way a saturation zone was foraed in the background of the spring. This zone was foraed in aany Karst channels which feed the spring Bistrica. The cave TRBUH0V1CA near Prezid is a narrow fissure-like cave that was foraed in the Jurassic liaestones The cave cane into existence on the lithological border of the non-stratified light grey Jurassic doloaites that are apparent in the substrate and the stratified dark grey liaestones which are visible in the ceiling of the cave. in this case the dolonites have created an iaperaeable substrate along which followed a discharge of water to the surface. Ineediately behind the entrance in the one part of the cave where the channel is very low, a concrete dan has beer, built fron which water is conducted to the waterworks. Seventy-five aetres fron its entrance the cave is shaped in the torn of a narrow and tali channel that farther on suddenly widens into a large hall and then further bifurcates into two forks. Fron one of these a subterranean brook flows out and water is accunu]ated by the erected concrete daa. Water is conducted further on for needs of the water supply. The cave PECINA S VODON in the village naned Fabci in (stria is an exanple of local exploitation of water for the needs of the water supply in a few snaller settienents in the Karst region. This cave actually consists of an elliptic space aeasuring 10 aetres in length, 6 in width,and 2-3 m t res in height. Water streans out fron one part of the cave, it was fornerly flowing unused into a neighbour¬ ing sink hole. The erection of a concrete wall and the building of a reservoir in front of the entrance allowed the accuaulation of a sufficient quantity of water, covering the deeand of the surrounding settleaonts. The cave ZELENi VIR near the town naned Skrad in the district of Gorski Kotar represents an interesting speleological object fron which water flows out. However, it has not been put to use for the water supply but for the running of a snail power station. The cave itself consists of a large hall having over 40 neires in length, about 30 aetres in width, and 15 netres in height. Fron the southern part of the hall a steady subterranean sfrean bursts out fron a siphon. At the entrance itself a concrete wall and a dan have been built, fron where the wafer is being conducted by a slanted pipeline to the power station "Zeleni Vir* that is located soae hundred aetres below the cave opening. An exanple of local exploitation of subterranean water is encountered in the close neighbourhood of Zagreb on the slopes of the aountain Zagrebaëka gort. There in the village of Bordee onec-of the pansants started the digging of a well in the neighbourhood of his house. A few metres below the Quarterian alluvium he encountered the strata of the lithotamnian limestone through which he continued the digging of the well. After firing a mine a cavity was opened and from it could be heard the noise of flowing water. The peasant found a small cave where a brook of negligible size was flow¬ ing. As the cavity measured only 12 metres in depth and its interior was rather spacious, he built two concrete basins. He dug out a channel from the bottom of the cave and he constructed a pipeline of 210 metres in length through which he now conducts water from the cave to the auxiliary reservoir and further on to his house. This natural aqueduct did not dry out for over thirty years. Anticipated Localities for Exploitation of Subterranean Water : The development of tourism in the coastal and in the island part of Yugoslavia makes obvious an increas¬ ing demand for steady quantities of drinking water. !n some smaller pits and caves that are located in the neighbourhood of the sea we often find brackish water, which is not usable for drinking during the drought period of the year. The containing of strong Karst springs is being treated with an increased attention, but their number Is relatively small in comparison with the whole Karst region.

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H y Z¿..i BOZÍCEV/C PLATE I. FIG. I. One part of the ßistrica stream flows out of the Little Dum Cave near Livno. Upon its tapping this water is used for the Livno waterworks. FIG. 2. The source in the Cave of Zalu?nica (Lika) delivers large quantities of water during the long-lasting rainy season. During summer the inhabitants of the nearby villages go down the built stairway to the water basin at the bottom of the cave. PLATE I Foto: S. Bozi£evi£

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Hy 7/4 MJE R! LO Mapped by: Scale S.Baiidevié 9 5 » 15 30m. »— % %  = i n i n 1 '1 F/G. 2 . F/G. /.

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Hy 7/5 There are soie proposals for exploitation of water>streailngf roa the sea bed springs close to the sea coast, but this is still linked with various technical problems. An Illustrative exaaple for water exploitation from a pit on an Adriatic island is found in the village Luka on the island Ougi Otok. Froa the pit of about 20 aetres in depth water has been puaped up by a windmill and it was furthered into the village cistern. This was the case until a petrol driven aotor-punp was introduced, but the war events deranged the noraal course of life on this island and so this source of drinking water was forgotten. In the district of Lika near the village Zaluinica there is a cave from which water flows out during the period of rains. When the water subsides it is still accumulated on the bottom itself and there it stays even during the drought season of the year. In order to make the access to the water more easy, the peasants have built steps reaching to the bottom of the cave and additionally they made a big hole in the ceiling, building in such a way a well by means of which water could also be taken out (Fig 2, and Plate 1, fig. 2). In the course of studies of the spacious region of the Dlnaric Karst, it was noticed that there are existent real possibilities for water exploitation also from the following speleological objects: the cave MRZLl&VA JAMA near the town Lupoglav in Istria, Mater is present in a channel at the end of the cave. a cave near the village Dolenje on the north-eastern edge of the mountain Ifitarija bears in its interior a siphonic lake from which water flows out and farther on in the other part of the cave system it again sinks underground in the form of a brook. the cave VRELO near the town of Full ne in the district of Gorski Kotar bears in its interior a brook which originates in the cave and flows out ihrfoägh the natural opening of the cake. Water is present in the cave during the whole year. the caves VEL1KA PEÉINA and MALA PECINA near the village of Gornji VuckoviÊ in the neighbourhood of the town Srpske Moravice in the district of Gorski Kotar contains water throughout the whole year. Water streams out from the cave openings. ° the cave BIJELA VODA east of Karin has a length of more than 200 metres (the Karin sea in the district of Ravni Kotari). The entrance part has been fenced off by a stone wall of about 1 metre in height, thus forming a basin of water 50 metres long, about 5 metres wide,and of a median depth of about 0.5 aetres. This water is occasionally used for the neighbouring villages during the abundant rains. the cave spring KARI^NICA at the end of the brook KariSni^ca east of Karin. During the more intense rainfalls a great quantity of water flows out from the cave, and during the drought period there is still a water basin at the end of thi cave that never goes dry. the caves in HuVkovci north of Obrevac near the river Zrmanja have water basins of notable dimensions in their interior. The water in these basins originates from the sink holes that gorge the water in the area of Gratae and Riïica on the continental side of the mountain range of Velebit. the cave MANDALINA near the town and harbour'Sibenik has in its interior a large water basin of 20 metres in length and about 10 16 metres in width. The origin and the quality of water should be investigated. It should be very suitable for the water supply of the town of ?ibenik. the cave P0KR0VN1K north of !>ibernk is the only source of drinking water for the local population. A suitable project could help the augmenting of the quantity of water. the caves KRASINA PECINA I, II and the pit SUHI RUMIN are located more to the north of Sinj in the valley of the river Cetina. The systems of these caves and of the mentioned pit contain in their interior large amounts of subterranean water that could be used for the water supply of the broader surrounding area. the pit spring BADANJ and the cave spring in BriSnik, also some other caves with water in the region of the fields Glamoí polje and Duvanjsko polje are exploited mainly for the local supply. the cave BIL08RK0VA PECINA near Arzan contains a large water basin at a distance of 80 metres from the entrance from which water is flowing out during the whole year. By means of a moderate containing project this water from the cave could be used for the supply of the neighbouring villages. the cave P0GANJACA near the village Grebci in the southern Herzegovina has in its interior a strong bfook that sinks again underground in another part of the cave without being put to use. the cave VILINA PECINA above the river Ombla could be used as a direct tap on the Ombla itself in the back side of the source. In this cave a strong noise of a waterfall can be heard from a fissure. It can be taken as true that there exists a part of a subterranean water flow that emerges some 130 metres farther below as the source of Ombla.

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Hy 7/6 the cate SIPUN PEélN above the coastal town of Cavtat contains In Its depth a eater basin of sew 30 aetres in length, the water depth being over 4 aetres. the caves in the neighbourhood of the coastal town and harbour Hercegnovi in the bay of Boka Kotorska, free where the water streaas out during the period of rains. the cave SH4ÏC1C PECINA near the town Brinje in the district of Lika encloses in its interior a brook flowing even during the driest part of the year. During the rain period water streaas out through the cave opening. the cave ZELENA PECINA on the edge of the field Krbavsko pal je discharges during the stronger rains huge aeounts of water and if contains at the end of the cave space a siphonic lake during the rest of the year. Conclusion ; According to the present results of hydrogeological and speleological research in the region of the Diñarle Karst a large nuaber of caves and pits has been recorded, which contain water or froa which occasion, ally a noticeable quantity of subterranean Karst water is discharged. Presently only a snail part of this quantity of water has been put to practical use or applied respec. tively for the water supply of the population inhabiting the arid Karst districts. Sow of the aentioned esanples of successful exploitation of subterranean water, where only saall con. struction works had to be performed, show that in slailar instances a eoaplete exploitation of subterranean water could be perfectuated. Every source of subterranean water should be put to a detailed hydrological, biological and other Inves¬ tigations in order to allow the safest possible project of water supply engineering to be worked out. Froa the point of view of the water supply econoay, especially the water supply in Karst, the aost Interesting are the cave springs or pits fron which energes a definite quantity of drinking water, as well as pits or caves which in their subterranean systea contain the accumulated or flowing water Speleological research in the predominant part of the Diñarle Karst have not been as yet conducted in detail and with thoroughness. Doubtlessly, in the course of the forthcoalng Investigations in this region there shall be found a series of hydrologieall y interesting objects and phenoaena. which after certain studies shall be possibly put to use for the water supply. Literature; Bertarelli, V„» Boegan, E. (1926) Boegan, E. (1930) Bo2icevi£, S. (1967) Boïiiievib, S. (1963) Halez, M. (1956) Halez, M. (1960) Malez, M. (1962) Dueaila grotte. Milano Catasto del le Grotte Italiane. I. Grotte della Venezia Giulia. Trieste Speleoloiki objekti s vodoa. Hidrogeololka studija SR Hrvatske. Arhiva Geol. Instituta Pe&ine, jase i ponori s vodoa u podruEju dinprskog krsa. Acta geológica, knjiga 6. Zagreb Novi ja istráíivanja pecina NR Hrvazske. Acta geológica, knjiga 1. Zagreb Rebine 6ibarije i UKke u Istri. Acta geológica. Knjiga 2. Zagreb Speleolplki objekti jugozapadne like. Acta geológica, knjiga 3. Zagreb

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Hy 8/1 THE PRESENT POSITION OF THE THEORY AND TECHNIQUE OF PULSE WAVE HYDROLOGY KEN ASHTON (Auckland/New Zealand) This paper Is Intended as a summary of the author's work on the problems of pulse-wave hydrology and its speleological applications. It also offers a bibliography of the somewhat diverse publications on this topic. Natural Flood Waves in Caves: The effect of the onset of precipitation in the neighbourhood of a stream, previously flowing in equilibrium, is to. disturb this equilibrium at all points where the stream receives increments of water That such disturbances will travel downstream as waves, may be seen from the following standard analysis. Let q * quantity of water passing a fixed point in unit time (flow rate) and k » quantity of water within a unit distance along the stream at a fixed time (concentration). If then x represents the distance along the stream and t the time, the equation of continuity is äk St * ~dx 0 . We now assume that q is a function of k and x only (i.e, flow rate depends only on stream geometry and quantity of water) and put when this equation becomes constant m at C 5? o. telling us that q is constant on waves, known as kinematic waves, moving with velocity c. In other words, the disturbances in equilibrium will propagate downstream with a velocity c depending on the size of the disturbance and the channel geometry. Let v be the mean velocity of the stream at a point and note that v Hence c -r (vk) dk v + k dv dk q k* dv v In streams and rivSrs, v increases with k and so k -rr>0 whence we see that dk x c > v . We now see that the disturbances propagate downstream with a velocity greater than that of the stream itself and moreover larger disturbances travel faster than smaller ones. Thus larger disturbances will over, take and coalesce with small ones producing fewer, larger waves which Will have a form approximating to a discontinuity in k and q. This process is anologous to the generation of shock waves in aerodynamic flow. Let us assume that such a shock front has been formed and is moving with velocity U. Let q^. k^ and q„, k„ be the respective values of q and k above and below the shock. Then the quantity of water passing the shock front in unit time is q^ Dk^ » q^ Uk^ whence U

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Hy a/2 Thus ue see that the shock »ave resulting fro» this coalescence is sieply the dîseentînuous sise of the staple klneaatic »ave. Because of the linearity of the differential equation a sisple aethod of graphical solution becoees possible (see [l] ) once we have established an eapirical relation between q and k. Once such a systee of disturbances enters a cave systee the only further increments of water occur et discrete points» The flood wave thus develops» under eost ideal conditions, into the steep-fronted stable and standard wave fora on to which can be iapressed so euch inforaatlon on the nature of the cave systee anc which it is our concern to decode. The earliest proposal for such an analysis was contained in [2] and was developed in depth in [ 4 ] together with a consideration of the corresponding eheaical changes which take place in a stream during tha passage of a flood. Applications of the technique were reported in (^5^ and £7] and a further elementary summary in t «]• Consideration of the multiplicity of pulses at a resurgence as compared with the precipitation record can afford an analysis of the configuration of the main vadose sections of the drainage system If. for example, a single, heavy onset of precipitation yields a double pulse at the resurgence, we would suspect that, either the system had two points of submergence or contained a large loop passage, the former case being morphologically far more probable. In [ 4] a sketch was made of a computor programme for analysing complex cases and this sketch has been ably realized by Hilcock in [l0 3 . The analysis was, however, made before the nature of the waves was fully understood and did not take account of the problem of the coalescing of shock waves. In this respect the relevant parts of the analysis in both [_43 and \J0 ] require further modification. This same phenomenon also limits the fineness of the detail that can be determined from such an analysis, for two points of submergence in mutual proximity will be particularly liable to develop only a single kinematic wave. As described in ^4^ and [b} » further information can often be obtained from the detailed 'hape of an emergent flood wave. Consider, for example,., a cave system leading down to a restricted phreatic zone. Ât the moment of the arrival of a flood wave at the head of the phreas, the constricted passages will not be able to cope with the increased flow until sufficient water has •backed up* to produce the necessary hydraulic head. This head, and the corresponding flow rate, will then be, maintained until the incident flow rate decreases The effect of a constriction is therefore to flatten the already sbarp-froated wave giving it the square form which is characteristic of many cave systems and markedly different from a freely developed flood wave. The consideration of chemical variations in resurgent waters during a period of flood can yield Hetails as to the nature of the phreatic,zone, if any, and,can even offer an estimate of the volume of the phreatic zone activated by the flood. No further comments need to be added to the details given in [ 4 ] and [ 6 J except to mention that the hypothesis of the successive activation of the remoter parts of an extensive phreas (see (^4 J and [b3) is supported by work reported in [il ]. Artificial Kinematic Waves ; Perhaps the most surprising result in this field was the discovery of the stability of even very small, kinematic waves of the nature described in the above theory, in £*3 J it is described how such waves, generated by the breaking of dams of between 15 cm to 75 cm in height, could be detected by suitably damped flow level recorders after an underground transit of up to 2 km in both vadose and phreatic systems and even through both in succession. On one occasion such waves survived filtering through a bed of boulders and sand. Attention is therefore drawn to this technique, described in £ 4 ] and [^8 J as a potential means of tracing the directions of underground drainage. Such a test can be completed in a matter of hours rather than days, it involves no pol lution and the results are recorded automatically. Its disadvantages lie in a limitation of the distance (yet to be established) over which it is effective and a consequent risk of negative results. Nonetheless, together with the methods mentioned earlier, it has led to the discovery and exploration of a major drainage system in Northern England (Kingsdale Master Cave). It may also be noted that similar artificial waves can be used ta study, from an upstream point of access, the nature of a trap (or a sump) in a cave. Such techniques are described in [sj. Briefly they are concerned with the nature and rate of the absorption of a pulse wave into the trap. In particular, a measure can be gained of the minimal cross sectional area of the trap and of the area of the air/water surface (if any) within the trap. It can be further determined whether the trap is of U-tube form or if it is the result of the backing up of water behind a constriction such as a collapse.

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Hy 8/3 References: [1] Stoker, J. J. [ 2 ] Ashton, K. Water Waves. Interscience Publishers. New York 1957. The Analysis of Speleo-hydrological Configuration. 3 Int. Kongress f. Speläolgie Bll. Wien 1963. [ 3 ] , . Preliminary Report on a New Hydrological Technique. C.R.G. Newsletter No. 98 Dec. 1965. [ 4 ] " The Analysis o* How Da+a from Karst Drainage Systems. C.R.G. Transactions V7 No, 2. Har. 1966. [ 5 ] " " et al. University of Leeds Hydrologica 1 Survey Expedition. Jamaica 1963. C R.G Transactions V9„ No. 1. Jan. 1967, [ej '' " C 7 ) " * Limestone Hydrology. N.Z. Speleol. Bull. No. 64. Nov. 1967. Hydrological Analysis Applied to Tropical Karst. 4 Int. Kongress fl Speläologie Bill Ljubljana 1968, [a] » » Artificial Flood Waves in Caves. N.Z. Speleol. Bull. No. 64 Nov. 1 967. [ 9 ] « « [10] Wilcock, J. D. Exploring Sumps in Comfort. N.Z. Speleol. Bull. No. 65 Feb. 1968. Some Developments i-rcPuTse-Train Analysis. C.R.G. Transactions V10. No. 2 May 1968. [il] Thrailkill, J. T. Chemical and Hydrologic 1 Factors in the Excavation of Limestone Caves Geol. Soc. of America, Bull, V78. No. 1 Jan, 1968 (C.R.Q. » Cave Research Group of Great Britain).

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Hy 9/1 Etude comparée des hydrogrammes de tarissement aux résurgences de la Sorgues, de la Vis et de 1' Esperelle ( Grands Causses-Causse du Larzac ) (Aveyron Hérault) HENRI SALVAYRE ( Perpignan / France ) Rappelons tout d'abord que l'on peut distinguer trois périodes dans l'écoulement souterrain d'une crue ( H. ÜCHOELLER C. DROGUE ). Les eaux transitées en gros conduits depuis les pertes jusqu'à la source^ Les eaux provenant de la vidange des chenaux de dissolution. Les eaux provenant du ressuyage des fissures ou interstices de la masse calcaire. On peut, en coordonnées semi-logarithmiques décomposer T hydrogramme en trois parties et calculer la valeur du coefficient de chaque composante. Nous avons effectué ce calcul pour quelques crues de la Sorgues ( 19631964 ) et de l'Esperelle (1966 1967 ) et comparé avec les valeurs obtenues pour la Vis. 1 Séparation des composantes des crues de la Sorgues I sa source. Crue du 30 Octobre 1963. ( Fig. 1 ) Coefficients et quations des composantes des hydrogrammes. Alpha 1 « 1,55 Qt » 33 1 , 5 5t e 0,52t 6 0,027 t e Alpha 2 0,52 Qt 6,2 Alpha 3 0,027 Qt » 2,4 Formule complète de Qt 33 e tarissement: 1,55t , , 0,52t 6,2 e + 2,4 e " qui évolue de la façon suivante : au bout de 4 jours : Qt 0,6 e 0,52t + ^ , , , o . n , 0 0,027t au bout de 8 jours : Qt = 2e Le volume total écoulé est : Vo = 14,472.10^ m3 Le volume écoulé par les microfissures : Ve » 2,332.10^ m3 Le volume transité par les chenaux et conduits de dissolution Vo Ve * 12,14o.10 6 m3 0,02?t 0,027t Crue du mois de Décembre 1963, ( Fig. 2 ) Coefficients et équations des composantes des hydrogrammes. 1,01t 0,52t 0,31 1 Alpha 1 » 1,01 Qt = 5,8 e Alpha 2 0,52 Qt “ 6 e = Alpha 3 = 0,31 Qt = 2 e * Formule complète de Qt = 5,8 tarissement : o “ 1 ’ 0 1t R e +o 0,52t „ e + ¿ 0,031 1 qui évolue de la façon suivante , , , R . o " °» 5 2t 1 v ”M 3 1t au bout de 6 jours : Qt = 0,45 e + 1,7 e , , , in . r , . r 0,031 1 au bout de 10 jours : Qt = 1,5 e : Vo 7.064.10 6 m3 Le volume total écoulé est

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Hy 9/2 Le volume écoulé par les microfissures : Ve 4,180,10 «3 Le volume transit! par les chenaux et les conduits de dissolution Vo Ve2,884.10 6 m3 Crue du 25 Février 1964 . Coefficients et équations des composantes des hydrogrammes. Alpha 1 Alpha 2 Alpha 3 1,140 0,824 0,031 Qt Qt Qt 3 34 1,4 1,140t 0,824t 0,031 1 La formule complete d e tarissement : Qt 3 e ~ 1,14t qui évolue de la façon suivante : au bout de 4 jours au bout de 8 jours Le volume total écoulé est : Vo = Le volume écoulé par les microfissures v °* 8 24t ' 1 ¿ + 34 e + 1,4 e Qt 1,4 e " °’ 8 24t + 1,2 e 0,031 1 0,031 1 Qt 1,1 e 7.710.10 6 m3 0,031 1 Ve » 3,065.10 m3 levBolume transité par les chenaux et conduits de dissolution: Vo Ve 4, 6 45.10 6 m3 Crue du 24 Hai 1964 . ( Fig 3 ) Coefficients et équations des composantes des hydrogrammes Alpha 1 » 3,26 Alpha 2 = 0,499 Alpha 3 = 0,039 Formule complète de tarissement : Qt Qt Qt 2,7 e 13 e 2,2 e -3,26t -0,499t -0,0391 n+ 9 7»* 3 ’ 2 6t Qt » 2, / e + qui évolue de 1a façon suivante : au bout de 1 jour : Qt 13 e " 0 » 4 "t + 2,2e ” 8 ’ 0 3 9t -0,499t „ , 0,039t I e + 2, 1 e 0,039t au bout de 8 jours : Qt » 1,7 e Le volume total écoulé est : Vo Le volume écoulé par les microfissures : Ve Le volume transité par les chenaux et conduits de dissolution : Vo Ve 3,470.10 6 m3 Comparaisons . Tableau No 1 Comparaison des coefficients des composantes. 7.235.10 6 m3 3.765.10 6 m3 1 Année ’Alpha 1 Alpha 2 Alpha 3 Octobre 1963 1,55 0,52 0,027 Décembre 1963 1,01 0,52 0,031 Févri e r 1964 ! 1,14 0,82 0,031 Hai 1964 3,26 0,4 9 0,039

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Hy 9/3 Qtn^'ô

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SE Hy. 9/. 4

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Hy 9/3 Tableau No 2 Comparaison des volumes êcoulls en 10 m3 Année Gros conduits i et chenaux Microfissures Octobre 1963 12,140 2,332 Décembre 1963 2,884 4,180 Févri e r 1964 4,64 3,065 Mai 1964 3,470 3,765 . 2 . Sêparation des composantes des crues I l 1 Esperelle. Coefficients et ft|U : ations des composantes des hydrogrammes. On ne peut séparer sur T hydrogramme 1 et 2, on a ( Alpha 1 + Alpha 2 ) 0,46 Alpha 3 %  0,018 Formule complète de tarissement : Qt 3,7 e Qt 3,7 e " 0,46t &f 0,45 e Qt 0,45 e 0,018t 0,46t 0,018t qui Svolue de la façon suivante : au bout de 13 jours : Qt 0,35 e 0,018t Le volume total Écoulé est : Vo ° 2,851.10 m3 Le volume écoulé par les microfissures : Ve 1,641.10^ m3 Le volume transité par les gros conduits et les chenaux de dissolution : Vo Ve 1,210.10 m3 %r Comparaisons entre les valeurs des composantes de l'écoulement calculées à la Sorgues, 1' Espérelle ÜAêJÛS' Malgré les périodes différentes utilisées pour le calcul des valeurs des composantes des hydrogrammes, nous pensons pouvoir établir quelques comparaisons. Nous emprunterons au travail de H. PAL0C et J. F0RKASIEWICZ les données relatives au régime de tarissement de la Feux de la Vis. Tableau No 3 Coefficients des composantes des hydrogrammes de tarissement . i J Résurgences ! i i Alpha 1 ¡ Alpha 2 J Alpha 3 ! ! i ! .Sorgues 1,55 > 1,14 ; 0,82 > 0,49 j 0,39 > 0,027 ! 1 Esperelle i i 0,46 j 0,018 ] i j LaVis i ' ! 2 >0,28 j 0,14 > 0,03 j 0,01 >0,002

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Hy 9/6 La comparaison des coefficients Alpha 2 et Alpha 3 de la Vis, avec les deux autres rlsurgences. montre des différences importantes. Pour la Sorgues et l'Espsrelle Alpha 2 est de l'ordre de IO" 1 , il est de 10"^ pour la Vis. De la même manière Alpha 3, est de l'ordre de 10 pour Its résurgences du larzac occidental, il est de l'ordre de 10”^ pour la Vis. Cela pourraît correspondre au fait que les écoulements par microfissures sont raoins importants dans le bassin de la Sorgues ( péraltrable è l'exploration directe ) que dans le bassin de la Vis ( impénétrable ) et oiî Ton a retenu l'hypothèse d'un écoulement prépondérant dans les dolomies. En ce qui concerne les pourcentages écoulés, ils se répartissent de la façon suivante : Tableau No 4 Pourcentages écoulés par les différentes phases du tarissement Résurgences ~1 t t I ! 1 Date 1 — I } V1 I i i %  *r • — i } V2 ! ! j j V3 i ! Sorgues Octobre 1963 i 1 12$ 1 j 71$ i j 16$ Décembre 1963 î 1% 14$ 78$ Février 1964 1 2$ j 46$ j 50$ Mai 1964 J 0,9$ 31$ \ 67$ L'Espére! le Janvier 1968 ! ! 1 2j$ j 75$ La Vis 195Q 1960 4,4$ l ... 12$ î 6,8$ | 0,3$ I j 93$ è 84,6$ ï i Si on peut se permettre de comparer ces donniez,on constate que dans tous les cas, le volume le plus im¬ portant écoulé T est par les microfissures, mais que cependant, une différence apparaît entre la Vis et la Sorgues, pour cette dernière les volumes écoulés en V2 sont importants» Ce phénomène soulignerait une nouvelle fois la dif¬ férence des formes d'écoulement entre ces deux résurgences et l'importance du cavernement et des vides dans le bassin de la Sorgues. Il semble doue que par l'étude des courbes de tarissement on puisse différencier les formes d'écoulement et distinguer les réseaux oiî les circulations sont dominées par les microfissures ( dolomie ) des réseaux oè T écoulement se fait par chenaux. 4.Conclusion. æncsaîsæssmts L'étude des hydrogrammes de décrue ou de tarissement enregistrés a quelques résurgences du Causse, confirme la possibilité que Ton a de pouvoir diviser la courbe de décrue en trois composantes représentatives de trois formes d'écoulement. 1 Par les fissures Largement oovertes horizontales et verticales ( Alpha 1 ). 2 Par les chenaux de dissolution ( Alpha 2 ). 3 Par les microfissures ( Alpha 3 ). On peut ainsi caractériser trois coefficients de décrue. Pour des résurgences ou les vides prédominent d'une façon nette sur les microfissures et les chenaux, la valeur du coefficient Alpha 3 est de Tordre de 10~ L et l'équation de la courbe de tarissement s'écrit : r Qt . Qo e °' 0 n t I I 1

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Hy 9/7 (n compris ici entre 4 et 6, Qo àitrd 50 m3/s et 16 m3/s ) c'est le cas de la Sorgues, de 1' Espirelle et vraisem¬ blablement des autres exsurgances du Larzac, dont 1* e xploration spiîlologîque du cours souterrain a montrl des dispo. sitions semblables I celles du bassin de la Sorgues ( Durzon, Cornus, *,) Dans le cas ou les circulations par microfissures dominent, la valeur de Alpha 3 est de l'ordre de 1Q ” et Inéquation s'écrit : Qt Qo 0,00,nt ( n compris entre 7 et 2 , Qo entre 24 m3/s et 10 m3/s ( notons en passant que la disposition lithologique des terrains dans les bassins de la Vis et de la Sorgues montre que le niveau dans lequel se développe les microfissures et les chenaux d* dissolution, n'occupe pas la mfme place. Dans le cas de la Vis, les dolomies correspondent au niveau d'écoulement et jouent le ríle d'un drain, dans le cas de la Sorgues les dolomies sont placées au-dessus, traversés de part en part par des fissures largement ouvertes, de ce fait leur influence n'est pas prépondérante. Elles n'en constituant pas moins des réserves qui assurent les débits d 1 étiage. Ce qui explique qu'l des profondeurs faibles, de l'ordre de 40 m on trouve des circulations perennes dans le bassin Est de la Sorgues). ( Fig 4-5 ) En ce qui concerne les volumes, on voit que dans tous les CîS le volume le plus important qui arrive I la résurgence provient des microfissures , dans les cas oiî les rkrofissures dominent l'on a des valeurs de 85 I S0 %, dans les autres de 60 I 70 jî . ( Pour le Tarn il est de l'ordre de 30.*, pour la Dourbie de 20 I 50, pour le Dourdou 20j» I 40 t ). .Dans le cadre de l'étude des caractéristiques du régime d'une résurgence et plus particulîlrement dans ]' é valuation préalable du volume disponible a plus ou moins longue échéance, 1' étude analytique des hydrogrammes de dlcrue offre un intérêt certain diel 1 instant oí Ton dispose d’un nombre suffisant d'enregistrements limnigraphiques. Hôte : Je tiens i remercier ici HM, GELIS , ROUQUETTE qui ont entretenu les limnigraphes I T Espéral le et i la Sorgues» Css recherches ont lté effectuées avec l'aide du Spéléo Club de Saint Âffrique.

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Hy 9/8 BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE BALSAN L. 1946 Spéléologie du Département de l’Aveyron . Carrère CASTANY G. 1967 íníroducíiEn J l'étude des courbes de tarissement. Chron. Hydro B.R.G.M. 10-23.30. DE JOLY R. 1948 Coloration de la Vis (Gard) Ann. Spéléo. Ill p 13 DROGUE C, 1963 Essai de détermination des composantes de l’écoulement des sources karstiques. Evaluation de la capacité de rétention par fissures et chenaux. Congr Géol. Inter. Belgrade» 243-245» 1964 Etude géologique et hydroraltrique des principales résurgences de la région Nord Morntpellilraine» Thèse Montpellier » 200p. DUBOIS Paul 1956 Coloration de la rivière de la Virenque ( Gard). Bull.ComJat. Spéléologie l,p 46 . » 1958 Etude des réseaux souterrains des revieres Bu£g»* et Virenque 2 Cong. Inter. Spéléo. 1 Sec. 1 167-175. FORKASIEWICZ J et PALOC H. 1965 Le régime de tarissement de la Foux de la Vis» Etude préliminaire B.R.GM. DS 65 A 84 . 40 p . PALOC H. 1952 Contribution 1 la connaissance des circulations karstiques dps une région type du raidi méditerranéen. Observations sur le comportement aquifère des dolomies. MSrai; Mi H.5,243-248. 1961 Hydrologie de la région Viganaise» Montpellier. Thèse 140 p* SALVAYRE H,.1961 Etude Hydrogéologique du plateau du Guillaumard» Ann» Spé 1 é . XYt JÎA :35*1 5 0. SCHOELLER >t. 1948 Le régime hydrogéologique des calcaires Eocénes du synclinal de DirEl Kef ( Tunisie) Bull» Soc» Géol. Fr. 3-s 18-167-180. 1965 Hydrodynamique dans le karst ( Ecoulement emraagasineraent ) Coll» Dubrovnik 1 -20.

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Hy 10/ 1 Low-Level Radioactivity Telemetering Arrangement lor Monitoring of Thermal Karstic Water ARPAD K. CSEKÖ (Budapest / Ungarn) Suaaary Low-lav«! radioactivity taleattaring instruaant was davalopad for tha Budapest theraal karstic water research prograaae supported by the Water Resources Developaent Research Institute. The instruaant consists of two basic parts: the detector, which is iaaersed in the MSty&s-source in about 400 a distance froa the aain recor¬ ding equipaent, which latter one is in¬ stalled in the Ivan-cave Karsthydrological Research Station. The connection is aade through telephone-cable, which aaets only the low-voltage audio-frequency speci¬ fications, so at the source aonitoring detector a high voltage converter and a pulse iapedance transforaer is applied. Pulses are counted at the aain instruaant, which consists of an aaplifier, pulse forai n g network discriminator and linear ratcneter coupled to a pen recorder. Introduction There was a serious deaand for a continuous radioactivity aeasuring equipaent at the Budapest theraal karstic water research programme supported by the Budapest Water Resources Development Institute (VITUKI). The extending deaand on the Budapest healing waters makes necessary its continuous aonitoring fpr radioactivity. Further this is a aeans of a fallout control as well for the nuclear research reactors and isotope plants situated in Budapest hills, which is a aain in¬ filtration area of the Danube-side theraal sources. Under the Budapest geological conditions a long distance underground radioactive fallout transport aay exist by aeans of the theraal karstic water. Long period radio¬ activity records are necessary for the speleotherapic research as well. There are no coaaon-built instruments on the aarket for the purpose exaept fallout aonitoring ones so it was necessary to construct simple experimental instruaant. The Experimental Instrument The thermal source to be measured the Mityls-source is in about 400 a distance from the Karsthydrologlcal Research Station in which the reading instrument was located. In the little cave where the source origines the temperature is about 42 C and the huaidity is about 100}. Under such conditions the detector voltage is generated at the very saae place by aeans of a transistorised D. C.-D. C. converter. A.voltage stabilisation of about 1 }o is aade with corona Stabilisators. The GN counter pulses through an emitter follower are triggering a blocking-type pulse forming network. The whole instruaent Is iaaersed in special high-voltage transforaer oil, ans sealed hermetically. The con¬ nections to the counter are waterproof as well. The counter probe is an iaaersion type high-/} efficient

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Hy 10/2 GK detector. The socket of the counter was dismounted and it was hermetically sealed with araldite resin into the end of a tubing. 9y this means the detector is about 30 cm in depth below the average water surface, which is variable. This precaution was necessary against mineral deposits which appear generally near the surface. Power consumption is made through a telephone cable specified for low voltage audio frequency use only. Because of the low counting rate, there was no necessity to have matched line for the pulse counting. The main instrument was installed at the research station, where normal laboratory climate exists. The main electronic equipment is based on electronic tube circuits, because of the high time constants (up to 100 sec). The pen recorder is located on a main instrument panel, where other parameters, like conductance, tempera¬ ture etc. are measured. In the figure only the waterproof part is detailed. Conclusions The first experimental set-up for telemeasuring radio-atíti v i t y met the requirements of the programme. Specific activities down to 10'^ curies/litre can be detected. The probe is specified for 50°C ambient tem¬ perature. Based on the results, an extended network of similar instruments can now be developed. Further task of the programme is the development of alpha-sensitive detector probes.

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Hy 11/1 Possibilité de différer l'analyse des fluocapteurs dans les expériences avec fluorescéine comme traceur CARLO BALBIANO d’ARAMENGO ( GSP CAI Uget, Torino / Italie ) Notre groupe Splliologique effectue des expériences avec fluorescéine et fluocapteurs depuis 1966. La méthode est maintenant bien connue et il est inutile de l'exposer. Pendant une expérience, quand le passage de la fluorescéine s? travers les fluocapteurs est terminé, le charbon, qui a absorbé une quanti tí plus ou moins grande de fluorescéine, aura tendance a la perdre de nouveau, selon un coefficient de desorption eau^charbon que nous ne connaissons pas. Cette connaissance serait tris utile quand on colore des rivières qui mettent peut-êtrequelques semaines pour réapparaître I l'extérieur et on ne peut pas contro¬ lar les fluocapteurs chaque semaine. Le charbon de nos expériences est le " Charcoal Animal Granular for Filters " de la British Drug Houses et ce que nous communiquons concerne naturellement ce produit. Modalité de 1' e xpérience Six.fluocapteurs de même forme et dimensions, contenant la même quantité de chfrbon, ont été mis dans une boîte contenant une solution acqueuse de fluorescéine, î concentration comparable â celle qu'on peut trouver dans une rivière.. Les fluocapteurs furent laissés dans ula boîte pendant 4 heures, pendant lesquelles la solutions fit agitée mécaniquement.^ On fait l'hypothèse que chaque fluocapteur a absorbé la meme quotité de colorant. lli premier fluocapteur fît stocké a part (Ao), les autres ( A,B,C,D,E, ) furent placés dans une rivière de montagne, liés ensemble et iso-orientls, et furent ppélevés I des temps variables. Ltixamen a lté fait dans la façon suivante: de chaque fluocapteur fût prélevée la même quantité de char¬ bon et elle fût Îi*è'~dans six petites fioles contenant la même quantité,de solution alcoolique de KOH. Les six solutions furent filtrées et observas au colorimêtre, en les comparant avec la même solution alcoolique sans fluorescéine. On a opéré i Lambda » 490 mu, où' 1 a fluorescéine présente le maximum d 1 abstrption. En fixant T intesisi té de la lumière passée I travers la solution alcoolique pure 1100, l'intensité de toutes les solutions fût: Ao » 61 A 71 B « 74 C 77 D 77 E 81 Pour'la méthode, on a préparé 4 solutions de fluorescéine de la façon suivante: -la solution 1 était, è l'oeil, plus concentrée que Ao. Les solutions 2,3,4) ont lté préparées en diluant chaque fois (1:3) de la solution précédente. Dans les mêmes conditions déil dites on a observé au colorimêtre les solutions 1 ) , 2),3),4) et les inten¬ sités furent les suivantes: 1 ) 52 2) 73 2) 85 4) » 90 suivant la loi de Lambert-Beer I kx %  *» e lo Il faudrait tracer un graphique donnant log I en fonction de x, c'est à dire le logarithme naturel de l'intensité lumineuse en fonction de la concentration de fluorescéine. Mais pour faciliter le tracé on a préféré mettre en abscissè l et non log ! ( voir fig., 1 )„

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Hy 11/2 Le graphique permet de connaître les concentrations correspondant aux valeurs de 1 9 11 ns s'agit naturellement pas de concentrations absolues, mais de concentrations relatives, la plus faible liant par définition égale #1. De la fig % 1 on déduit que les solutions qui dérivent des fluocapteurs Ao,A,B f C,D,E ont des concentrations de 16,5 «>10”8,3-?6,5-6,5-4,7. Sur un nouveau graphique (voir fig.2) on porte en abscisse les données et en ordonner le temps de séjour de chaquefluocapteur dans l'eau» Di seussion» Notre expérience dura 56 jours pendant lesquels la concentration diminua de 16,5 $ 4,7, c'est I dire en rapport plus que 3:1. Puisque dans les expériences de coloration des rivières souterraines on emploie toujours un excès de fluorésciine, on pense qu'on peut attendre deux mois avant de contrôler les fluocapteurs, sans inconvénient. 11. y a quelque chose en plus. La concentration, comme on pMvalt le prévoir, diminue d'une façon exponentielle. Dans notre cas nous employons de très petites quantités de fluorescéine, beaucoup moins que ce que le charbon pourrait absorber, et malgré cela, la varia¬ tion de la pente de la courbe est tris grande. Une explication pourrait être la suivante : les molécules de fluorescéine qui sont absorbées I l'extérieur du. grain de charbon, passent dans la phase acqueuse et sont entraînées dit que la faible liaison est rompue au contraire les molécules qui 'sont Í 1* intérieur'du grain, si la liaison est détruite, ont une grande probabilité de migrer dans le grain et d*être absorbées de nouveau. Donc, quand an pose dans l'eau le fluocaffteur, en peut prévoir une forte perte de fluorescéine dans les pre¬ miers jours, par la suite cette perte s'amoindrit. En conséquence nous pensons que les fluocapteurs, après quelques mois, pourront contenir encore une bonne quantité de fluorescéine. Il faut aussi penser au fait qu'une concentration de 4,7 (voir le graphique ) est facilement visible $ l'oeil nii. wortCe que nous avons exposé a une signification relative. Les données dépendent avant tout du type de charbon, et aussi de la forme et de la dimension des fluoçapteurs, de la composition de l’eau de la rivière, de sa vitesse et de son régime d'écoulement, de sa température, etc, sans tenir compte de toutes les erreurs accidentelles. Pourtant nos données ont une valeur seulement semi-quantitative, mais qui est bien suffisante au regard du but pratique qui nous intéresse!.

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Hy 11/3 FIG. 1

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Hy 12/1 APPEARANCE OF THE NOXIOUS GASES IN SOME CAVES IN CROATIA (SUMMARY) HRVOJE MALINAR (Zagreb/Yugoslavia) In the whole Karst area in Croatia, in the underground channels of caves and pits, a permanent concen¬ tration of noxious gases is a rare phenomenon. It is because of a number of meteorological factors which causes e'/en a stronger air flow in the underground channels, and the sedimentation of noxious gases is impossible. The exceptions are two caves on the Dalmatian Seaside: Lugareva jama and Labodnja jama, three km west of the Posetarje village, near Zadar. In these caves the presence of gas was discovered already on the occasion of the first exploration in 1951, when speleologists perceived a deficiency of oxygen. After that, it was undertaken investigation of this phenomenon and it was found that noxious gas was carboniferous dioxide. The origin of this gas was brought in correspondence with rotten pieces of grass, branches and leaves, which were carried in by sporadic torrent in e rainy winter season. Carboniferous dioxide, developed during the decomposition of the organic matter because of : t s greater density than of air, settles down into the bottom of caves. Since crevices in limestone are filled with marly-clayed deposits or with red podzolic soil, fresh surface air cannot penetrate through them even in the cold winter period, and the ventilation was impossible Nevertheless, it was observed that concentration of gas was various in the winter season in relation to the summer season. In the winter period a certain amount of gas was absorbed in sunken water. In this survey it will be added a few diagrams, plans, photos, and a dozen colour slides.

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Hy 13/1 Etude d'une source de karst : La Eontaine de Vaucluse (France ) Méthodes et résultats J. FLANDRIN et H. PALOG (Lyon / France) RSsuaê : Exposé des oéthodes aises en oeuvres et des preaiers résultats obtenus â l'occasion de l'étude du réservoir aqui¬ fère de la plus iaportante source karstique de France : La Fontaine de Vaucluse. 1Introduction En raison de son iaportance, de son caractère exeaplaire de prototype des sources vauclusiennes, de ses diaensions exceptionnellesla plus iaportante source de France et l'une des toutes preaiêres sources du aonde par son dêbitet des inconnues qui subsistent â son sujet, l'étude scientifique coaplête de la Fontaine de Vaucluse s'avérait nécessaire. Elle présente en effet un intérêt de preaier plan â la fois pour la connaissance hydrogêologique régio¬ nale et pour 1 ' h ydrogéologie des karsts en général. Cette étude, entreprise en 1965, à l'initiative du Bureau de recherches géologiques et ainiêres et du Laboratoire de Géologie appliquée de la Faculté des Sciences de LYON, fait l'objet depuis avril 1967 d'une action concertée fi¬ nancée par le Fonds de la Recherche (DGRST); de noabreux organisées y participent, coapte tenu de la diversité des doaaines oü il iaportait de susciter "siaultanèaenf de nouvelles interventions. Signalons que l'ensenble du dis¬ positif d'étude ais en place a été retenu coase "Station de la Décennie hydrologique internationale de l'UNESCO" , sur proposition du Coaité national français de la Décennie. Les divers organisaes associés â ce jour â la recher che aux cités du Bureau de recherches géologiques et ainiêres et du Laboratoire de géologie appliquée de la Facul té des Sciences de LYON sont les suivants : Le Laboratoire de géologie appliquée de la Faculté des Sciences d'AIXMARSEILLE, le Coaité Technique de l'Eau de la région Provence-Corse et la Mission Technique Eau-Rh8ne, le Service régional d'aaênageaent des eaux â AIX en PROVENCE, les Services techniques du départeaent du Vaucluse etéla région (Service des Mines, Génie rural, Météorologie, Ponts et Chaussées,Urbanisas, Construction, Protection Civile, Cir¬ conscription électrique), la Fédération des Sociétés spêlêologiques du Vaucluse, le Génie militaire, l'Office français de recherches sous-aarines, le Cabinet d'Etudes RUBY, le Centre d'études nucléaires de Grenoble (section d'application des radioéléments), le Laboratoire de radiocarbone de la Faculté des Sciences de LYON. C'est au nom de tous ceux qui ont participé à l'étude que nous faisons aujourd'hui cette communication : nous exposerons ici les méthodes,parfois inédites,aises en oeuvre â l'occasion de ces interventions et les preaiers résultats recueil¬ lis ê ce jour : leur connaissance nous paraît en effet susceptible d'aider nos collègues hydrogêologues et spéléo¬ logues â mener â bien les recherches qu'ils pourraient être amenés â conduire de façon analogue en diverses autres régions calcaires du aonde. 2Rappel des principales données sur la Fontaine de Vaucluse et la région étudiée . Lafontaine de Vaucluse est située en Provence (France Méridionale), à la limite des reliefs pré-alpins et de la plaine du Rhêne, ê quelques kilomètres en rive gauche de ce fleuve et â une soixantaine de kilomètres au nord du rivage de la mer Méditerranée (feuille topographique IGN. Cavaillon XXXI 42 n° 2). Les liaites de la zone intéressée par l'étude se trouvent constituées (cf. planche 1) par des écoulements perma nents de surface Méouge, Buech, Durance, Rhône et Ouvêze, déterminant qinsi une surface totale voisine de 4.750 k«2 .Une telle surface englobe en effet la totalité des régions susceptibles d'être rangées dans le bassin d'ali¬ mentation de la source, qui représentent environ 2.100 k»i dont 55j£ sont constitués par des calcaires du Crétacé; ces régions sont les suivantes : les Monts de Vaucluse, le Ventoux et la Montagne de Lure, dans la partie nord (altitude maximale: 1.909 mètres), la Montagne du Luberon, dans la partie sud (altitude maximale : 1.124 mètres), le Bassin d'Apt (bassin du Coulon), entre les zones montagneuses précitées. Du point de vue géologique, l'ensemble de ces régions forme une unité structurale assez simple à schématiser : il s'agit d'un vaste synclinorium constitué par une puissante assise calcaire intensément fracturée (Urgonien), en¬ cadrée par des formations imperméables: au mur les marnes et marnos-cal c aires du Orêtacê inférieur, au toit les marnes du Gargasien et les dépôts variés du Crétacé supérieur et du Tertiaire. La partie profonde de cette struc¬ ture dont le grand axe est dirigé est-ouest, est occupée par le bassin d'Apt où dominent les formations de couver¬ ture; de part et d'autre réapparaissent les calcaire urgoniens dont les affleurements se poursuivent, aussi bien vers le nord que vers le sud, jusqu'aux assises imperméables qu'ils surmontent dans les régions les plus élevées en altitude: mais c'est dans la région nord (Monts de Vaucluse, Ventoux, Montagne de Lure) qu'ils offrent les plus vastes surfaces d'affleurement. Enfin, aussi bien â l'est (bassin de Forcalquier) qu'â l'ouest (plaine du Rhône),les calcaires urgoniens n'appa naissent pratiquement plus à l'affleurement par suite de divers facteurs palêogêographiques,tectoniques et struc¬ turaux.

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Hy i?/2 C'est â la partie occidentale des affleurements de calcaires urgoniens des Monts de Vaucluse,non loin du contact par faille de ces calcaires avec les formations tertiaires représentées essentiellement par des molasses d'âge Miocène qui bordent la vallée du Rhône, que faillit la Fontaine de Vaucluse. C'est une source pérenne qui com¬ prend en fait plusieurs points d'émergence s'étageant sur les 350 premiers mètres du talweg de la rivière â la¬ quelle elle donne naissance, la Sorgue,entre les côtes NQF * 78,57 et +105,55. Le fonctionnement successif ou si¬ multané de ces émergences est lié aux variations de régime (cf.planche 2): en période d'étiage.le débit total de la Sorgue qui n'est que très exceptionnellement inférieur â 6 m'Vs est fourni par les seuls griffons situés en dessous de la côte +83. â mesure que ce débit augmente,!es autres griffons situés entre les côtes +83 et +105,55 se mettent successi¬ vement â fonctionner,le plus élevé, que l'on dénomme "vasque supérieure", n'entrant en activité que lorsque le dé bit total de la rivière dépasse 22,3m3/s. Ce débit paraît atteindre en grande crue jusqu'à 150 m3/s. enfin, le débit moyen annuel de l'ensemble des griffons se situe aux environs de 29 m3/s (période 1912-1946) (d'après (1) ). 3Enumération des diverses opérations entreprises Elles sont destinées â permettre l'obtention de données nouvelles sur les modalités d'alimentation et de vidange de la Fontaine de Vaucluse. Divers paramètres sont étudiés simultanément (pluies,débit,température,minéralisation..) dont on cherche à préciser les relations mutuelles afin d'établir le bilan hydrologique du réservoir aquifère cal¬ caire. Chaque participant â la recherche apporte ainsi sa contribution dans le domaine oû il est le mieux apte â intervenir. Les interventions qui ont été réalisées, ou qui sont actuellement en cours, sont les suivantes : 3-1 Mises en place de nouveaux équipements (cf. planche 1 ) Les équipements anciens qui se trouvaient déjà en place tels les 42 pluviomètres de la Météorologie nationale en divers points de la zone étudiée, le "sorguomètre" de la vasque supérieure de la Fontaine, l'échelle 1 i m nimétrique du bassin des Espélugues, ancienne station de jaugeage située â quelques kilomètres à l'aval de la source conti¬ nuent â faire comme par le passé l'objet d'une surveillance régulière,et les indications recueillies sont exploi tées en môme temps que celles obtenues grâce aux nombreux équipements. Ces nouveaux équipements, mis en place â partir de 1966, sont les suivants (4) : 2.11 Sur l'écoulent issu de la source une station fixe de mesure des débits,comportant traille de jaugeage et station limnigraphique, fonctionnant depuis avril 1966. Elle est installée sur la Sorgue au Moulin de Mousquety, 4,5 km environ en aval de la source. un limnigraphe à flotteur et une échelle de lecture au bassin des Espélugues, depuis avril 1966. un limnigraphe pneumatique â la vasque supérieure de la Fontaine, depuis juillet 1966, et une échelle de lecture de 1m en dessous de zéro du "sorguomètre", depuis octobre 1967. un thermographe de précision (1/50ême de degré) sur la source pérenne la plus élevée du talweg de la Fon talne, depuis juillet 1966. en outre, un fluorimètre enregistreur a été installé de juillet à décembre 1967 sur la source pérenne la plus élevée du talweg de la Fontaine. 3.12En divers points de la zone étudiée un piézomêtre et une station limnigraphique sur un forage du bassin du Coulon, le forage du ChÔne,depuis février 1968. six pluviographes en divers points du bassin d'al imervtation de la Fontaine,depuis 1968 (La Garde d'Âpt, le Revest du Bion, St Christol d'Albion, La Gabelle, les Faraud, Murs). des stations de jaugeages sur quelques écoulements de surface : Nesque,Coulon,Lauzon, L aye, A uzon.Prêgoux et Mède. 3.2 Etudes diverses dans les domaines suivants 3.2.1En géologie Etude photogêologique du plateau de Vaucluse (réseau de failles,structures,lithologie),étude sur le terrain des divers horizons lithologiques du bassin d'alimentation de la source et notamment recherche de la limite précise des différents faciès du Barrémien et du Bêdoulien. 3.2.2. En géomorphologie Etude de la localisation des dolines et vallées aveugles sur les zones karstiques de la zone étudiée. 3.2.3. En spéléologie Réalisation de quatre expériences de coloration et étude des cavités naturelles. 3.2.4. En plongée souterraine Reconnaissance par appareil télécommandé (télenaute) du conduit noyé de la vasque supérieure de la Fontaine. 3.2.5. En cl imatologie Etude pluviométrique (pluie et neige) de l'impluvium de la Fontaine.

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Hy 13/3 Planche1

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COUPE DE LA VASQUE SUPERIEURE DE LA FONTAINE DE VAUCLUSE d'aprés les relevés effectués en 1 967 par l'O.F.R.S au cours des plongées du télénaute dans la zone noyée permanente Planche2

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Hy 13/5

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1 3/6 s

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13/7 DUORAIME D'ANALYSE D'EAU K 5 *} K FoBtaiae (U Yaucl.ua* A m é* 1966 t lar aata tr « Am Toaclaa* • ianAa 1966 i 2ha* (an % d'tfquivaltnU ) FONTAINE DE VAUCLUSE -Etiag* 1967Planche. 5

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Planche . Hy 13/8 Débit «n m3 /s Oî

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H.y 15/9 3.2.6 Ln hydrogêologie inventaire des points d'eau, notamment dans le bassin du Coulon. examen des porosités et perméabilités matricielles des différents calcaires et étude de la fracturation et de la karstification. exploitation des premières mesures obtenues grâce aux nouveaux équipements. exploitation des premières données relatives â la chimie des eaux et à leur âge ( t r açages,mesures du Tritium, du Caroone 14, de l'Oxygène 18); de nombreux prélèvements sont en effet réalisés, au rythme d'un â deux par mois, tant sur la Fontaine oe Vaucluse que sur divers écoulements de surface, sources et postes pluviométriques. 3.2.7. En documentation Rassemblement de toutes archives, publications et documents divers intéressant la zone étudiée en vue de leur exploi¬ tation dans les oifférents domaines concernés par la recherche. 4 Premiers résultats obtenus Nous ne présenterons ici que ceux des renseignements recueillis depuis 1967 qui apportent des précisions nouvelles sur la connaissance du réservoir aquifère de la Fontaine de Vaucluse. Ces précisions sont relatives â l'extension et 3 la porosité du réservoir au régime de la source et de son aquifère, aux caractéristiques physico-chimiques de 1 ' e au souterrai n e . 4.1 Extension du réservoir aquifère de la Fontaine de Vaucluse Deux opérations ont permis de préciser cette extension : démonstration par coloration de la relation Aven de la Belette-Fontaine de Vaucluse (distance : 46 km), qui permet d'étendre plus â l'est, au delà du champ de fractures de Banon, le bassin d'alimentation de la source (cf.planche 1). (Cette expérience vient compléter les 3 expériences précédentes conduites avant 1967 â partir des pertes de la Nesque, du gouffre du Caladaïre et du gouffre de Jean Nouveau) (5). exécution d'un forage par la mairie de Sargas, l e forage du Chêne (Z. sol » + 208,6), atteignant l'eau souterraine non en charge dans les calcaires urgoniens des monts de Vaucluse en dessous des argiles de Gargas â 17 km â l'est de la source : la mise en place d'un tube piêzomêtrique dans ce forage a pu être réalisé, grâce au concours financier du Service régional d'aménagement des eaux d'Aix en Provence. Nous tenonsà remercier ici Monsieur PELISSIER, chef du S.R.A.E., pour cette contribution importante â l'étude. L'altitude du toit de la surface libre de la nappe et l'am¬ plitude importante des variations de son niveau durant la période d'observation près de 20 mètres en un an : mininum &f 97,26 le 2 février 1968, maximum +116,86 le 10 mars 1969 font la preuve que le réservoir aquifère de la Fon¬ taine se développe aussi dans le bassin d'Apt (cf.planche 1). Le calcaire a été reconnu sur une épaisseur de 110 mè¬ tres (Z fond +56,6), recouvert de 35 mètres de marnes surmontées par 5 mètres d'alluvions. L'épaisseur de la zone noyée située â la partie inférieure du forage varie entre 38,66m (2 février 1968) et 58,26 mètres (10 Mars 1969). Au¬ cune fissure, aucun phénomène notable d'altération karstique, n'ont été rencontrés dans ce forage. Seuls des horizons crayeux, fins et poreux, ont été reconnus au dessus et surtout au dessous de la zone de fluctuation naturelle de l'eau souterraine, les plus poreux de ces horizons se rencontrant tout â fait â la base du forage, et tout â fait au sommet de la partie calcaire oè une porosité totale de 14? a été mesurée immédiatement au dessous du toit marneux. Les essais d'absorption sous pression par tranche de 5 mètres ont indiqués des valeurs très basses de la perméabilité (absorption' inférieure â 5 1/m sous une charge de 10 kg. 4.2 Etude directe de la porosité matricielle des terrains constituant le réservoir aquifère de la source Une étude géologique des affleurements a été réalisée en 1968 par M. J.P. MASSE venant compléter celle de la fractu ration effectuée l'année précédente par M.A. REYMOND par interprétation de la photographie aérienne. Il a été procédé â un échantillonnage systématique pour mesure en laboratoire de la porosité totale intéressant près de 600 points de prélèvement. L'évaluation de l'indice de porosité a été faite dans un premier temps par mesure de l'extension en un temps donné d'une goutte d'alcool sur une surface polie, les résultats étant ensuite étalonnés par examen de 60 échan tillons représentatifs au porosimètre. Une carte de la porosité matricielle a pu ainsi être élaborée faisant apparat tre trois distinctions : au dessus de 5?, entre 1 et 5?, au dessous de 1?. Les zones de plus grande porosité se si tuent au soin de la masse urgonienne dans la formation des calcaires à Rudistes (horizon U2 de M. J.P. MASSE); la po¬ rosité est plus faible au sommet de l'Urgonien (horizon U3), et pratiquement nulle tout â fait à la base de la série urgonienne (horizon sousjacent â Ula). 4.3 Morphologie et géologie de l'exutoire Une reconnaissance du "siphon" de la vasque supérieure de la Fontaine a été réalisée en aoflt 1967 par l'O.F.R.S. â l'aide du "télénaute* de l'Institut français du pétrole (cf.planche 2). Elle a permis de reconnaître le conduit noyé en pente subverticale dirigée vers le sud, jusqu'à 106 mètres de profondeur sous le plan d'eau de la vasque dont le niveau était alors voisin du zéro du sorguomètre (Z +84,485) soit environ 21 mètres plus bas que le niveau de la mer. Au point d'arrêt de l'appareil, arrêt motivé gar des impératifs techniques, le conduit est encore visible, sub¬ vertical, sur une quinzaine de mètres avec une section de 15 mètres x 5. L'arrivée de l'eau se fait par cette partie encore inexplorée. L'examen des échantillons de roche en place prélevés au cours de cette reconnaissance permet de penser que des cal caires marneux pouvant constituer l'imperméable du réservoir aquifère, ne devraient pas être très éloignés (de l'or

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dre de quelques dizqines de œêtres) du point atteint par l'appareil (base de l'horizon Ula de N.J.P. MASSE). 4.4 Détermination précise du débit de la Fontaine La création d'une nouvelle station de jaugeage (station de Mousquety) et le contrôle des équipements existant au bas¬ sin des Espeluques (ancienne station) et sur la vasque supérieure de la Fontaine (sorguomâtre) a permis d'améliorer la mesure du débit et de vérifier la fidélité remarquable de la relation hauteur au "sorguomêtre" débit à Mousquety par établissement d'une nouvelle courbe de tarage pour les débit compris entre 4 et 40 m3/s, des débits supérieurs ne s'étant pas manifestés en 1967-1968. Par contre, les corrélations ne sont pas satisfaisantes avec l'ancienne station des Espeluques qui est en outre inutilisable pour la vérification ou la reconstitution des débits anciens, la relation hauteur-débit s'y révélant notablement différente de celle admise autrefois. L'exploitation des mesures anciennes n'est donc permise qu'à partir des lectures anciennes du niveau de l'eau au so guomêtre. 4.5 Evolution comparée de divers paramètres Nous avons reporté, sous forme de graphiques (cf.planches 3 et 4), les résultats d'observations simultanées faites en 1967 et 1968, dans le but de faire apparaître les relations éventuelles dans les évolutions respectives des paramé tres étudiés. L'observation de ces graphiques appelle les commentaires suivants : 4.5.1 Régime de la source Les conditions d'écoulements sont très différentes en 1967 et en 1968. En 1967 le déficit pluviomêtrique sur le bassin d'alimentation de la Fontaine est supérieur au tiers de la moyenne, aggravant encore les conséquences des deux années précédentes, elles mêmes déficitaires. Les crues ne sont jamais assez importantes pour entraîner le débordement de la vasque supérieure et le tarissement est tel que le débit at teindra une valeur minimale qui n'avait encore jamais été observée à Vaucluse (4,05 m3/s). C'est ce qui nous a inci¬ té 3 faire installer une échelle 1 i m nimétrique supplémentaire en dessous du zéro du sorguomêtre. En 1968 des pluies nombreuses et abondantes, modifiant heureusement la situation, entraînent à quatre reprise le dé bordement de lavasque et réduisent la durée du tarissement, le débit minimum observé étant de 7,94 m3/s. Les varia tiens du débit de la source apparaissent directement liées aux précipitations avec un temps de réponse de 2 à 3 jours (cf.planche 4): toutefois nous n'aborderons pas ici l'examen de la relation pluie-dêbit,l'installation de pluviogra phes n'ayant pu être réalisée qu'au mois de mars 1968. 4.5.2 Température de la sourc e L'enregistrement continu de la température d'un griffon pérenne de la Fontaine, mesurée au 1/50 ème de degré, a per mis de tracer la courbe d'évolution de ce paramètre. En 1968, on constate que la température a varié de 11°9 à 13°, s'élevant rêgulîârement dans l'intervalle de chaque période de crues, ces dernières ayant pour effet d'abaisser ou de stabiliser la température selon leur importance. Cette influence est particulièrement évidente pour les crues fortes oit elle se fait sentir très rapidement, de 1 3 3 jours après le début de la crue. Elle est toujours décelable, plus atténuée toutefois pour les pluies de saison chau¬ de que pour les pluies d'hiver. Quelle que soit la période de l'année le transfert d'une partie de l'eau tombée sur le bassin d'alimentation s'effectue donc très rapidement jusqu'à la source provoquant son élévation de débit : aucune élévation de température de quelque durée ou de quelque importance ne peut-être attribuée en 1968 au seul effet d'une transmission de pression : un tel effet n'affecterait pas sensiblement le sens d'évolution de la courbe de températu¬ re, s'il ne provoquait que la chasse d'eau plus anciennement emmagasinée dans le réservoir aquifère. Ce transfert rapide de l'eau ne peut s'effectuer qu'à la faveur des grandes fissures et chenaux de l'aquifère, les modifications de la température à la source étant la conséquence d'un mélange, en proportions variables selon l'im¬ portance des crues, des apports respectifs de l'eau venant de s'infiltrer et de celle qui assurait normalement l'écou¬ lement de la source avant son élévation de débit. Nous préciserons ultêrieurement les ordres de grandeur de ces di¬ vers apports selon l'importance des crues, lorsque l'étude de la pluie sera plus avancée. 4.5.3 Minéralisation de la source 25 analyses périodiques complètes ont été faites, l'eau étant toujours prélevée sur le même griffon (Z » *83). Les résultats ont été reportés : sur diagrammes logarithmiques, pour les analyses de l'eau prélevée en 1968 (cf. planche 5 : a et b). sur diagramme en losange, pour mettre en évidence l'élévation de la minéralisation durant l'êtiage 1967 (cf.plan¬ che 5 :c). sur le graphique 1967-1968 pour mettre en évidence l'évolution de la résistivité, du résidu sec et de quelques élé¬ ments dosés (Ca, Na &f K, SO^, CO^H ) (cf.planche 3). On soulignera les points suivants :

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Hy 1^/11 les eaux conservent toujours leur même faciès, bicarbonaté calcique normal, durant toute la période d'observation: toutefois une évolution est nettement perceptible selon le régime,la minéralisation totale variant presque du sim¬ ple au double. L'année 1967, a nnée de basses eaux,révèle des eaux nettement plus minéralisée que l'année 1968, a nnée de hautes eaux moyennes relatives. L'élévation de minéralisation paraît être directement liée à la diminution du dé¬ bit,él évation qui s'accentue au fur et à mesure du tarissement. Ainsi,en 1967,1a minéralisation ne cesse de croître avec de plus en plus de vigueur malgré de petites crues parasites en novembre: en raison de l'abaissement exception¬ nel du débit il est probable qu'ont dû être sollicitées des réserves échappant en année normale â l'influence du draînage réalisé par la source. Il nous paraît en effet difficile de relier cette brusque élévation de minéralisation possibl e,quoi que improbabl e,de l'eau infiltrée sur le bassin d'alimentation et ayant provoqué ces petites crues parasi tes. A cet égard l'observation de l'effet des pluies de fin février 1968 est plus instructives (analyse n°14). De mê¬ me qu'elles s'étaient traduites par l'amélioration des conditions d'écoulement de la source, de même elles remettent en ordre les caractéristiques physico-chimiques de l'eau en ramenant la minéralisation totale â sa valeur la plus fai ble constatée durant la période d'observation. Cette évolution générale observée en 1967-1968 confirme bien ce que traduisait déjà la courbe de température : un mé¬ lange, en proportions variables d'eaux d'âge relatif différent,la part des eaux les plus minéralisées étant d'autan plus forte que la source sollicite des réserves plus longtemps conservées dans son réservoir aquifère,celles-lâ mê me qui assurent son écoulement en période de tarissement. 4.5.4. Concentration en tritium Les mesures ont été réalisées par H.R. MARGRITA, ingénieur au Département des radioéléments du Centre d'études nuclé¬ aires du C.E.A. â Grenoble, par ëlectrolyse et comptage en milieu gazeux. Des prélèvements réguliers, espacés de 15 jours â un mois, ont été faits sur les points suivants : griffon pérenne de la Fontaine de Vaucluse. rivière de la Nesque immédiatement en amont de sa zone de pertes, â l'entrée de ses gorges : il s'agit d'un écou¬ lement de surface correspondant à une notable partie du bassin des monts du Vaucluse et capturé au profit de la Fon¬ taine (relation prouvée par coloration). pluviomètres de Saint Cristol et de la Fontaine de Vaucluse (village). -rivière Durance en amont de Sisteron. Nous nous limiterons ici aux enseignements des seuls résultats obtenus sur la Fontaine et sur la Nesque,ceux des au¬ tres points de prélèvement nécessitant encore un certain délai pour pouvoir être interprétés. Sur le graphique de la planche 3 apparaît une remarquable évolution de la concentration directement liée au régime : notamment l'année 1967 est marquée par un abaissement de concentration corrélatif de la décroissance du débit. Sans pouvoir encore relier cette évolution aux teneurs en tritium de la pluie,nous nous bornerons â constater que la courbe de la Fontaine reste toujours en dessous de la courbe de l'écoulement de surface (cf.planche 4)Ainsi du¬ rant les deux années d'observation la concentration a varié entre 236 et 366 TU sur la Nesque, tandis qu'était notée sur la source une variation de 105 è 245 TU, les deux courbes étant plus espacées en 1967 qu'en 1968. Ce fait traduit bien,lui aussi , 1 ' e xistence d'un mélange en proportions variables d'eau de concentration en tritium très différentes déterminant la forme de la courbe observée â l'exutoire. Remarque : Il est frappant de remarquer (cf.planche 3, analyses 12 et 12 bis) qu'aux plus fortes minéralisations constatées sur la source pour les prélèvements des 1er décembre 1967 et 1er janvier 1968, correspondent des teneurs en tritium élevées par rapport aux prélèvements des périodes voisines. Cette élévation en tritium peut s'expliquer de deux manières : ou bien elle est liée â l'infiltration et au trans fert d'une eau de pluie â forte teneur relative en tritium, ou bien il s'agit de la restitution par le réservoir aquifère d'une eau relativement plus ancienne caractérisée par une plus forte activité. Cette deuxième hypothèse paraît plus vraisemblable compte tenu des caractéristiques constatées sur la source quant 3 sa minéralisation en dehors de ces deux dates de prélèvement, et en raison de l'absence d'évolution analogue qui n'aurait pas manqué de se manifester très nettement sur l'écoulement de surface. 4.5.5. Limnimétrie comparée de la Fontaine de Vaucluse et du forage du Chêne Les altitudes absolues des plans d'eau de la source et du forage situé â 17 km ont été reportées sur la graphi¬ que de la planche 4. On soulignera les points suivants : le plan d'eau dans le forage est toujours plus élevé que celui des griffons pérennes de la Fontaine étagés entre les côtes +78,5 et +83 : le seul point de draînage possible pour la nappe d'eau traversée par le forage est bien la Fontaine de Vaucluse : c'est un piézomêtre sur la nappe draînêe par la Fontaine. les pluies infiltrées dans les affleurements calcaires du bassin d'alimentation se traduisent par une élévation

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Hy 13/12 rapide et bien narguée du niveau et au débit de la source, par une élévation lente et plus atténuée du niveau de l'eau dans le piézoaôtre constitué par le forage, au début de Hannée 1968 le niveau de l'eau dans le forage est particulièrenent bas,(succession d'années défi¬ citaires) voisin de 97 «êtres soit un gradiant hydraulique de 0,8°/oo par rapport à la plus haute source pérenneet ce n'est qu'â la suite des pluies ayant détereiné la deuxième forte crue de la Fontaine que son niveau deviendra plus élevé par rapport au seuil de débordement de la vasque (*105,55) : le gradiant atteindra alors 1,6°/oo. l ' a baissenent du niveau de la vasque, succédant aux fortes crues, conmence à s'effectuer bien avant que l'eau at¬ teigne son niveau «axinui dans le piêzomètre : la durée de transfert de l'eau infiltrée est donc très différente pour la source, oí aboutissent les gros chenaux de drainage, et pour le réservoir aquifère traversé par le forage, oí n'a été observée qu'une très fine porosité : la reconstitution des réserves dans son aquifère nécessite donc des apports de longue durée. les décalages entre les «axiaa observés â la source et sur le piêzomètre sont compris entre 36 et 42 jours. Le dé¬ but de la baisse dans le piêzonêtre suit la baisse du niveau de la vasque avec un certain retard. en dehors des périodes de fortes crues, le niveau de l'eau dans le piêzomètre ne cesse de s'abaisser, les crues moyennes intermédiaires ayant seulement pour effet de ralentir la vitesse d'abaissement : les horizons poreux de l'a¬ quifère ne cessent pas, malgré les crues, de céder de l'eau â la source. l'amplitude de fluctuation du niveau du piêzomètre a été de 12,34m en 1967 : (elle atteint 19,60m si l'on considè¬ re la mesure du 10 mars 1969, qui représente le maximum observé : *116,86). Ainsi se trouve démontrée l'existence, pressentie par divers auteurs (2), d'une porosité d'interstices dans le ré¬ servoir aquifère de la Fontaine dont l'importance peut déjà être soupçonnée d'après l'évolution de son régime. Nous chercherons dans le paragraphe 4.6 â préciser l'importance de cette fine porosité. 4.5.6. Autres paramètres comparés 4.5.6.1 Minéralisation de divers forages du bassin d'Apt Les résultats d'analyses effectuées sur 4 forages atteignant l'eau dans les calcaires urgoniens du bassin d'Apt,ont été reportés sur diagramme logarithmiques et comparés â ceux de la Fontaine de Vaucluse (cf.planche 5 : d,e,f,). 11 faut préciser que ces quatre forages ont en commun d'être très peu productifs; deux seulement ont pu être trans¬ formés en forage d'exploitation : le forage de Salignan (débit maximum aux essais : 5 m3/h). le forage des Chaux de la Tour (débit maximum aux essais : 1,2 â 1,5 m3/h). Du point de vue de la minéralisation nous constatons ; une évolution dans le temps, par ceux des forages ayant fait l'objet de plusieurs analyses (Salignan, le Chêne). l'appartenance au même faciès chimique (bicarbonatê-calcique). des teneurs plus élevées que celles de la Fontaine de Vaucluse dans la période (1er avril 1968) oí cette minérali¬ sation n'est pas très élevée. Mais, si nous considérons les plus fortes teneurs observées sur cette source, nous observons que les écarts sont beaucoup moins sensibles, la minéralisation devenant très voisine de celle des forages s'élevant même au dessus de celle du forage des Chaux de la Tour. Ainsi, malgré les réserves que nous avions pu faire à l'époque à propos du forage de Salignan (3), il n'y a pas in comptabilité entre les minéralisations observées sur la source et sur les forages et leur relation hydraulique est parfaitement envisageable, en tous cas certaine pour deux d'entre eux ; le forage du Chêne et le forage des Chaux de la Tour : bien plus l'élévation des teneurs observées sur la Fontaine en période de tarissement s'explique mainte nant parfaitement par l'apport relatif plus important des horizons finement poreux, plus minéralisés, de son réser¬ voir aquifère. Remarque : des observations sont en cours pour préciser 1 ^ a ppartenance, de plus en plus probable, des eaux du forage de Sali¬ gnan â la nappe du réservoir aquifère de la Fontaine de Vaucluse. Quant au forage du Rocher des Abeilles les obser¬ vations qui y ont été faites ne sont pas suffisantes pour se faire une opinion : son appronfondissement a du reste été envisagé qui permettrait de se faire une plus juste idée des caractéristiques de l'aquifère et de ses relations éventuelles avec le système de Vaucluse. 4.5.6.2. Concentration en tritium du forage du Chêne Nous ne mentionnons que pour mémoire les résultats de trois mesures qui révèlent la orêsence de tritium dans l'aqui¬ fère de ce forage : 170 TU, le 30 décembre 1967 114 TU, le 17 avril 1968 26 TU, le 13 novembre 1968 (cf.planche 4). En effet nos prélèvements ne sont pas encore assez nombreux pour tenter la moindre interprétation de ces résul¬ tats, de l'eau tritiée ayant pu être conservée au voisinage du forage, résultant de pertes d'eau, notables, consta¬ tées lors de son exécution (décembre 1967). Nous procédons en outre â des prélèvements pour étude du C14 ainsi que nous l'avons fait sur le forage de Salignan (3) : les divers résultats seront donnés ultérieurement.

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Hy 'i 3/15 4.6 Détermination approchée des caractéristiques hydrauliques du réservoir aquifère 4.6.1. Etude des tarissements 1967 et 1968 Elle a été réalisée â partir de la pointe des dernières crues qui se sont manifestées en 1967 et 1968 (cf.planche 3). a) la formule utilisée est la formule de Maillet : Ot t t QQ 6 T Qt • Q 0 e b) le volume total théoriquement disponible (Vt) à l'origine de la vidange est donné par : /oo • 0( t Vt d'où l'on tire : t-o Qo "ôT" Q 0 8 dt Q 0 . I . 86.4Q0 Vt -x• 86.400 t étant exprimé en secondes. c) le volume effectivement écoulé (Ve) entre le début (débit Q 0 ) et la fin (débit Ql) du tarissement est donné par: Go Ql Ve c* . 86.400 (Qo Ql) . I 86.400 d) le volume résiduel théoriquement disponible (Vr) en fin de tarissement est donné par : Vr « Vt Ve Année 1967 : 21 juin au 18 octobre (cf. planche 6 : a) Pointe : 9 C 0 2 m3/s Fin : 4,09 m3/s Durée : 119 jours Les points ne s'alignent rigoureusement qu'aprês 35 jours : en décomposant, on obtient au total 2 droites. a) l'expression du tarissement est la suivante n , . „ 0,06 t , , 0,005 t Qt = 1,62 e &f 7,4 e b) volume total théoriquement disponible le 21 juin Vt 130,2 Mm3 c) volume écoulé du 21 juin au 18 octobre Ve 2,3 &f 57,2 59,5 Mm3 d) volume résiduel restant théoriquement disponible Vr 70,7 Mm3 Année 1968 ; 27 juin au 17 aodt (cf.planche 6 : b) Pointe : 21 m3/s Fin : 8,5 m3/s Durée 51 jours Les points ne s'alignent rigoureusement qu'aprâs 24 jours : en décomposant, on obtient au total 2 droites. a) l'expression du tarissement est la suivante n , 0 -, 0,1 t _ 0,015 t Qt 2,7 e + 18,3 e b) volume total théoriquement disponible le 27 juin Vt 107 Mm3 c) volume écoulé du 27 juin au 17 aoQt Ve 2,3 * 56,4 . 58,7 Mm3 d) volume résiduel restant théoriquement disponible Vr 48,3 Mm3 Commentai res : On constate une très grande différence entre les valeurs des coefficients alpha et les volumes théoriques calculés pour les années 1967 et 1968. Notamment les droites obtenues ne s'intégrent pas convenablement

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Hy 13/14 dans le classesent des tarissements de la Fontaine proposé par H. AIGROT et H. SCHOtLLER (2). Avant que puisse être précisée la cause exacte de ces écarts, nous nous bornerons à retenir qu'au début des tarisse¬ ments observés en 1967 et 1968, il y a deux régimes de décroissance qui se superposent, dont le plus rapide reprê sente seulement 3,9? du volume écoulé aussi bien en 1967 qu'en 1968. 4.6.2. Evaluation de la porosité utile des horizons crayeux du réservoir aquifère Disposant en 1968 d'un piézomètre, le forage du Chêne, on peut tenter d'aller au delà des seules indications four¬ nies par l'étude des tarissements pour une évaluation plus satisfaisante de la porosité utile du réservoir. du 27 juin au 17 août, nous avons vu que la source avait écoulé un volume de 58,7 Mm3. Durant cette période, l'a¬ baissement observé sur le piézomâtre a été de 3,2 mètres. Ainsi pour une extension possible de la zone noyée du réservoir aquifère voisine de 1.500 km2 : une telle superficie a du resta déjà été proposée par certains auteurs et il est d'autant plus permis de l'envisager que vient d'être dé¬ montrée l'extension du réservoir aquifère de la source dans le bassin d'Apt. Dans la suite de l'étude en cours nous aurons l'occasion de revenir sur cette impartante question et de préciser cette extension grâce notamment â l'exécu¬ tion de nouveaux forages; â ce seul abaissement du niveau de l'eau observé dans le piézomètre correspondrait une po¬ rosité utile globale d'environ 1,2?, si la baisse se'manifestait uniformément en tous les points de l'aquifère. Pour une extension de 1.000 km2, superficie minimale qui puisse être envisagée, la valeur de la porosité utile ainsi éva¬ luée, serait d'environ 1,8?, et seulement d'environ 0,9? pour une superficie de 2.000 km2, superficie maximale envi¬ sageable en l'état actuel des recherches. Le volume d'eau libérable par m3 de terrain pourrait donc être compris entre 9 et 18 litres. De tels ordres de grandeur de porosité utile sont tout â fait concevables si on les compare aux porosités totales mesurées dans les horizons crayeux des calcaires urgoniens (cf.paragraphe 4.2). En outre ils nous paraissent plutôt devoir être légèrement diminués : en effet nous avons vu qu'il se produisait un décalage notable, de l'ordre de 40 jours, avant que ne se manifeste le début de la baisse sur le piézomètre par rap¬ port au début de la baisse sur la vasque supérieure de la Fontaine, distante de 17 km : le rabattement de la nappe devant être d'autant plus marqué que l'on se trouve plus proche de la source, nous pouvons ainsi concevoir que bien plus important a du être le volume restitué dans les régions plus proches de l'exutoire. Sur notre piézomètre, du¬ rant la période du 27 juin au 17 août, la baisse s'est opérée avec un retard notable, d'abord lentement, puis avec une vitesse de plus en plus grande, pour atteindre finalement une valeur à peu près constante voisine de 0,11 m/jour. Une telle valeur paraît beaucoup plus représentative de la vitesse réelle de restitution de l'eau qui a dfl se pro duire dans les secteurs du réservoir plus proches de la source, puisque ces secteurs ont été influencés plus têt par le drainage. Au total les valeurs de porosité utile que nous avons admises ne doivent pas être de beaucoup différentes des va leurs réelles caractérisant les horizons finement poreux du réservoir aquifère : il ne fait pas de doute que de tels horizons se révèlent désormais tout à fait capables d'assurer en majeure partie sinon en totalité l'écoulement de la Fontaine en période de tarissement. 5 Conclusion Les observations qui ont été présentées dans cette note sont encore d'acquisition trop récente pour que leur exploi¬ tation puisse en être assurée de façon tout â fait satisfaisante. Elles devront en tous cas être poursuivies pour ce faire durant un long cycle d'années. Mais les premiers résultats recueillis améliorent d'ores et déjà nos con naissances du réservoir aquifère de la Fontaine de Vaucluse : le râle des horizons de fine porosité est maintenant démontré, et leur importance apparaît déjà considérable dans la constitution et la restitution, naturelles ou provo¬ quées, des réserves d'eau souterraine. S'agissant du prototype des sources vauclusiennes, il importait que ces rê sultats soient connus de tous les spéléologues et que les méthodes mises en oeuvre à Vaucluse puissent inspirer au moins dans une certaine mesure, la conduite d'études nouvelles en terrains calcaires. Qu'il nous soit permis de remercier pour conclure, parmi toutes les personnes qui participent â la recherche, celles qui ont parti culièrement contribué â l'étude que nous avons présentée ici : MM. AUDIC, AUGIER, AVIAS, BOUDIN, CHABAS CHASSIGNLUX, DELLERY, DEYUN, DOMINICI, DURAND, QUR0Z0Y, EVIN, GALLE-CAVALLONI , GERARD, GOUVERNET, JEAN, LEENHARDT, LEMAIRE, MARGA!, MARGRITA, MASSE, OLIVO, PELISSIER, POIRIER, PUUGET, REYMOND, RIGAL, ROCHETTE, ROUX, RUBY, SA IRE et SIVIRINL. Bibl iographie sommaire 1) J.GUIGUE et J.GIRARD, 1949, La Fontaine de Vaucluse, Ed. Rullière, Avignon. 2) A. SCH0ELLER et M.AIGROT, 1967, La Fontaine de Vaucluse, A1HS, Assemblée générale de Berne, vol. Eaux Souter¬ raines, p. 320-328.

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Hy 15/15 3) J.EVIN, J.FLANDRIN, R.MARGRITA et H.PALOC, 1968, Contribution des analyses chimiques, des colorations et des mesures isotopiques â l'étude des circulations souterraines en réservoir karstique. Exemple fourni par la Fontaine de Vaucluse et le sondage de Salignan, A1H, Congrès d'Istanbul, sept. 196?, T.8, p. 298-308. 4) H.GALLE-CAVALLONI et H. PALOC, 1968, Equipements réalisés par le Bureau de recherches géologiques et minières pour l'étude de la Fontaine de Vaucluse, AIH, Congrès d'Istanbul, sept. 1967, T.8,p. 520-524. 5) R.ÜOKINICI, J.FLANDRIN et H. PALOC, 1968, Présentation des travaux en cours effectués dans le cadre de la D.G.R.S.T. pour l'étude de la Fontaine de Vaucluse, Actes de la réunion de Lyon de l'As¬ sociation des géologues du sud-est, 25 mars 1968 (sous presse in bull, du Bureau de re¬ cherches géologiques et minières). 6) J. FLANDRIN et H.PALOC, 1969, Contribution â la connaissance du réservoir aquifère de la Fontaine de Vaucluse, Résultats des études effectuées en 196? et 1968. Note préliminaire, Actes du Congrès national d'hydrogêologie Henri SCHOELLER, Bordeaux, 31 mars 2 avril 1969, (sous presse in bull, du Bureau de recherches géologiques et minières. 7) A. BOUDIN, 1969, Vallis Clausa, guide illustré de la Fontaine de Vaucluse, imp. SEDI, Uzès (Gard). Discussion : KINET-AUBLAIN Est-ce que la porosité varie beaucoup en profondeur ? PALOC La carte des porosités qui a été établie â l'occasion de notre étude, résulte de mesures fai¬ tes sur des échantillons prélevés â l'affleurement. Elle nous a permi de classer les terrains du bassin d'alimentation de la Fontaine de Vaucluse en 3 catégories de porosité : Formations non poreuses (moins de de porosité totale); Formations faiblement poreuses (de 1 â 5^ de porosité totale); Formations poreuses,(plus de 5$ de porosité totale). En ce qui concerne les valeurs de ces paramètres en profondeur, nous ne disposons encore que de peu de mesures directes, en raison du petit nombre de forages exécutés. Mais les mesures faites sur les carottes du forage du Chêne font apparaître l'existence de plusieursniveaux de porosité différente, qui s'intégre bien avec les données de surface. Il semble bien que l'on ait affaire â des horizons présentant une valeur constante dans toute leur étendue. Il n'y a donc pas à proprement parler d'accroissement (ou de diminution) de la porosité avec la profondeur : on observe seulement une succession de diverses couches stratigraphiques, ayant chacune ses propres caractéristiques de porosité. PAIERSON Est-ce que vous avez utilisé le tritium artificiel ? PALOC (sa légende)Tous les traçages auxquels il a été procédé dans le cadre de l'étude ont été réalisés â l'aide de la fluorescéine. Si nous avions eu à devoir utiliser un autre traceur, ce n'est en aucun cas le tritium artifi¬ ciel que nous aurions retenu : en effet, l'usage d'un tel traceur compromet toutàfait les observations possibles â partir des mesures du tritium naturel. Or, on peut attendre de ces dernières mesures des données tout â fait fondamentales. Il faut exclure systématiquement l'emploi du tritium artificiel, d'autres traceurs pouvant être utili¬ sés qui ne représentent pas cet inconvénient.

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Hy 14/ 1 Über die Wasserbewegung im Tiefen Karst MIKLÔS GÄDOROS (Speläologlsche Forscbungsstation J&svafö / Budapest / Ungarn) Abb. 2 Skizze des Modells mit Abb. 3 Isochronen. Bei beiden Abbildungen war die Schüttung dieselbe. ^ Wassereintritt (Wasserschwinde) 4Wasseraustritt (Quelle) ^ Dort wurde der Farbstoff injiziert 3 sec, 4 sec, usw. : Frontlage des Farbstoffes nach der Injizierung von 3 sec. usw. Summary: To find out wether the waters of the deep karst are flowing, theoretical and experimental analyses have been made at the Spelological Research Center at Jovafö. They proved, that the waters of the deep karst are participating in the hydrological circuit.

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Hy 14/2 Es ist eine Streitfrage, ob das Wasser in einer grösseren Tiefe unter der Erosionsbasis in Bewegung ist. Diese Frage hat besonders in Zusanmenhang mit dem Problem der Herkunft der heissen Wässer eine Be¬ deutung. Beobachtungen Die JSsvafoer Forschungsarbeit brachte die Wassertemperatur der Nagytohonya-Quel 1 e , die höher ist als bei anderen Karstquellen und stark veränderlich ist, mit der Frage nach dem Tiefen Karst in Verbindung. Eine Korrelationsanalyse der Temperaturschwankungen und Schüttungsänderungen sprach dafür, dass wärmeres, also aus dem Tiefen Karst kommendes Wasser sich zum Quellwasser mischt. Hydraulische Verhältnisse Der Standpunkt, dass über der Erosionsbasis sich bewegendes Wasser auf einem unter der Erosionsbasis liegenden, sich nicht bewegenden Wasser stütze, ist in hydraulischer Hinsicht schwerlich begründbar. Wenn eine Strömung von einem beliebigen Punkt P (er befindet sich unter dem Wasserspiegel) zur Quelle Q entstehen soll, so muss ein Druckunterschied zwischen dem Punkt und der Quelle herrschen. Der Druckunterschied PQ ruft dagegen längs aller möglichen Wege die Strömung hervor. Längs der Wege W-j, W 2 und Wj soll der Druck¬ unterschied derselbe sein, dann hängen die Geschwindigkeiten von hydraulischen Widerständen ab. So ist es möglich, dass eine grössere Wassermenge als auf W-j auf dem Weg W 3 zur Quelle kommt; sie hängt von den morpho¬ logischen Verhältnissen ab. Die Annahme einer Stagnation führt wahrscheinlich zu dem Irrglauben, dass das Wasser längs W 3 aus der Tiefe heraufströmt. Doch gibt es für Wasser im hydraulischen System, wenn es mit Wasser gefüllt ist, kein "hinauf 1 1 und "hinab", das Wasser hält sich hydrostatisch die Waage. Hoch zwei Bemerkungen: Für den Fall, dass die Entfernung von der Einsickerungsstelle bis zur Quelle IQ km, und die Tiefe des Karstes etwa 1000 m ist, die Differenz zwischen Wl und W 3 überschreitet nicht 20)?, sie hat also keine Bedeutung. Und die Erwärmung, die in der Tiefe stattfindet, verhilft zur Bewegung längs W 3 . Von P bis dem unteren P 3 sinkt kaltes Wasser mit einen grösseren spezifischen Gewicht als das herauf¬ strömende Wasser zur Quelle. Längs W 3 herrscht also ein Druckunterschied, der grösser ist als längs W.|. Diese Erscheinung wirkt der grösseren Länge des W 3 entgegen. Bei 1000 m Tiefe und Erwärmung von 10 C bis 50 C ist dieser Druckunterschied 12 m, bis 100 C mehr als 40 m; es scheint als ob die Quellenfür längs W 3 kommendes Wasser 12 bzw. 40 m unter der tatsächlichen Quellenhöhe liegen. Experimente; Methode Um die theoretische Voraussetzung anschaulich zu demonstri e r en, wurden Model 1 experimente durchgeführt. Es wurde ein vertikales Flachnetz aus Kunststoffröhrchen und T-förmigen Glasröhrchen zusammengestellt. Das Verhältnis der Länge zur Tiefe war 2:1, obwohl in der Natur dieses Verhältnis grösser als 10;1 ist. Also das Modell repräsentierte ein sehr tiefes Karstnetz. Bei der ersten der zwei Experimentenreihen floss das Wasser aus allen 6 Etagen zur selben Quelle, bei der zweiten je zwei Etagen zu einer Quelle; so war es möglich, die Schüttungen getrennt zu messen. Natürlich lagen die drei Quellen in derselben Höhe. Das Strömungsbild war in beiden Fällen sehr ähnlich. Die Untersuchungsmethode: bei bestimmten Punkten wurde Farbstoff ins Röhrennetz injiziert und die Beweg¬ ung wurde teils mit zu bestimmten Zeitpunkten exponierten Fotoaufnahmen, teils durch Kinoaufnahmen registriert. Der Farbstoff war teils eine konzentrierte Lösung von Kaliumpermanganat (KMnO^), teils Tusche. Ersterer ist bequemer, weil er keine Ablagerung in den Röhrchen verursacht, dagegen ist die Tusche besser zu fotografieren. Experimente; Ergebnisse Die Karstverhältnisse können im Modell nicht quantitativ nachgeahmt werden, also haben die Experimente nur qualitative Bedeutung. Wie die Strömungsbilder zeigen, war die Bewegung sehr stark, auch in grösster relativ übermässiger Tiefe. Das Wasser stagnierte nur in wenigen Strecken, die senkrecht zum Strömungsvektor 1 agen.

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Hy 14/3 Die unteren zwei Eta:jen des tiodells waren mittels Thermostat erwärmbar. Die Wirkung, die die Erwärmung auf die Strömung ausübt, war nicht beobachtbar, weil sie unter der Kessempfindlichkait (bei iít=30 C und h=Q,5 m ist /ih
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Hy 13/ 1 Eine interessante Karstquelle mit warmem Wasser und einem Saugheber s y stem MIKLÛS GÁDOROS (Speläologische Forschungsstation Josvafö / Budapest / Ungarn) Summary: This paper gives a part of the results of the observations and analysis of the Nagytohonya Spring of Josvafö. In the subterranean water system of the spring the karst water is mixing up with a lukewarm water (14,7 C, 30 l/s). Irregular and aclimatic high waters of the spring are known, which could be identified as the discharge of a siphon system. . o — — -j.-} . ^ — o-.. nr l\ NA6YT0H0NYA !\ A i \ / V \ / \ / J?<\ \ / 3 aV n/jJJ* 0,20,1 \ 1 96 + + _._ 1965 o1 966 . . . « 1967 + / // \ — n u / s ,-v /---V °\ + — " sfr' %  * / _ / “ L / — : //— ///—/!/— V — Vl-VII-VHI-R—ï—tl—YHAbb. I Abb. 2

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Hy 15/ 2 Dis Quelle Nagytshsnya entspringt im Tshsnyatal bei J§svaf6 (Nerdungarn). Sie wurde schon viele Jahre lang beobachtet. Es ist H, Kessler im Jahre 1956 gelungen» einen Teil des unterirdischen Wassersystems, die Kassuth-HShle,zu entdecken. In der Hähle ist eine 200-270 m lange Sachstrecke bekannt. Hessungen Vom Hydrologischen Forschungsinstitut wurde im Jahre 1953 ein Überfallwehr für Schüttungsmessungen gebaut. Am Überfallwehr wurde 1963 ein Pegel schreiben aufgestellt; die Wasserschüttung der Quelle ist also seit I.X. 1 9 63 fortlaufend registriert. Neben der Schüttungsregistrierung wird die Temperatur und die elek¬ trische Leitfähigkeit des Wassers mindestens einmal wöchentlich gemessen. Ausserdem wurden Sendermessungen, z.3. 1967 bei Syphanausbrüchen, 1968 von Wasserund Farbwel 1 e n geschwindigkei t en, durchgeführt. Alle Hessungen führten die Mitarbeiter der Forschungsstatien mit Hilfe der Höhlenforschergruppe durch. Hessangaben und Beobachtungen Die Messdaten vom 1.1.64 bis, 31. X I I . 6 8 zeigt die Abbildung 1 als monatliche Mittelwerte. Es ist deut¬ lich zu sehen, dass die Änderungen der Temperatur und der Schüttung im allgemeinen entgegengesetzt verlaufen; die niedrigere Temperatur gehört also zur grösseren Schüttung. Die Tabellen 1 und 2 enthalten die Extremund Mittelwerte der Wasserschüttung und -temperatur. Aufgrund dieser Daten unterscheidet sich die Quelle in drei Punkten ven den gewöhnlichen Quellen des Gebietes» 1) Sei mittlerer Schüttung zeigt sie eine Anzahl von aklimatischen Hochwässern, 2) Das Verhältnis Q^ x : Q m . n , also das Verhältnis der Maximalschüttung zur Minimalschüttung erreicht nicht die Grösse 35, dagegen isl X d i e s es Verhältnis bei der JÊsvaquelle (dazu gehört die Saradlahöhle = Aggteleker Höhle) mindestens 250, bei der Kami6squel 1 e (Sikehöhle Friedenshöhle) mindestens 400» bei der Kistohonyaquel 1 e (Vass Imre Höhle) sogar Uber 1000» 3) Die gewöhnliche Wassertemperatur im Gebiet ist nahe 10 C, dagegen ist sie bei der Nagytehanyaquelle signifikant höher. Über die aklimatischen Hochwässer Es war schon vor der Registrierung bekannt» dass kurzzeitige Hochwässer beobachtet werden» die mit den Niederschlagsverhältnissen nicht erklärt werden kämen. Durch die Schüttungsregistrierungen zeigt sich klar, dass es sich um eine Syphonquel 1 e, d.h. eine Quelle mit Saughebersystem, handelt. Es scheint so, dass die Ausbrüche des Syphonsystems mit unregelmassiger Periodizität zu bestimmten Zeit¬ punkten beginnen. Beim Ausbruch steigt die Schüttung schnell an. Die Schüttung kulminiert nach 5-7 Stunden. Das Maximum kann dreimal so gross wie der Grundwert sein. Die Zeitdauer der Ausbrüche beträgt 10-30 Stunden. In wenigen Fällen kann man doppelte Ausbrüche beobachten» doch ist meistens eine Ruheperiede zwischen zwei Ausbrüchen beobachtbar» Am stärksten war die Syphontätigkeit bisher 1965 mit 69 Ausbrüchen. Vom I.X. 1 9 63 bis 31. X I 1.1968 wurden mehr als 150 Ausbrüche registriert. Es ist überraschend, dass nicht nur das Schüttungsbild,sondern auch das AusbruchvelUrnen stark veränderlich ist: das kleinste Volumen war 920 m^, das grösste (wahrscheinlich doppelter Ausbruch) 9300 m. Nach der Analyse zeigt die Schwankung des Volumens eine Gauss 1 sehe Verteilung, es handelt sich also um eine Zufallsschwankung. Es wurde schon vorher erwähnt, dass die Zeitpunkte der Ausbruchsanfänge scheinbar keine Regelmässigkeit zeigen. Weder mit dem Niederschlag noch dem Luftdruck oder ähnlichen Klimaelementen konnte eine direkte Korrelation gefunden werden. Doch entdeckte die Analyse einen unerwarteten Faktor, der die Ausbrüche beein¬ flusst. L» MAUCHA wies durch eine statistische Analyse der Ausbruchzeitpunkte nach, dass die luniselare EbbeF1 ut-Erscheinung in vielen Fällen den Ausbruch auslöst. Über die Wassertemp era tu r Die Analyse zeigte» dass viele Monate lang bei sinkender Periode des Hochwassers, im allgemeinen bis zum nächsten Hochwasseranfang ein umgekehrtes Verhältnis streng gültig ist. Der Korrelationskoeffizient ist grösstenteils > 90?. (Siehe Tab» 3). Die Hyperbeln wurden mit der felgenden Methode ermittelt. Die Hyperbel gl eichung hat 3 Konstanten: x-x 0

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Hy 15/4 Es bedeutet: x * Schüttung, y . Temperatur, * die Temperatur bei unendlich grosser Schüttung. Weil eine beschränkte Wärmemenge nicht eine unendlich grosse Wassermenge erwärmen kann, so ist y die Temperatur, mit der das Wasser ins System eintritt. x bedeutet die Schüttung, bei der die Temperatur°des Wassers bei der Quelle unbeschränkt hoch wäre. Weil eine bestimmte Wärmemenge eine bestimmte Wassermenge nur beschränkt erwärmen kann, so erwärmt eine bestimmte Wärmemenge eine unendlich kleine Wassermenge unbeschränkt, es wird also x 0 “ 0 angenommen. Dadurch vereinfacht sich die Formel: C Wach einer Transformation x' = g bekommen wir einen linearen Zusammenhang, wobei die Konstanten t und K leicht durch .Segressionsanalyse' ermittelt werden können. (Oie Annahme x * 0 hat sich bei der Analyse gerechtfertigt.) Physikalisch bedeutet dieser Zusammenhang, dass im Gültigkeitsbereich das Wasser durch eine zeitlich konstante Wärmeleidtung erwärmt wird und diesg Wärmeleistung hängt nicht von der Wassertemperatur oder der Schüttung ab. K gibt die Wärmeleistung in 10 KCal/sec an, wenn mit m'Vs und C gerechnet wird. Es ist interessant, dass auch t Q (= Kal twassertemperatur) höher istj. als bei den nachbarlichen Quellen. Dies bedeutet, dass das Wasser im System der Nagytohonyaquel 1 e sich in zwei Stufen erwärmt. Erstens wird es bei jedem Hochwasser bis zu einer bestimmten Temperatur erwärmt, dann wird es durch eine bei jedem Hochwasser andere konstante Wärmeleistung erwärmt. Es gelang uns bisher nicht, die Ursache für die Temperatur der ersten Stufe nachzuweisen. Dazu wird eine grössere Datenmenga benötigt. Für die zweite Erwärmung zeigen die Hyperbeln klar, dass es sich um einen Prozess mit konstanter Wärme¬ leistung handelt. Dabei zeigt der Zusammenhang zwischen t und den K-*Werten eine lineare Beziehung. Der Regressionskoeffizient ergibt eine Wassermenge und der extrapolierte t -Wert bei K = 0 eine Temperatur, Also ist es wahrscheinlich, dass die Ursache der Erwärmung ein Warmwasserzufluss ist; die Temperatur des zufliessenden Wassers war 1966, 1957 und 1958 etwa 14,7 C, die Schüttung etwa 0,03 m'Vs. Bei Minimalschüttung kommt also aus der Quelle bloss dieses warme Wasser. Das ist die Lösung für das Problem des kleinen Q /Q . „ , , . max min Verbal tm sses. Ssndermessungen Vom 22. bis 31. V . 1 9 67 wurden Sondermessungen durchgeführt, um noch mehr über die Ausbrüche zu erfahren. Bei Tag und Nacht wurden die Temperatur und die elektrische Leitfähigkeit alle 10 Minuten und der CI -Gehalt alle 30 Minuten gemessen. Für die Temperatur messung dient ein in 0,01°C unterteiltes Beckmanthermemeter. Im zweiten Teil der Messungen wurden auch 0,001 C mittels Abi eserfernrohr abgelesen. Zur Leitfähigkeitsmessung diente ein Labor¬ messgerät an Ort und Stelle mit 1 % Genauigkeit. Der Chloridgehalt wurde durch ein photometrisches Verfahren, das in der Forschungsstation entwickelt wurde, gemessen. Es hat ein Auflösungsvermögen von 1 mg/1. Durch diese Untersuchung konnten wir ein Temperaturschwankungsbi 1 d , das für die Ausbrüche charakteris¬ tisch ist, nachweisen. 1,5 Stunden nach Beginn des Schüttungsanstiegs folgt nämlich eine Temperaturherabsetz¬ ung um etwa 0,03 0^06 C, dann steigt die Temperatur. Die Temperatur kulminiert 22 Stunden nach Ausbruchsanfangj mit etwa 0,1 C über dem Anfangswert, dann fällt sie langsam wieder. Die Untersuchung wurde bei all¬ mählich sinkender Schüttung durchgeführt und hat erwiesen, dass der umgekehrte Zusammenhang zwischen der Temperatur und Schüttung nur gültig ist, wenn man die Ausbrüche ausser Acht lässt. Mit den benutzten Methoden kannten wir keine Änderung in der chemischen Zusammensetzung nachweisen. Die sehr kleine Temperaturschwankung und die gleichbleibende chemische Zusammensetzung sprechen dafür, dass das Saughebersystem ein Shuntsystem sein kann; die Ausbrüche bringen ja dasselbe Wasser wie die Grund¬ schüttung. Die Ursache der Temperaturschwankung ist wahrscheinlich die Veränderung während der mehrtägigen Aufspeicherung.

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Hy 15/5 Bei Kenntnis den Wassergeschwindigkeit und den Druckwellengeschwindigkeit könnten wir die Entfernung von der Quelle bis zum Saughebersystem ermitteln und zwar auf Grund des schon bekannten Zeitraums zwischen dem Anfang des Schüttungsanstiegs und der Temperaturherabsetzung. Bisher wurde ein Angabenpaar bestimmt: bei fast minimaler Wasserschüttung von 0,04 m-tys längs eines Weges ven 300 m bewegt sich die Druckwelle mit 0,32 m/s, die Farbwelle (Fluorescein) mit 0,05 m/s Geschwindigkeit. Für eine genaue Bewertung sollte man natürlich eine teilweise Kenntnis des Zusammenhanges zwischen den Geschwindigkeiten und den Schüttungswerten haben. Jedoch kann man versuchen, aus den bisher bekannten Angaben die Syphenentfernung zu ermitteln. Durch eine annähernde Extrapolation ergibt sich, dass das Saug¬ hebersystem unmittelbar am Hdhlenende sein kann; es befindet sich wahrscheinlich in einer Entfernung ven 100-200 m hinter dem HShlenende und es ist wahrscheinlich nicht weiter als 500-600 m vom Höhlenende zu finden. Hit weiteren Messungen beabsichtigen wir, diese Unsicherheit bis auf einige 10 m herabzumindern. Zusammenfassung Es wird ein Teil der Beobachtungsergebnisse und eine Analyse der J6svaf$er Nagytohenyaquelle beschrieben. Nach der Untersuchung des unterirdischen Systems der Quelle mischt sich zum Karstwa^ser ein warmes Wasser, das in den letzten Jahren die Temperatur von 14,7 C (und die Schüttung von 0,03 m /s hatte. Das Resultat dieser Mischung ist ein umgekehrter Zusammenhang zwischen der Temperatur und der Schüttung des Quell Wassers. Die Quelle bringt unregelmässige aklimatische Hochwässer, die als Ausbrüche eines Saughebersystems identifiziert werden konnten. Zum Schluss wird eine Prognose über die Lage des Saughebersystems versucht. Tab. 1. Mittelund Extremwerte der Schüttung Max:M1n Mittel — 3 / m /s 1964 16,6 4,5 1965 18,5 10,6 1966 22,2 7,6 1967 16,5 6,0 1968 14,4 4,6 Tab. 2. Mittelund Extremwerte der Temperatur Max Min Mittel 1964 15,3 13,6 14,8 1965 14,2 11,0 12,8 1966 14,4 11,2 13,4 1967 14,5 11,3 13,4 1968 15,0 13,6 14,2 ®Max ’ l ”^ S (11.12.VI.65) Q H . n . 0,025 m 3 /s (11.1964) W * 15 ' 3 'c (25. V I . 6 4) t B . 11,0*0 Min * (23.IV.65)

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Hy 15/6 Tab. 3. Kanstanien des Schüttungsund Temperaturzusaumenhanges Gül tig K t 00 Korrel . Koeff. KCal/s e c IV.64-VII.64 0,05 14,0 VI.65-XI.65 0,105 11,9 0,91 ll.66-X.66 0,83 12,0 0,94 IV.67.-XI 1 . 6 7 0,105 11.4 0,99 X.67-1 1 . 6 8 0,049 13,5 0,99 11 L68-X.68 0,04 13,5 0,93 1 Diskussian: KE3SLE3 (Budapest) : Die Bemerkungen von Herrn GEYH stimmen sehr gut zu der von Herrn GADOROS erwähnten Tatsache, dass das Wasser der Tahenyaquel 1 e bei niederer Schüttung um einige Grade höhere Temperatur hat als bei grosser Schüttung, was mit einer Beimengung von Wasser aus dem Tiefen Karst zu erklären ist. Durch die von Herrn GEYH erwähnten 14-Coder Tritiumuntersuchungen könnte dies bewiesen werden. Es wäre für uns sehr wert¬ voll, wenn wir die Hilfe der Heidelberger Universität bekommen könnten und wenn man uns einige Wasserproben (von grosser und kleiner Schüttung) untersuchen würde. LÄNG (Budapest): Ich möchte auf ähnliche Probleme zu sprechen kommen wie Herr KESSLER. In diesem Vortrag, sowie in den Vorträgen der Herren G. DENES und P. BERG, wird unterstrichen, dass es æhr wichtig ist, in den Karstgebieten Bewegungen und Wege für gelöste Materien (CaCO^), für schwebende Materien und für Energie (Temperaturver¬ hältnisse) zu bestimmen. Darum sind diese telemetrischen Methoden, die wir hauptsächlich in den Vorträgen von Herrn GADOROS kennanlernen konnten, sehr wichtig und zukunftsweisend.

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Hy 16/ 1 Untersuchungen zum Karstwasserhaushalt der Schwäbischen Alb GÜNTER STRAYLE (Geologisches Landesamt Baden-Württemberg, Frei¬ burg i. Br. , Bundesrepublik Deutschland) Abb 0 1: Lage des Untersuchungsgebietes tiesumS A l'aide de nombreuses essais de coloration on peut délimiter précisément les bassins versants de quelques sources karstiques de la "Schwäbische Alb". Des mesures régulières de l'écoulement permettent la première fois un bilan des eaux karstiques en ce qui concerne les surfaces karstiques découvertes dans la région in¬ térieure de l'Alb. L'évaporation annuelle moyenne varie entre 40 et 45 % de la somme des précipitations. Pen¬ dant l'été 60 Í des précipitation évaporent, pendant l'hiver seulement 20 f, environs. Les chiffres sont en désaccord avec l'évaporation potentielle d'après HAUDE (1954). La porosité efficace du karst se réduit de 3,3 % dans la zone de l'Oscillation de la nappe â 1,5 ? <)ans le niveau de la nappe permanente. Le débit spécifique moyen annuel est évalué entre 15 et 16 1/s.km .

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Hy 16/2 1. Einlaijung : Die Aufgabe hydrologischer Untersuchungen besteht darin, den Wasserhaushalt einzelner Landschaftsräume zu erfassen. Mi'!' an ,erstdr Stelle steht dabei die Frage nach der Grundwasserneubildung. Diese Frage läßt sich verhältnismäßig einfach beantworten, wenn die* einzelnen Glieder der Bilanzgleichung durch direkte’ Niederschlagsund Abflußmessungen im Untersuchungsgebiet bestimmt werden können. Eie allgemeine Form der Bilanzgleichung lautet: N = A -iA + A + (R B) &f V o u gw . Darin bedeuten: N = Gebietsniederschlag A = oberflächl içher Abfluß o A = unterirdischer Abfluß. Beide zusammen werden an der Meßstelle als Gesamtabfluß A ü . • i. fegrsfnert. ^gw " der M'eßsfelle nicht erfaßbare Grundwassermenge, die in andere Gebiete abströmt. R-B * Vorratsänderung. Sie bildet die Differenz zwischen der Rücklage R und dem Aufbrauch ß. Für kürzere Zeiträume kann Sie positiv oder negativ werden, V = Gebietsverdunstungsvorgänge, i In 'besonders gelagerten Fällen läßt sich die direkte Bestimmungsmethode für größere Flußgebiete anwenden, . und zwar dann, wenn die Bilanzgleichung in ihrer Kurzform N = A + V Gültigkeit besitzt. Dazu müssen aber die Gebiete gewisse Voraussetzungen mitbringen. Zum ersten muß ein oberirdisch und unterirdisch fest umgrenztes Einzugsgebiet vorhanden sein. Insbesondere darf kein Grundwasser unkontrolliert in andere Räume abfließen, d.h, A =0, i . gw L . Die Vorratsänderung R-B’ ist am schwierigsten abzuschätzeh. Da in Irockenperiöden ein Aufbrauch dèr Vorräte, in nassen Jahren dagegen eine Ergänzung oder Rücklage erfolgt, müssen langjährige Meßreihen vorliegen,, Nur auf lange Zeit gesehen wird nämlich die ; Vorratsänderung bei ungestörten Verhältnissen den'Wert Null erreichen. Schließlich muß der Untersuchungsraum eine hydrogeologisehe Einheit bilden. Das bedeutet über ( d as ganze Einzugsgebiet hinweg muß ein gleichmäßiger Grundwasserspei eher verbreitet sein. Wichtig ist dabei, daß überall dieselben Versickerun'gsbedingungen herrschen. Erst in diesem Fall ergibt die Differenz aus dem Gebietsnieder¬ schlag und dem Gesamtabfluß an der Meßstelle repräsentative Verdunstungswerte für das Einzugsgebiet, Soweit higher hydrologische Daten für die verkarstete Jurahochfläcfjp veröffentlicht wurden (TROSSBACH, 1935 und KERN 1954) b e r uhen diese Angaben ausschließlich auf Pegelauswertungen von Flußgebieten. Die Lage der Meßstellen am Südrand der abtauchenden Ju.ratafel bzw. im nördlichen Albvorland bietet jedoch keine Gewähr, daß die so gewonnenen Abflußund Verdunstungswerte für die verkarstete Hochfläche gelten. Während dieLEinzugsgebiete der im Albvorland gelegenen Pegel große Fächenanteile von nicht verkärsteten’i Dogger«, Liasund z.T. sogar Keupergebieten einschließen, fließt an den Pegeln am Südrand der Alb ein Teil des Karstwassers unregistriert vorbei. ' Darüber hinaus treten schon Schwierigkeiten bei der Abgrenzung der Einzugsgebiete auf. Selten ist die von der orographischen Wasserscheide umgrenzte Fläche mit dem von den Karstwasserscheiden gebildeten reellen Niederschlagsgebiet identisch. Im Bereich der Ebinger Alb (Abb.1) sind in den letzten Jahren zahlreiche Markierungsversuche durchgeführf worden, so*daß heute der Verlauf der Karstwasserscheiden in diesem Raum bekannt ist. Vor allen Dingen gelang anjnandwdieser Versuche die genaue Abgrenzung der Einzugsgebiete einiger großer Karstquellen im Schmiecha« 4md im Vehlatal, deren Schüttung laufend gemessen wird. In der Nähe der Karstwasserscheiden würden mehrere Versuche unter extremen Wasserführung wiederholt. Die allgemein angenommene periodische Verlagerung der Wasserscheiden war nicht nachzuweisen. Eshandelt sich .also tatsächlich um fest umgrenzte Gebiete. Gleichzeitig wurden bei der Abgrenzung der Quel 1 einzugstjebiete die Grenzen des Flußgebietes der Schmiecha an fraglichen Stellen korrigiert (s. Abb.2). Dies ist deshalb von Bedeutung,' weil dort die Abflüsse an zwei Stellen gemessen werden. Im Sinne von MATTHES & THEWS 1963 kann dadurch dçr Abflußzuwachs zwischen den beiden Teilgebieten ermittelt werden. Die Meßstelle 1 auf Abb.2 (Pegel Schmiecha unterhalb der Kläranlage) * iliegf im Oberlauf an der Südgrenze des Seichten Karstes, 'die Meßstelle 2 (Pegel Unterschmè r en) dagegen kurz vor der Mündung in die Donau, also im Bêreich des Tiefen Karstes.

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Balingerqu. lesenqu. Übersichtskarte des Arbeitsgebietes mit der Lage der Niederschlagsund Abflu߬ meßstellen sowie mit dem Verlauf der Was¬ serscheiden. Die untersuchten Quellein¬ zugsgebiete sind schraffiert angelegt. Ehesfetter Quellen und Quellen am Rjmpwerk Ebingen (1t km 2 ) Flächen,die zum Teil Quellen außerhalb der Einzugsgebiete alimentieren — orographiscbe Wasserscheide =.i=ic= Karstwasserscheide == = gemeinsamer Verlauf beider Wasserscheiden Schreib Latten NiederschlagslaTionen Hy 16/ 3

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Hy 16/4 Abb. 3: Das gemeinsame Einzugsgebiet der 5 Karstquellen im Vehlatal mit den Abflußrichtungen der Färbversuche und den tießstellen für den Karstwasserstand. JL Mittlere Spiegellage — m ü. NN. 685 684 683 682 681 680 1 % / X A X X 2 % 3% MeO période vom 11.5. b is17.5. 1966 vom 28.5. bis 4.6.1966 vom 4.5 bis 16.5.1967 vom 16.9. bis 30 9.1966 vom 26.8. b is 4.9.1967 vom 2.10. bis 28.10.1965 %º 4% nutzbarer Kluftraum Abb. 4: Nutzbarer Kluftraum im Karst und seine Beziehung zum mittleren Karstwasserspiegel

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Hy 16/5 2. Der Wasserhaushalt im Flußgebiet der Schmiecha TROSSBACH 1 935 kommt bei den Auswertung der Abflußjahre 1921 1 932 für den Page! Unterschmeien zu folgenden Werten: N A V = N iA Abflußspende 2 , 2 148 km 832 mm 300 mm %  532 (nm 9,5 l/s ' km 2 Auf Grund der Ergebnisse von zahlreichen Färbversuchen ist das tatsächliche Einzugsgebiet auf 131 km zu ‘ reduzieren. Die Abflußspende erhöht sich dadurch auf rund 11 l/s ' km . 2 Der Pegel unterhalb der Kläranlage Ebingen besteht seit dem Jahre 1961. An ihm wird der Abfluß eines 57 km großen Gebietes, gemessen, zu deu.auch die Einzugsgebiete der Ehestetter Quelle und der Quellen am Pumpwerk (Abb. 2 A) gehören, obwohl der,größte Teil der Quellwässer unterhalb der Meßstelle austritt. Dieses Wasser wird aber durch das Pumpwerk in das .Stadtgebiet zurückgefördert und fließt der Meßstelle als Abwasser wieder zu. Nur'.ein Teil des Karstwassers der engschraffierten Flächen auf Abb. 2 al imenfiert Quellen im unteren Schmi,echa. T al . Insgesamt wird aber der Abfluß des im Seichten Karst gelegenen oberen Schmiechatales vollständig registriert. 2 Der Pegel Unterschmeien umfaßt noch zusätzlich 74 km , die ausschließlich dem Tiefen Karst angehören. Von . diesem Teilgebiet fließt das Karstwasser nicht vollständig der Meßstelle zu. Dafür spricht schon allein die Tatsache, daß auf diesem Talabschnitt keine größeren Quellen entspringen. Seine Abflußspende erreicht infolgedessen auf der nachstehenden Tabelle den kleinsten Wert. Die Werte der Tabelle 1 wurden aus dem 6-jährigen Mjttel der Abflußjahre 1962 1966 berechnet: Tabelle 1 F N MQ(l962/66) N A V = N A Abflußspende Meßstelle 1 57 km 2 955 l/s 92Û mm 530 mm 400 mm 16,8 1/skm 2 (Teilgebiet I) 131 km 2 = 100 % = 58 % = 42 1 Meßstelle 2 1700 l/s 840 mm 410 mm 430 mm 13,0 1/skm (Gesamtgebiet) 74 km 2 = 100 % = 49 % = 51 % Teilgebiet II 745 l/s 770 mm 320 mm 450 mm 10.0 1/skm 2 , (zwischen 1 = 100 % = 42 % = 58 ? und 2) Vergleicht man auf Tabelle 1 die Niederschläge, so fällt sofort die ungleichmäßige Verteilung auf. Das Teilgebiet I gehört zum niederschlagsreichen Gebietsstreifen hinter dem Albtrauf, das Teilgebiet II dagegen zum njederschlagsdef i z i t ären Raum der oberen Donau. Bis zu einem gewissen Orad lassen sich dadurch auch die unterschiedlichen Abflußspenden erklären. Daß diese il.nterschiede aber auch auf Karstwasserverlust im Teilgebiet II zurückzuf'ühren sind, geht deutlich aus dem Anteil des Abflusses am Niederschlag hervor.Im Einzugsgebiet des Seichten Karstes der oberen Schmiecha, wo kein Karstwasser verloren geht, beträgt er t>8 j, im Gesamtgebiet 49 % und im Teilgebiet II nur h2%. Interessanterweise ist der Gesamtabfluß an der Meßstelle 2 um 110 mm höher als der von TROSSBACH ermittelte Wert, obwohl die Niederschlagshöhe in den beidgn Meßperioden nahezu gleich ist (840 gegenüber 832 mm). Wahrscheinlich spiegelt sich hier die forts,chrei tende Abdichtung des Schmiechabettes wider, die seithpr durch den vermehrten Abwasseranfall verursacht wurde. Die Verdunstung (N-A) ist wesentlich niedriger als die bisher auf der Alb errechneten Werte (BINDER 1960. VILLINGER 1969). Zuverlässige Angaben.kanh die Tabelle 1 Uber die Karsthochflächen noch nicht erbringen. Denn im Teilgebiet I sind große Flächenanteile überbaut, und im Teilgebiet II ist außer dem Karstwasserverlust ein großer Teil zur überdeckten Zone des Tiefdn Karstes'zu rechnen. Deshalb ist es notwendig, die Verdunstung im Einzugsgebiet großer Karstquellen zu ermitteln. Diese Gebiete dürfen nicht zu klein sein. Sie müssen sich über eipe einzige Karstzone wie z.B. die' unbedeckten Zone erstrecken.

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Hy 16 /6 3.. Die Karsiwasserbilanz des gemeinsamen Einzugsgebietes von 5 Karstquellen Auf der Hochfläche zwischen dem Schmi e chaund dem Vehlatal konnten mit Hilfe von Färbversuchen die Grenzen des gemeinsamen Einzugsgebietes von 5 Karstquellen festgelegt werden (Meßsteller 5, 6, 7, 8 und 9 der Abb.2). Die 72 ktr große Fläche liegt im Wittel 820 m hoch und ist zu 60 % bewaldet. Der Rest besteht zu 2/3 aus Wiesen¬ gelände und zu 1/3 aus Ackerland Da das Gebiet nördlich der Klifflinie liegt, gehört es zilr Zqne des unbedeckten Karstes. %  Der Verlauf der K.arstwasserschtede im W und NW ist durch wiederholte Markierungsversuche von mehreren 'Siel len aus gesichert.. Im N "nd NE ist die Fläche durch tiefe Tal einschnitte begrenzt. Lediglich an der SW-Grenze ^ greifen die Einzugsgebiete anderer Karstquellen auf die Fläche über. Aber seihst wenn man die Hälfte der 6 km großen Öberschneidungsfläche (engschraffiert auf Abb. 2 ^ abzieht, liegt der Fehler auf das Gesanugebiet umgerech¬ net unter 5.$. 2 Die Quellen, die von den 72 km gespeist werden, sind seit dem Jahre 1965 mit Ubenfalimeßwehren versehen und werden 2 3 mal wöchentlich beobachtet. ( Da außerdem die Bewegung des Karstwasserspiegal $ in 2b Pegqlbohrungen zu verfolgen ist und der Gebietsniederschlag sehr genau als arithmetisches Mittel der Station Harthausen und Burladingen bestimmt werdèn kann, stellt dieses Gebiet ein Model lobjekt für karsthydrologisehe Untersuchungen dar ( A bb . 3 ) . Das Speicherve.rmögen des Gebietes wurde auf der Grundlage der Exponentialgleichung Von MAILLET (1905) ermit¬ telt. Danach ergibt sich, daß die Zeit, die vom Beginn einer Hochwasserwelle bis zum Erreichen des Niedrigwasser¬ abflusses verstreicht, rund 3 Monate beträgt (Gesamtspeicherdauer 9 10 Monate). Die Speicherdauer bleibt also weit unter einem Abflußjahr. Deshalb wird auch die Vorratsänderung (R-B) innerhalb dieses Zeitraumes Null,'. Um repräsentative Abflußund Verdunstungswerte zu erhalten, genügt,es, in diesem-Gebigt eine Wasserbilanz für ein Abflußjahr aufzustellen, das nach der Niederschlagshöhe und jahreszeitlichen Niederschlagsvertei 1 u h g dem lang¬ jährigen Mittel entspricht. Diese Bedingungen erfüllt das Abflußjahr 1967 für den Bereich der mittleren und westlichen Alb sehr gut. 3,1. Ermittlung der Verdunstung VILL1NGER (1969) versucht, die Gebietsverdunstung der-Karsthochflächen nach HAUOE (1954) zu berechnen. Während diese sog. potentielle Verdunstung (Vpot) in Gebieten mit seichtem Grundwasserstand der aktuellen Ver¬ dunstung (Vak/) entspricht, ist diese Übereinstimmung für die Karsthochflächen nicht zu'^rwarten.. Einmal liegt hier der Karstwasserspiegel mehrere Zehnermeter unter der Erdoberfläche und zum anderen versickern starke Sommer¬ regen rasch und vollständig in den Qolinen der abflußlosen Senken. Einen Vergleich von Vakf'und Vpqt gibt die Tabel le 2i Da die 'Niederschläge, der Station Münsingen höher sind als diejenigen im Einzugsgebiet, können natür¬ lich nur. die Prozentzahlen (Anteil in % von N) einander gegenübergestellt werden. Beide Gebiete charakterisieren die unbedeckten Karstflächen im Innern der Alb mit einem Niederschlagsmaximum während der Monate Juni bis August. Tabelle 2 Einzugsgebiet der 5 Karstquellen im Vehlatal Wetterstation Münsingen Angaben von ViLLINGER N mm A mm Vakt (N-A) mm Anteil in % von N N mm Vpot (HAUOE) mm Anteil in? von N hydrülogisches Sommerhaibjahr 1966 30.4.66 31 .10.66 481 240 241 50? 603 497 82? hydrologisches Winterhalbjahr 1967 1.11.66 29.4.67 360 294 66 18,5? 457 129 27? hydrologisches Sommerhai bjahr 1967 30.4.67 31.10.67 476 195 281 59? 497 434 87? hydrologisches Jahr 1967 836 489 347 41,5? 954 563 59?

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Hy 16/7 Das auffälligste Ergebnis dieses Vergl e ichs ist, daß Vakt der Sommerhaibjahre wesentlich niedriger ist als Vpot. Beide weisen aber im trockeneren Halbjahr 1967 eine ansteigende Tendenz gegenüber 1966 auf. Hier zeigt sich deutlich, daß der verkarstete Untergrund gute Versickerungsbedingungen bietet. Denn im Winterhalb¬ jahr, wenn die Niederschläge größtenteils als Schnee an der Oberfläche angehäuft werden, ist der Unterschied zwischen Vakt und Vpot geringer. Die jährliche Verdunstung auf den Hochflächen des unbedeckten Karstes der Schwäbischen Alb macht also nur 40 -¡45 l des Jahresniederschl a ges aus. Bei der Auswertung der 5-jährigen Heßreihe des Pegels Schmiecha kam,'größenordnungsmäßig der gleiche Wert heraus. Diese Beispiele zeigen, daß die Bestimmung der Qebietsverdunstung der Karsthochflächen weder auf def Basis der Vpot\(HAUDE 1954) noch mittels der Pecjel aufzeichnungen am Südrand der, Alb vorgenommen werden kann, 3.2. Das nutzbare Speichervolumen im Karst Kennt man von einem Gebiet den Flächeninhalt., die Abflußmengen und die Spiegelabsenkung ejes Karstwassers während einer Trpckenperiode, so läßt,sich das wassererfül 1 t e Hohlraumvolumen auf sehr einfache Weise berechnen. In dem 72 km^,großen Einzugsgebiet der Abb. 3 sind diese Voraussetzungen vorhandpn. Da die Schwankung des Karstwasserspjege]s an 20 Heßstellen zu verfolgen ist. kann auch bei stärkerer Ab¬ weichung der Einzelwerte ein brauchbarer Hi.ttelwert gebildet werden. Legt man di esen, Mi ttel wert zugrunde, so darf das eingescfilossend Volumen als ein von senkrechten Wänden begrenzter Speicher berechnet werden. Zwischen 1965 und 1967 traten im Gebiet Otlängere Trockenperioden auf, in deren Verlauf die Spiegelabsenkung und das Volumen des an den Quellen abgeflossgnen WasSers bestimmt wurde. Aus der.Differenz des Gesamtvolumens (Spiegelabsenkung x Einzugsgebiet) und dem Volpmen der abgeflossehen Wassermenge_ergibt sich das wassererfül!te Kluftvolumen, das in Prozent des Gesamtvolumens ausgedrückt wurde. Das Kluftvblumen schwankt zwischen 1,8 und 3,3 %. Berechnet man für jede Prozentzahl, die zugehörige mittlere Spiegelfage und trägt beide in einem Diagramm auf, dann »ntsteht die Abb., 4. Das Kluftvolumen nimmt generell ,von hohen zu niedrigen Karstwasserständen hin ab, und nähert sich im Bereich des permanenten Karstwasserspiegels dem Wert 1,5 X Das größte Kluftvolumen ist offenbar im eigentlichen Spieg.elschwankungsbereich entwickelt, wo die besten Bedingungen für die, Hischungskorrossion (BÖGLI, 1964), herrschen. 4. Korrespondenz der QueTleinzugsgebiete im Karst Die Einzugsgebietgrenzen lassen sich nur dort, auf verhältnismäßig schmale Gebietsstreifen einengen, wo der 1 Karstwasserspiegel .nach beiden Seiten steil abfällt. Dann ensteht ei ne. ausgeprägte Karstwasserscheide, wie'wirsie entlang der Talränder vorfinden. Soweit.die Gebietsgrenzen nicht einer solchen Wasserscheide folgen, über¬ schneiden sich die Einzugsgebiete einzelner Quellen mehr oder weniger stark. Vor allem im tiefen Karst müssen nach den Ergebnissen von Färbversuchen große Flächen gleichzeitig zum Einzugsgebiet mehrerer Quellen gehören. Komplikationen treten hier dadiirch auf, daß Quallen auf gegenüberliegenden Tal sei ten miteinander korrespondi eren. Als anschauliches Beispiel, hierzu sind die starken Karstquellen im Schmiechatal unterhalb der Stadt Ebingen zu nennen, deren Lage aus Abb. ¡2 A zu ersehen ist. Das Einzugsgebiet der Quellen am Pumpwerk auf der östlichen Talseite liegt auf der Karsthochfläche nordöst¬ lich des Stadtgebietes. ; Von v der 10 km^ großen Fläche entfallen 6 km^ auf eine abflußlose KarsUenke. ihre NE^Ecke speist zugleich eine Karstquelle im mittleren Schmiechatal (s, Abb. 2 ) , 2 Im nördlichen Teil des Großen Heubergs liegt das 14 km große Einzugsgebiet der Ehestetter Quelle. Sie entspringt auf der westlichen Talseite. ' Von einer schmalen Übergangszone an der Südgrenze des Eihzugsgebietes geht gleichfalls ein Teil des Karstwassers in das mittlere Schmiechatal. Darüber hinaus liefert das ganze Ein¬ zugsgebiet Karstwasser an die. Quellen des Pumpwerkes auf der gegenüberliegenden Talseite. Die Abfluß dieser beiden Gebiete werden an den Meßstellen 3 und 4 der Abb. 2 'aufgezeichnet. Vollständige Meßreihen existieren für das Abflußjahr 1966. ,Der Karstwasserzufluß erfolgt ganzjährig von W nach E, also vo.n der Ehestetter Quelle zu den Quellen am Pumpwerk. Die Zuflußjnenge ist vom Karstwasserstand abhängig. .Sie läßt sich quantitativ mit Hilfe der Abflußspende ermitteln. Auf Tabelle 3 sind die wichtigsten Werte für das Jahr 1966 zusammengestellt:

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Hy 16/8 Tabelle 3 F N MQ (1 966) Abf 1 u ßspende Meßstel 1 e 3 (Ehestetter Quelle) , ? 14 km 173 1/s , 2 12,35 1/s.km 81? Meßstelle 4 ( Quel len am PW) 1 0 km^ 191 1/s 19,10 1/s.km 2 126 % Meßstel 1 e 3 u. 4 24 km ? 364 1/s 15/5 1/s.km 2 = 100 % Die Abflußspsnde des Gesamtgebietes entspricht zwar nicht exakt dem arithmetischen Mittel aus den beiden Teilgebieten, dennoch kann festgestellt werden, daß rund 20 % des Abflusses der Quellen am Pumpwerk vom Einzugsgebiet auf dem Großen Heuberg stammt, Be ' Hochwasserverhältnissen geht der Anteil im Durchschnitt auf 15 % zurück, er erhöh: sich bei Niedrigwasser auf 2b ¡. Diese Feststellung deckt sich mit den Beobach¬ tungen bei Markierungsversuchen, wonach bei hohen’Karstwasserständen ein Teil der Verbindungsbahnen zwischen dem rechtsund linksseitigen Quellgebiet abreißt. 2 Mit mehr als 15 1/s.km übert/fft die jährliche Abflußspende der Karsthochflachen den von SIHLEH (1 929) mitgeteilten Wert von 12 1/s . km beträchtlich. Für das Normal jahr 1 967 Relief sich die Abflußspende im gemeinsamen Einzugsgebiet der 5 Karstquellen im Vehlatal auf 15,7 1/s , km , Eine überschlagsipßige Berech¬ nung für das Gebiet des Großen Heubergs ergab ebenfalls einen Wert zwischen 15 und 16 1/s . km . Zusammenfassung Anhand umfangreicher Serien von Markierungsversuchen konnten auf der Ebinger Alb einige Quelleinzugsgebiete genau abgegrenzt werden. Regelmäßige Abflußmessungen dieser Gebiete erlauben es , z um ersten Mal eine zuverlässige Karstwasserbilanz für die unbedeckten Karsthochflächen im Innern der Alb aufzustellen. Danach beträgt die mittlere Jahresverdunstung 40 45 ^ des Niederschlages. Im Sommerhai b jahr werden rund 60 f,. im Winterhalbjahr rund 20 % der Niederschläge verdunstet. Eine Übereinstimmung mit der potentiellen Ver¬ dunstung nach HAUDE (Whj 30 %, Shj 90j?) ist nicht vorhanden. Das nutzbare Speichervolumen im Karst geht von 3,3 ^ im Spiegelschwankungsbereich auf 1,5 % im Niveau des; permanenten Karstwasserspiegels zurück. Die jährlichen Abflußspenden der verkarsteten Jurahochflächen liegen durchschnittlich zwischen 15 und 16 1/s . km , Mit Hilfe der Abflußspenden konnte die hydrologische Korrespondenz zweier Hochflächen links und redhts des Schmi echatal es quanti tativ erfaßt werden. Literaturangaben: BINDER, H. BÖGLI, A. BOLSENKÖTTER, H. DER LANDKREIS BALINGEN, DÜRBAUM, H.-J. X L.ILLICH, W. Niederschlag, Abfluß und Verdunstung im Gebiet des Blautopfes in den 35 Abflußjahren von 1925 « 1959. Jber.Mitt.oberrh.geol.Ver., N.F., 42,S,63 75, Stuttgart I960 Mischungskorrosion ~ Ein Beitrag zum Verkarstungsproblem. Erdkde., 18. S. 8 3 92, Bonn 1964 Vergleichende Betrachtung der Methoden zur Beurteilung der GrundwasserNeubildung. Wasserwirtsch. , 5¿, S. 6669, Stuttgart 1963 Amtliche Kreisbeschreibung, I. Statist. Landesamt Baden-Württemberg 755 S., Stuttgart 1960 Zur Bestimmung der Grundwasser-Neubi I dung als einer der Grundlagen für wasserwirtschaftliche Planungen Dtsch. Gewässerkdl . Mitt., Sonderh. 1 969, Koblenz 1969

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Hy 16/9 HAUDE, W.O Zur praktischen Bestimmung der aktuellen und potentiellen Evaporation und Evapotranspiration. Mitt.dtsch.Wetterdienst. , 8, S. 1 22, Bad Kissinger 1954 KERN, H. Niederschlags-,. Verdunstungsund Abflußkarten von Bayern (Jahresmittel 1901/ 1951). Bayer, Landesst.f.Gewässerkde. in München, München 1954 MAILLET, E. Essais d'hydraulique souterraine ¿ fluviale. 218 S., (Hermann) Paris 1905 MATTHES, G. X THEWS, J. 0. Der Abflußzuwachs als Hilfsmittel bei der Beurteilung von Wassererschließungsmöglichkeiten. Notizbl.hess.L.-Anst.f. Bodenforschung 91, S. 231 236, Wiesbaden 1963 NATERMANN, E. Die Linie des langfristigen Grundwasser (A U L ) und die Trockenwetterabflußlinie (TWL). Wasserwirtsch. , Sonderheft gewässerkdl. Tagung 1950 in München, S. 1 2 1 4 Stuttgart 1951 SIHLER, H. Blautopf und Karsthydrographie. Jh.Ver.vaterl .Naturkde.W'ürtt. , 85. S. 210241, Stuttgart 1929 TROSSBACH, G. Niederschlag und Ab fluß in Württemberg und Hohenzollern, Mitt.Reichsverb, dtsch.Wasserwirtsch. , 36, S. 2 26, Berlin 1935 VILLINGER, E. Karsthydrologisehe Untersuchungen auf der Reutlinger Alb (Schwäbischer Jura). Jh.geol.Landesamt Baden-Württemberg, 11, Freiburg 1 969 (im Druck) WEIDENBACH, F. Ober einige Wasserbohrungen im Jura. Jber.Mitt.oberrh.geol . V er. . N.F. 36, S. 54 73, Stuttgart 1954 Diskussion: H. BINDER: 2 Die Abflußspende von 12 l/s/km , die ich in meiner Untersuchung über den Blautopf zugrundelegte, bèruht nicht auf eigenen Untersuchungen, sondern ist von SIHLER übernommen (der bayerisches Schrifttum benützt hat). G. STRAYLE: Binder (1960) kommt bei seinen Untersuchungen am Blautopf auf eine Jahresverdunstung von 54 % und trifft damit die Wirklichkeit von allen Autoren am besten. Die Bemessung der Größe des Einzugsgebietes wurde jedoch mit der zu kleinen Abflußspende nach SIHLER vorgenommen. Aufgrund der vorliegenden Markierungsversuche im Einzugsgebiet des Blautopfes kann diese Fläche ohne weiteres um 10 % reduziert werden; dann kommt man aber zu einem Verdunste ungswert, der deutlich unter der 50 % Grenze liegt. Diskussi o n : GEYH: Eine Berechnung der Wasserbilanz in Karstgebieten besonders der Schwäbischen Alb, nach einer Formal und insbeson¬ dere die Berechnung der Verdunstung halte ich noch für riskant, da meist vermischtes Wasser angetroffen wird, dessen Komponentantei 1 e in derselben Größenordnung liegen. Dadurch könnten die terechneten Verdunstungswerte zu hoch ausfallen. In ihnen dürfte die möglicherweise starke Einspeisung von Wasser in den Tiefen Karst ent¬ halten sein. Der Hinweis auf die gute Übereinstimmung der aktuellen und der potentiellen Verdunstungsraten sollte auffällig sein, da diese theoretische Bedingung für die Berechnung der letzteren bestimmt nicht mit der in der Natur angetroffenen übereinstimmt. Die hohen Verdunstungsraten stehen auch in Widerspruch zu den günstigen Sickerungsmöglichkeiten des Wassers im Karst. G. STRAYLE: Es ist klar, daß man mit der angewandten Methode nur eine Karstwasserbilanz für den Teil des Speicherraumes aufstellt, der Uber dem freien Ausflußniveau liegt. Speziell im Tiefen Karst sind in den Karsthohl räumen unter diesem Niveau z.T. sehr alte Karstwässer enthalten. Da sie unter hydrostatischem Druck stehen, können sie an einigen Stellen (z.B. Karstaufbrüche) in den rezenten Wasserkreislauf aufsteigen. Deshalb treten dort meist Mischwässer aus, obwohl die Vorratsergänzung ausschließlich durch junges auf den Hochflächen gebildetes Karst¬ wasser erfolgt. Die Bilanzrechnung stimmt aber streng genommen nur, wenn die unter dem freien Abflußniveau

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Hy 16/10 gespeicherien Karstwassermengen konstant wären. Wie aber das angeführte Beispiel des Flußgebietes der Schmiecha zeigt, fließen davon rund 16 % als A rt , unregistriert in andere Räume ab (Differenz zwischen den Abflußanteilen des Teilgebietes I = 58 ^ und dem Teilgebiet 1 1 = 42 ^). Dieser Umstand wurde bei der Ermittlung der Karstwasser¬ bilanz im 72 knr großen gemeinsamen Einzugsgebiet der 5 Karstquellen im Vehlatal vernachläßigt, da hier nur 6 knr gleichzeitig andere Quellen speisen. Zweifellos liegen die ermittelten Verdunstungswerte von 40 45 $ eher an der Untergrenze. Sie sind aber beträchtlich höher als bisher veröffentlichte Werte der Alb und zeigen, daß die von VILLINGER (1969) angesetzte potentielle Verdunstung den natürlichen Verhältnissen nicht entspricht.

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Hy 17/1 La insaturación del agua en la zona freática del Karst y sus fundamentos termodinámicos ADOLFO ERASO (Madrid/España) üü ION Resumen : El equilibrie fundamental y la condiciSn de insaturaciGn. ÂplicaciSn de la regla de las fases. Cerrimienta del equilibrio. Influencia de las variables termo-dinámicas oe la ecuación de corrimiento del equilibrio,sobre el equilibrio fundamen¬ tal que define la solubilidad de la caliza en el agua. Sentido físico de la expresiones ue la constante de equilibrio en función de las variables de la ecuación de corrimien¬ to del equilibrio. Bibliografía. Resumen Mediante la exposición de este trabajo puede verse que el caso de la corrosión de la caliza en la zona freática de un karst (water table zone of a karst) por el fenómeno de mezcla de aguas de BSgli, es en realidad un caso particular de una ley más general a la que puede llegarse por consideraciones termodinámicas sobre el corrimiento del equilibrio. El objeto de este trabajo es poner de relieve la forma dedicha ley para el equilibrio químico fundamental que justi¬ fica la disolución de la caliza por el agua, aplicándola a nuevas formas morfológicas explicables de este modo. Summary This work shows how the corrosion of limestone in the water table zone of a karst caused by the phenomenon of a water mixture of Bögli, is in fact an example of a more general law based on the thermodynamic considerations in an infini¬ tesimal upsetting of a state of equilibrium. The purpose of this work is to show this law can be applied to the changes in the morphological formation of caverns when subjected to a condition of basic chemical equilibrium in which water dissolves limestone. El equil i b r i o fundam e ntal y la condición de insaturación . En lo que sigue vamos a suponer que la solubilidad de la roca caliza por el agua está motivada por la presencia en ella de substancias que aumentan su grado de acidez, el cual es directamente proporcional a la cantidad de roca a disolver. Las substancias exacerbantes de la acidez del agua san fundamentalmente los ácidos orgánicos derivados de la actividad viviente del suelo y el anhídrido carbónico procedente tanto de la atmósfera como de resultas de la citada actividad basteriana. Sabemos que en definitiva, la función que define la solubilidad del carbonato su pH es : tenor de ( 1 ) (siendo H' la concentración de ión hi urógeno en el agua), y el equiliorio fundamental que define dicha solubilidad, referida a la acción del CO 2 , es C0 2 &f H 2 0 &f CaC0 3 j f Ca ( H C0 3 ) 2 @1 cual se puede desglosar en todo un conjunto de reacciones detalladas, que expresaremos globalmente de la ( 2 )

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siguiente manera : 2 C0 2 (gas) t ! CÛ 2 (dis.) H 2 Ú (vap.) 11 H 2 0 Ca" // Ca CÛ 3 Ca Ca 2 H’ -2 CO." n &f 2 H COi' II ( H C0 3 ) 2 H 2 C 0 . 3 r*L H% H C0 3 ' C0 3 " ( 3 ) de manera que cada uno de dichos equilibrios presenta propiedades cinéticas diferentes sobre las que no vamos a insistir por ser bien conocidas y por salirse fuera del objeto perseguido. Unicamente nos interesa resaltar sobre la condición de insaturación del agua, la cual se presenta con relación a la caliza, cuando es capaz de disolver en su seno mayores concentraciones de ella, y está motivada por la presencia de substancias, que exacerban su grado de acidez (ejemp : C0 2 ), en mayor proporción que la necesaria para el equilibrio definida en (2) y (3). Por consiguiente cuando se presente dicha condición, el agua poseerá potencialmente la propiedad de disolver la canti¬ dad de caliza necesaria para volver a restablecerse el equilibrio ( 2 ) . Aplicación de la regla de las fases Una de las herramientas fundamentales para predecir el comportamiento de los equilibrios física-químicos, se debe a 61BBS, y se conoce con el nombre de regla de las fases. Lila nos permite conocer el grado de varianza o de libertad del equilibrio en cuestión, a expresado en otras palabras, el número de variables termodinámicas que hemos de fijar para determinarla. Dicha regla se expresa así : £ n f + 2 (4) siendo gradas de libertad del sistema n * número de componentes del sistema f número de fases del sistema por consiguiente el grada de libertad deun sistema dado es igual a la diferencia entre el número de componentes y el de fases aumentado en dos unidades. Se entiende par fase cada una de las proporciones físicamente homogéneas de que consta un sistema y como número de componentes independientes se entiende el número mínima de especies moleculares con las que pueden obtenerse todas las demás en la cuantía con que figuran en cada una de las fases del sistema, mediante todas las reacciones químicas posiüles baja condiciones dadas de presión y temperatura. Se admite también que el estada Je caca una de las fases que forman el sistema queda determinado por su constitución química inicial juntamente con el conocimiento de das variables termodinámicas por ejemplo la presión y la temperatura. Aplicando la regla de las fases al equilibrio (3) vemos que éste posée 3 fases y 3 componentes, lo que quiere decir que es bivariante. £ n f 2 3 3 &f 2 2 pues posee dos grados de libertad. Esta quiere decir que si están dadas das variables termodinámicas, la presión y la temperatura, todas las concentra¬ ciones de los cuerpos que intervienen en dicho equilibrio han Je tener valores determinados, sean cuales fueren las masas de las componentes que intervengan en la totalidad del sistema. Corrimiento del equilibrio Las condiciones que la termodinámica establece para la existencia de equilibrio en un sistema dado, son fundamental¬ mente tres :

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FIGURA 1 C02 LE 10 mgr/e co? LE 15 mgr/6 CO? LE 20 mgr/6 CO? LE 25 mgr/e FIGURA 3 — 1 — 50 CQ CO 3 + CO 2 + H ?0 ca (HC0 3 )? ; CURVAS DE I0UAL CONCENTRACION DE CO 2 UBRE EQUILIBRANTE ca C 03 mgr/L (combinado) CO? se micom binado mgr/6-^ (de bicarbonatos) Hy 17/ i

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Hy 17/4 Fotografia NQ 2

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Hy M/b A) Cuando el sistema est«¡ térmicamente aislado : dS ^ O (aiendo S la entropta) es decir que en todo sistema aislado existe equilibrio cuando su entropía es máxima. 3) Cuando el sistema se mantiene a temperatura y volumen constantes : ^ O (5) ( 6 ) ¿F ^ (Siendo F la energía libre) por consiquierte en todo sistema isotérmico e isocfirico se alcanza el equilibrio cuando su energía libre es mínima. C) Cuando el sistema se mantiene a presión y temperatura constantes : dG ^ O (') (Siendo G la entalpia libre) lo que quiere decir que en todo sistema isobérico e isotérmico su equilibrio se alcanza cuando sea mínima su entalpia libre. Éste último caso, el més frecuente, es el que tendremos que utilizar con nuestro equilibrio (3), por ser su condición de tal. Para estudiar un equilibrio dado, el procedimiento consiste en suponer que se modifican infinitamente poco las condi¬ ciones exteriores, de manera que tanto sus estados iniciales como finales sean es talos fe equilibrio. Así para cualquier transformación virtual isotérmica 3 isooórica en el estado inicial so tiene : «fG = o 0 ) Al pasar al nuevo estado de equilibrio, las variables P y fOJ (temperatura, presión y masas de un components cualquiera j en la fase i ), experimentan cambrios reales no virtuales, cLT P ^ ¿L IT) m an3ra b 3 ® la entalpia libre se convierte en 3 (¡) (i) 6 T d G " G r b G bT dl bG dp P r J • / y-lr Z_ômj con lo cual la nueva condición de equilibrio será £ ¿G c>T pero resul ta que : di r £ ¿G ¿P dp i G ; 101 à d) mj j 1 d m j = O b G d T S ; 1 _£ V y 2 c(siendo V si volumen y /V J ^ potencial químico de un componente^j^en^la fase i ). Y como en toda tranformación reversible e isoterma se cumple que ^ Q (O -M .(I) 1¡) J T (siendo Q el calor requerido por el sistema en ficha transformación) queda finalmente reemplazando estos valores íq d T + <§ v d p (i) A>j d nn 0 ) _ .i : 0 ( 3 )

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Hy 17/6 que es la ecuación general de corrimiento del equilibrio en condiciones isotérmicas et isóbaras. En ella son los cambios que realmente sufren las magnitudes en cuestión al correrse el equilibrio, mientras que se refieren a una transformación virtual, isoterma e isóbara, que puede ser finita. U) dt dp} diYij . &Q ¿V ySi/j ^ La ecuación (8) es fundamental en termodinámica, pues se utiliza muchísimo, por ejemplo para el estudio de cuerpos puros en la que adquiere una forma particular denominada ecuación de CLAPEYRON; en el estudio de sistemas binarios, a base de dos componentes inmiscibles; al tratar el enfoque de los equilibrios en los sistemas gaseosos; en el tra¬ tamiento general para el estudio de las disoluciones diluidas que es nuestro caso; para los estudios de casos parti¬ culares entre los que destacan la elevación de la temperatura de ebullición y descenso del punto de congelación de una solución, la disolución de un gas en un líquido (ley de HENRY), la influencia sobre la solubilidad de una substan¬ cia por la adición de otras (efectos salino y de ión común), etc...etc..., de manera que toma una forma particular en cada caso concreto. Nosotros la vamos a utilizar para estudiar como las variaciones de la temperatura (T), presión (P) y masas (m) o con¬ centraciones de los componentes que intervienen en el equilibrio (3) afectan a la constante que lo define. Influencia de las variables termodinámicas de la ecuación de corrimiento del equilibrio, sobre el equilibrio fundamen¬ tal que define la solubilidad de la caliza en el agua . Esto no es otra cosa que la aplicación de la ecuación (8) sobre el equilibrio (3). Sabemos que en todo sistema formado por varios cuerpos susceptibles de reaccionar entre sí, si se mantienen la presión y la temperatura constantes, existiré un estado de equilibrio determinado como ya hemos visto por la condición de ser mínima la entalpia libre, lo cual quiera decir que no seré ya posible ninguna reacción química entre los cuerpos pre¬ sentes. Para que ésto sea así, es preciso que exista determinada relación entre las concentraciones de los cuerpos sus¬ ceptibles de reaccionar entre sí, si nos se hubiera alcanzado el estado de equilibrio. Esta relación fue descubierta por QULDdERQ y WAAGE, y se la denomina 1 ay de 1 as masas . Se expresa así : supongamos una reacción química cualquiera ; v \)i Mi r ^2 Mi f Mn ^ Mi + À) i Mi ^ Hn (siendoVj los números enteros característicos y Mj los símbolos químicos), al llegar al estado de equiliorio se cumple la relación •, í ; c Ct K (P,T) 0: %  c r \) P» C n (siendo Cj las concentraciones da caaa símbolo químico Mj y |^ , la constante de equilibrio que tendré un valor de¬ terminado para casa valor de p y del"). Aplicando (9) a nuestro equilibrio fundamental (3), tenemos Ca"| H CO 2 j CaCO 3 .1 H 2 O . 1 co 2 1 CÍC los ucoil ibrios descritos jn (3) en 1 ponerse, tienen también su correspondiente constante de equilibrio de resultas de aplicarles la ley de las masas. De todas maneras, la ley de las masas, tiene otras formas de expresión, naturalmente idénticas a (9), pero que son interesantes por haber sido deducidas en el caso de JOLIZMANN por consideraciones cinéticas : ( 1 0 )

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y en el caso de f£RST por aplicación de las condiciones t«rmodin5mi c as de equilibrio : Hy 17/7 lnl< = R T/ Ml J <5j U) (ID ( tn la que R es constante ) U For su parte la ecuación del corrimiento del equilibrio (8) para el caso de las disoluciones diluidas, toma la siguiente forma . «.dT * Svcip R T T W O) d c J ^ (i) ,0 IJ -J12) en la que el potencial químico /O y la masa de los componentes IT) , la sido reemplazada por y responden como ya sabemos a los números enteros y a las especies químicas que definen la reacción. y. oue cor Ahora nos interesa conocer como afectan a la constante de equilibrio las variables de la ecuación (12), es decir la temperatura, la presión y la concentración de las especies químicas que intervienen. El caso de las concentraciones, que es el mis sencillo, ya lo conocemos con cualquiera de las expresiones de la ley da acción de masas, entre las que elegimos la expresión logarítmica (10) de BOLTZMANN, que es la que más nos gusta OJ 'n C l j’ ; InK Vamos por consiguiente a ver como la presión y temperatura afectan a la constante de equilibrio. Si de la ecuación (11) sobre la ley de acción de masas de NERST, tomamos derivados respecto a la temperatura y a la presión independientemente tenoremos : pero recordando ahora la definición de entalpia libre 6 * U TS + pV (en la o oien que U es la energía interna bajo forma diferencial del sistema) du %  dU TdS SdT + pdV pero como por la combinación del 1¡ sr y 2 o principio tenemos ci Ç * TdS dU + p dV queda dG Sdl + Vdp de donde convirtiéndose las ecuaciones (13) y (14) en la :

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Hy 17/8 ^ I n K è T ±_ RT (') ÜJ^pVj J y 3 ln K ^ P PT u) J (O vj en las que U por representar el aumento de volumen del sistema a consecuencia del corrimiento del equilibrio, y ÍJ por aplicación del principio de equivalencia, quedando finalmente 1 n K Q ^ r RT2(13) y à 1 n K AV dP PT (17) expresiones estas (16) y (17) que junto con la (10), constituyen nuestro objeto. Sentido físico de las expresiones de la constante de equilibrio en función de las variables de la ecuación de corrimiento del equilibrio Vamos a interpretar las expresiones (10),(16) y (17) deducidas en el apartado anterior. (-0 . i i/ A) / V.i 1 n c ) , L n K (10) 9) ü 21 n K . G (16) ¿T RT c) dlnK . Ù V (17) dP RT CASO A Dicha ecuación (10) es ni mis ni menos que la expresión de la ley de masas en forma logarítmica según BOLTZMANN, que relaciona directamente la constante del equilibrio fundamental (3) en función de la concentración de las especies químicas y de los coeficientes numéricos que rigen su intervención el él. Este caso ha sido estudiado con todo detalle por numerosos autores, especialmente por TILLMANS, y proyectado en el estudio del karst por TROMBE y muchos otros después, (ver la expresión (1) ), de manera que nos entraremos en detal¬ les indicando únicamente que en la figura (1) adjuntamos ya debidamente calculadas las formas de dicha función para

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Hy 17/9 nuestro equilibrio fundamental (3) expresadas en coordenadas aritméticas, tilas representan la solubilidad de la caliza CaCO] en funciSn de su pH o grado de acidez, para una presión correspondiente a la atmosférica y diferentes valores de temperatura (una para cada equilibrio) por lo que constituyen un haz de isotermas. La circunstancia de que dichas funciones presenten un hábito curvo sin puntos de inflexión y con la concavidad orien¬ tada hacia regiones donde si dá la condición de insaturación, hizo a 3ÖQLI enunciar su teoría de la corresión por mezcla de aguas. Efectivamente, la ley de las mezclas, viere representada por una recta de coordenadas aritméticas, de manera que si imaginamos que se produce la mezcla de dos aguas saturadas a idéntica temperatura pero con diferentes concentraciones (pontos A y 3 de la figura 2) el resultado estarí cualquiera que sea la propoción de la mezcla dentro de la condi¬ ción de insaturación. Nos ha complacido extraordinariamente encontrar la morfología citada por 3ÜQLI en multitud de cavernas freíticas espa¬ ñolas, por lo que adjuntamos en la fotografía 1 un ejemplar de nuestra gran caverna freStica OJO GUARENA, la mayor de nuestra geografía con 36 Km. de galerías exploradas hasta el presente (de los que solamente 32 Km. estín topografi ados) . CASO 3 „La ecuación (16) relaciona la temperatura con la constante de equilibrio del sistema, y como se halla en forma diferencial, deberemos integrarla a presión constante separando ambas variables para poderla interpretar. 3i pasamos de logaritmos neperianos a decimales y utilizamos límites en la integración para evitar las constantes de dificil interpretación que nos aparecerían, llegamos finalmente a : K 2 Q 1 1 log » (18) KT 2,33 T-, I 2 que nos expresa que el aumento de la temperatura favorece las reacciones endotérmicas y viceversa. Observando la forma de la función (18), se ve claramente que no se trata de una recta. Construyendo dicha función gráficamente de manera de representar un haz de curvas en las que cada una de ellas su¬ ponga la condición de equilibrio (3) para valores dados de anhídrido carbónico libre equilibrante (C0 2 LE),llegamos a la figura 3 en la que puede observarse que dicho haz de curvas carece de punto de inflexión y presenta sus concavi¬ dades orientadas hacia la zona de insaturación de la misma. En este caso por consiguiente también se reproduce 1 i condición de insaturación cuando se mezclan dos aguas saturadas pero a diferentes temperaturas. Efectivamente, hemos observado en la cavidad de OJO GUARENA, en algunas zonas situadas dentro de la fluctuación del nivel freático de la misma, la curiosa morfología que presentamos en la fotografía n° 2 y que interpretamos como sigue Durante la estación pluviométrica, en los lugares donde las aguas de infiltración más frías lleguen rápidamente al nivel freático de manera que no hayan podido todavía adquirir la temperatura del enrejado, al ser más densas por ser más frías, resbalarán por la pared rocosa ya bajo el nivel freático, produciendo una especie de drenaje catabático (término meteorológico que explica un fenómeno semejante) que las hace entrar de lleno en la condición de insaturación al mezclarse con las aguas de la capa freática, resultando las corrosiones causantes de la morfología descrita. En algunos de los lugares donde hemos observado de estas formas, hemos podido comprobar la rápida llegada de las aguas de infiltración circunstancia que nos ha inducido a proponer la citada génesis. CASO C .La ecuación (17) relaciona las variaciones de la constante de equilibrio (3) en función de la presión supuestra constante la temperatura. Su forma que reproducimos aquí es : ¿J. n )< AV d? RT y nos indica que un aumento de presión, favorece las reacciones que van acompañadas de contracción y viceversa. Su integración es dificil pues lo es también conocer la variación de volumen que ocasionan en el sistema las varia¬ ciones de la presión. No obstante como en nuestro equilibrio (3) tenemos un gas que se disuelve en el agua (el C0 2 ) , podemos aplicar la ley

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Hy 17/10 de los gases perfectos en la que muy aproximadamente se tiene : RT AV ~~p~ valor que una vez reemplazado en la ecuación (17) la hace susceptible de integración inmediata bajo la condición de la constancia de la temperatura y con la oportuna separación de variables, encontrando : ! n K ^ 1 n p te (en la que C es una constante de integración) y lo que es lo mismo (19) K = c . p expresiones ambas (19) y (20) en las que se ve claramente el origen. ( 2 0 ) que corresponden gráficamente a una recta que pasa por Aquí pues no existe en absoluto condición de insaturación por mezcla. Mo obstante las ecuaciones (19) y (20) nos dicen también que la constante de equilibrio varia en proporción directa a la presión. Esto implica que existe un mayor potencial disolutivo del agua con respecto a la caliza en condiciones freáticas profundas que someras. A pesar de todo, y aunque podríamos extraer gran nómero de consideraciones téoricas basándonos en estas premisas, nos parece poco dialéctico hacerlo por carscor de momento de comprobaciones prácticas. Además bajo condiciones hidrodinámicas el comportamiento de la capa freática es más complejo de lo que parece, ya que no es la presión sino el gradiante hidráulico el que rige el movimiento del agua, y aunque por BERNOUILLE se deduce que en un conducto dado su presión disminuye a tenor de la velocidad de paso del agua en él , ( lo que aparen¬ temente según nuestra ecuación (20) se traducirla en entrar en condiciones de sobresaturación partiendo siempre del agua ya saturada), HOWARD demuestra exactamente lo contrario. Para colmo, cuando el movimiento del agua llegue a hacerse turbulento, es muy posible que se originen fluctuaciones locales de presión en losfiletes de fluido, que si no difíciles de tratar teóricamente, son al m^nos francamente complicados de experimentar. Finalmente no hay que olvidar nuança la frecuencia con la que falla la intuición al interpretar fenómenos en la dinámica de fluidos, como lo demuestra el gran número de paradojas existentes, lo que obliga a la elección de mode¬ los al experimentar que posean una exacta semejanza dinámica con el problema que deseamos estudiar, para evitar resultados erróneos. Bibl lografla BQGll A. ERA30 A. EVERET D.H. üLAjSIOftiE 3. GLA33T0NE 3. HOWARD A„D. PALACIOS J. SCHOELLER H. SHAPIRO A.H. THOMSON M. TILLMANS J. ZEMANSKY h.W. Discusión : Mischungkorrosion ein Beitrag zum Verkarstungproblem, Erdkunde Band XVIII. Bonn. .Mecanismos sobre la corrosión en el karst y su repercusión en la geodinámica kárstica. En pren sa en Boletín Geológico y Minero. Madrid 1968. .Termodinámica química. 1 Vol . 231 p. Aguilar. Madrid 1964. .Termodinámica para químicos 1 Vol. 637 p. Aguilar Madrid 1960. .Tratado de Química Física. 1 Vol. 1.130 p. Aguilar Madrid 1953. .Process of Limestone Cave Development. International Journal of Speleology. Vol.1. p. 1-2. Weinheim. .Termodinámica y Mecánica Estadística 1 Vol. 363 p. Madrid. Les Eaux Souterraines. 1 Vol. 642 p. MassonParis 1962. .Formas y Flúidos. 1 Vol. 190 p. Universidad Buenos Aires. 1965. .Hidrodinámica Teórica. 1 Vol. 604 p. Aguilar Madrid 1951. .Análisis de aguas potables e industriales. BERL-LUNGE-D'ANS. Métodos de análisis químico industrial. T. 11-1* Parte. Labor Barcelona 1956. .Calor y Termodinámica. 1 Vol. 509 p. Aguilar Madrid 1961. J. CORBEL (Caluire) : Roques a noté la sous-saturation d'un grand nombre de sources et résurgences karstiques. Votre courbe (1), d'après lui, est inexacte légèrement, dans ce domaine de température et teneur et, 3 ne pas utiliser ici Le problème des oépôts des sources pétrifiantes n'est pas résolu le plus souvent par ces équations.

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Hy 17/11 E.RASO La exposición anteriormente hecha sobre la insaturación del agua en la capa freática, se remite exclusiva¬ mente a los aspectos teóricos bajo el punto de vista termodinámica que dicho problema implica. Se trata, por consi¬ guiente, de una aportación puramente teórica, que complementa las observaciones prácticas, sabiamente dadas por Boegli con anterioridad. Como el planteamiento, repetimos, es general y teórico, entendemos que no puedo ser aplica¬ do a ningón problema particular, si no después deuna buena serie de observaciones, realizadas in situ. Por consi¬ guiente, cuantas disgresiones tengamos aqui, relativas al carácter de subsaturación o incrustante de numerosas surgencias, no puede ser abordado si no después de las oportunas observaciones de cada caso en particular. H„ PALOC (Hontpellier) Je voudrais connaître le point de vue de M. ERA30 sur les possibilités de dissolution dans la zone des calcaires qui se trouve constamment sous le niveau statique (zone noyée permanente), en application des formules théoriques proposées ici. Nous constatons, dans les analyses chimiques périodiques des eaux de la Fontaine de Vaucluse, que les plus fortes mi¬ néralisations se rencontrent dans les périodes d'étiage : une telle constation pourrait faire penser que c'est en dehors des périodes d'apport que s'élèvent les minéralisations, réduisant ainsi le rôle des échanges thermiques? ERASO .En función de las ecuaciones termodinámicas deducidas en mi anterior exposición, hemos visto que en princi¬ pio, la presión presenta una función lineal con relación a la disolución del COjCa en el agua. Por consiguiente, bajo este concepto, la corrosión por mezcla no parece posible. Sin embargo, y tratando de responder a su pregunta sobre las posibilidades de disolución en la zona permanentemente inundada, me permito recordar al Sr. Paloc, los interesantes trabajos realizados por una parte, por el Sr. Howard, relativos a la importante influencia que juega el gradiente hidraólico en la disolución de la caliza y subsiguiente amplicación de conductos freáticos, y por otra, las opiniones de Sokolov, que si bien diferencia una zona freática profunda de una somera, él es partidario de suponer que la zona de formación de las cavernas se instala preferente¬ mente en la zona freática somera. Nosotros, personalmente, preferimos no emitir opinión alguna, en tanto no dispon¬ gamos de las suficientes observaciones sobre la cuestión. Con relación a su observación de que las mayores mineralizaciones se presentan en las surgencias en el periodo de estiaje, nos permitimos indicarle que dicha observación está perfectamente de acuerdo con el carácter endotérmico de la solubilidad del COjCa en el agua, es decir, que si no hay otros factores que intervengan, dicha solubilidad es mayor en frió que en caliente.

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Hy 15/1 Hydrologiscne Px’obieme im Unac-Tal una Hx^ebnisse der speiäoloKisciien und hydi'ograpriischen Untersuchunft-en OMER U/JUHO / x C ( iaarajevo / Jugoslawien ) Résumé : Les problèmes hydrologiques dans la vallée Unac el resultáis des recherches spêlêologigués et hydrogra phiques La vallée de la rivière Unac est prédisposée sur la plus longue partie par la faille NW SW. Le côté gauche de son bassin versant est formé en général de roches imperméables, et sur ce côté Unac a ses affluents superficiels. Contrairement â ceci, le cSté droit de son bassin versant est surtout formé de calcaire et se caractérise par l'absence de l ' h ydrographie superficielle. Outre que le drainage superficiel les eaux de la rivière Unac sont drainées souterrainement par gouffres et estavelles. Ceci est très marqué aux êtiages, par suite de quoi à cette période l'eau traverse le lit de la rivière Unac seulement sur certaines sections â savoir de ces affluents. Vu ce tel état pendant la période des étiages dans certaines parties de la vallée, ce qui est très marqué dans la vallée de Drvar, oè se développe l'industrie, résulte la pénurie en eau. Afin de pouvoir subvenir â cette région, l'Entreprise Energoinvest-Sarajevo en plus des travaux de prospections informatifs géologiques et géomorphologiques a effectué également des recherches étendues spêlêologiques et hydrographiques. Ces recherches ont été organisées par l'Association Spêléologique de Bosnie X Hercêgovine. 11 a été constaté au moyen de ces recherches, que par la faille en question le cours d'eau au-dessus du sol Unac n'est pas seulement prédisposé sur une très longue section, mais son cours souterrain sur des sections encore plus étendues. Ce cours d'eau souterrain est drainé par source Crno vrelo située dans le lit de Unac à seulement 3 km en aval de son embouchure. Le débit minimum de cette source est de 3,5 m3/sec. Egalement il a été constaté que sur le cours d'eau souterrain se trouve directement la grotte-estavel 1 e O’strica, sources périodiques dans la région de Crkvica et par une faille transversale et la source périodique de la Grotte Tito. Par conséquent dans la région de Drvar la prise d'eau pourrait s'effectuer en trois points : dans le site de Ostrica, dans la région de Crkvica â la gare du chemin de fer et dans l'endroit de la Grotte Tito. De ce fait, il faut poursuivre les recherches ultérieures pour permettre de voir à fond sur la base des résultats obtenus, lequel de ces trois locaux est le meilleur et le plus économique pour poser la prise de l'eau souterraine. Zusammenfassung : Das Tal des Flusses Unac ist in seinem längsten Teil durch di Störung NW SW vorgezeichnet. Die linke Seite seines Einzugsgebietes besteht hauptsächlich aus wasserundurchlässigen Fels, so daß der Fluß Unac alle seine Ober¬ flächenzuflüsse auf dieser Seite hat. Die recte Seite seines Einzugsgebietes dagegen besteht hauptsächlich aus Kalkstein und ist daher durch Abwesenheit einer Oberflächenhydrographie gekennzeichnet. Das Wasser des Flusses Unac wird zum Teil unterirdisch durch Ponore und Speilöcher abgeleitet. Dies ist besonders bei niedrigem Wasser stand bemerkbar, infolgedessen fließt in dieser Zeit durch das Flußbett des Unac nur stellenweise Wasser, und zwar von seinem Zuflüssen her. Demzufolge kommt es in Zeiten niedrigen Wassestands in einzelnen Teilen des Tales zu Wassermangel, was besonders im Drvar-Kessel , wo sich die Industrie immer mehr entwickelt , unangenehme Folgen hat. Um dieser Gegend zu helfen, hat die Firma ENERG01NVEST, Sarajevo, außer informativen geologischen und geomorpholo gischen Forschungsarbei t e n auch umfangreiche speläologische une hydrographische Untersuchungen durchgeführt. Die speläologischen Untersuchungen hat die speläologische Gesellschaft von Bosnien und der Herzegowina organisiert. Durch diese Untersuchungen wurde festgestellt, daß durch die vorhergenannte Störung auf lange Strecken sowohl der oberirdische als auch in einigen Teile der unterirdische Lauf des Flusses Unac vorgezeichnet ist. Dieser unterir dische Lauf wird durch die Quelle "Crno vrelo", welche sich im Flußbett des Unac nur 3 km oberhalb der Mündung befindet, entwässert. Der Minimaldurchfluß dieser Quelle beträgt 3,5 m3/sec. Ferner wurde festgestellt, daß sich an dem erwähnten unterirdischen Lauf unmittelbar die Speiloch-Höhle Ostrica und die periodischen Quellen in der Ge gend von Crkvica, sowie durch eine Querstörung mittelbar verbunden auch die periodische Quelle der Tito-Höhle befinden.

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ÎTv 18/2 Cerngsnäß kannte in Bereich von Drvar die Fassung des unterirdischen Wassers an drei Stellen durchgeftihrt werden und zwar: in der Gegend von Ostrica, in der Gegend von Crkvica, (Bahnstation Ostrica) und in der Gegend der Ti to-Höhle. tian nüßte deuzafolge die Untersuchungen fortsetzen, um auf Grund der erhaltenen Ergebnisse feststellen zu kennen, welche von diesen drei Örtlichkeiten die günstigste und wirtschaftlichste für die Fassung des unter¬ irdischen Wassers ist. 1 » Vorwort : Der Fluß ünac entsteht in seinem Quellbereich aus den Bächen Sator und Mlin, welche ihre Quellen ca. 1480 m ü.u. iieeresspiegel auf den nordwestlichen Abhängen des Sator-Gebietes haben. Der Quel Ibereich des Flusses Unac ist normal verzweigt in einer Region, welche aus Triasdolomit besteht und genügende Wassermengen auch in der Trockenzeit abgibt. Bei niedrigen Kassenständen verliert sich jedoch das gesamte Wasser im Flußbett in der Gruppe der Abgründe "Pojilo" (Beilage 1). Flußabwärts von dieser Gruppe befinden sich noch weitere Abgründe (Ponore) oder Speilöcher im Flußbett des Unac, durch welche die unterirdische Entwässerung erfolgt, so daß der Fluß Unac bis zun Orno Vrelo, inder Nähe der Mündung, auf längere Strecken nur periodisch fließt. Bei niedrigen Wasserstünden fließt im Flußbett des Unac nur in einzelnen Abschnitten Wasser, und zwar von seinen Zuflüssen her. Alle größeren Oberflächenzuflüsse des Flusses Unac fließen von seiner linken Seite zu, von Gebieten, die aus Triasdolomit, Sandstein und Schiefer, Neogenmergel und Ton und in geringerem Maße aus Kreidekalkstein bestehen. Diese größeren Zuflüsse sind: Gudaja, Ljeskovicaj Visocica, Drvara und Bastasica. Nur der Fluß Bastasica ent¬ springt aus einer starken Karstquelle, während alle anderen ihren Quellbereich in Qebieten haben, die aus Trias¬ dolomit und Sandstein besteheh. Während an der linken Seite des Flusses Unac ein normal verzweigtes hydrographisches Oberflächennetz besteht, ist an der rechten Seite, die hauptsächlich aus Kalkstein besteht, die Abwesenheit einer Oberflächenhydrographie zu bemerken. Fast das gesamte Wasser wird in diesem Teil des Sammelgebietes unterirdisch abgeführt. Im übrigen ist das Flußtal des Unac sehr vielfältig zusammengesetzt. Es besteht aus mehreren Kesseln, Gräben und Schluchten. Von der Gruppe der Abgründe (Ponore) "Pojilo" bis zu seiner Mündung in den Fluß Unac kann man den Zupa-, Zupica-, Prekaja-, Mokronoge und Drvar-Kessel unterscheiden. Diese Kessel sind untereinander durch Schluchten, von denen einige epigenetischen Charakter haben, getrennt. Im Unac-Tal unterhalb des Drvar-Kessels sind keine größeren Talerweiterungen vorhanden, da das Flußtal in diesem Gebiet in Kreidekalkstein und Juradolomit eingeschnitten ist, so daß es hauptsächlich schluchtartigen Charakter hat. Der Boden der erwähnten Kessel besteht hauptsächlich aus Neogensedimenten Mergel und Ton. Diese Sedimente stehen nicht nur in direkter Verbindung mit dem Kreidekalkstein, aus welchem genannte epigenetische Schluchten bestehen, sondern auch mit anderen, älteren Bildungen. Der eppgenetische Charakter einiger dieser Schluchten weist zweifellos darauf hin, daß sich die erwähnten Neogensedimente früher in wesentlich größerer Höhenlage be¬ funden haben. Die Mächtigkeit dieser Sedimente ist in einzelnen Kesseln erheblich. Im Drvar-Kessel beträgt sie an einigen Stellen mehr als 250 m. Im Flußtal sind nur die Kessel etwas mehr besiedelt. Da der Drvar-Kessel die größte Oberfläche umfaßt und eine günstigere geographische Lage hat, ist er am dichtesten besiedelt und hier befindet sich auch fast die gesamte Industrie des Unac-Tales. Ebenso liegt in diesem Kessel auch die einzige Stadt dieses Bereiches, nämlich Drvar. Da jedoch, wie schon gesagt, der grösste Teil des Wassers bei niedriegem Wasserstand unterirdisch aus dem Einzugs¬ gebiet abfließt, ist der Drvar Kessel im Sommer sehr wasserarm. Das Wsser kann den Bedarf der vorhandenen Industrie nicht befriedigen und dieses Problem wird noch verschärft durch das Streben nach weiterer Ent¬ wicklung der Industrie. Die Gesamtfläche des Einzugsgebietes des Flusses Unac beträgt ungefähr 1050 km? und die durchschnittliche ^ jährliche Niederschlagshöhe 1290 mm» Da der durchschnittliche Jahresdurchfluß des Unac an der Mündung 39,3 m /sec beträgt, ist der Koeffizeint des Oberflächenabflusses 0,71» 2 Die Fläche des Einzugsgebietes des Flusses Unac oberhalb von Drvar beträgt ungefähr 500 km und der durchschnitt¬ liche Jahresniederschlag ebenfalls 1290 mm, so daß bei einem Koeffizienten des Oberflächenabflusses von 0,71 der durchschnittliche Jahresdurchfluß in Drvar ca. 15 m^/ s e d betragen sollte. Da jedoch der größte Teil des Wassers unterirdisch entwässert wird, beträgt der durchschnittliche jährliche Oberflächendurchfluß in Drvar beträchtlich weniger. In der Zeit niederigen Wasserstandes kommt es zu Wasser¬ mangel. Dann durchfließt das Flußbett bei Drvar nur insgesamt ca. 25 % der verfügbaren Wassernenge Der Rest von 75 %, bzw. bei diesem Kassenstand ca, 1 m^/sec, Wasser, wird unterirdisch entwässert Durch Färben der

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Hy 18/3 Bild 1: Die Quelle "Crno Vrelo" Bild 2: Nordwestliche Seite des Hauptkanals der Höhle Oltrica, welcher in der tektonischen Zone ausqebildet ist. Die Öffnunq des Nebenkanals ist sichtbar.

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Hy 18/4 Beilage 1; Übersichtskarte der hydrographischen Objekte Beilage 2; Orthogonale Projektion der untersuchten unterirdischen Kanäle der Ti toH öhle lÂNOSMOriL OCR TITO-HOHIC Mt«M > Beilage 3; Längsprofil des unter¬ irdischen Kanals der Ti toH öhle.

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Hy 18/ 3 Beilage 4; Wasserstandsschwingungen in der Tito Höhle und am Fluß Unac. Beilage 5; Orthogonale Projektion der untersuchten unterirdischen Kanäle der Höhle Onírica. LÄNGSPROFIL DER UNTERIRDISCHEN KANÄLE DER HÖHLE OSTRICA (BEILAGE S) ® Beilage 6; Längsprofil der unterirdischen Kanäle der Höhle Cítrica.

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Hy 18/6 unterirdischen Hasserveromdungen wurde festgestellt, daß dieses Wasser an der Quelle "Crno vrelo* hervorquillt, welche sich ! %  Flußtal des Unac ca. 3 ka oberhalb seiner HQndung befindet. Der mehrjährige Minimaldurchfluß dieser Quelle beträgt 3,5 n^/sec. und der beobachtete Mi ni maldurchfluß betrug im Laufe des hydrologischen Jahres 1966/67 5 tß/sec. Um dieser schwach entwickelten Region zu helfen und um Möglichkeiten zu finden, das unterirdische Wasser zu fassen, hat die Firma Energoinvest, Sarajevo, außer geomorphologisehen und geologischen informativen Untersuchungen, deren Ergebnisse im großen und ganzen schon früher beschrieben worden sind, auch umfangreiche speiäologisehe und hydrographische Untersuchungen ausgeführt. 2. Speläologische Untersuchungen; An speläologischen Arbeiten wurde die Untersuchung der Tito-Höhle und der Höhle des Speilochs Ostrica durchge¬ führt. 2.1«, Ti to-Höhl e Die ersten Untersuchungen der Tito-Höhle wurden im Laufe des Jahres 1938 für den Bedarf der Wasserversorgung der Eisenbahn durchgeführt. Die Ergebnisse dieser Untersuchungen wurden nicht veröffentlicht, aber nach den Vorgefundenen Holzleitern und Gerüsten ist ersichtlich, daß sie die Untersuchung des Hauptkanals dieser Höhle bis zum Syphonsee erfaßten. Die weiteren Untersuchungen dieser Höhle, ebenfalls bis zum Syphonsee wurden von Dusan Dukiê (1) durchgeführt. Die Tito-Höhle befindet sich fast direkt in der Stadt Drvar, an der rechten Seite des Unac-Tales 491,36 m über dem Meeresspiegel. Der Eingang befindet sich auf ca. 25 m relativer Höhe oberhalb des Flusses Unac, d h. in der Höhe der fluvial en Terrasse, die an einigen Stellen des Unac-Tales ersichtlich 1st, so daß diese Höhle früher als Speiloch funktionieren konnte. In der heutigen Phase, wo das Flußbett 25 m niedriger liegt, reicht das Wasser nicht mehr bis zur Höhlenöffnung und diese funktioniert nur mehr als periodische Quelle. Alle untersuchten unterirdischen Kanäle dieser Höhle sind durch Klüfte prädisponiert und im cenomanischem Kalk¬ stein eingeschnitten» Die höchstund niedrigstgelegenen Horizonte der unterirdischen Kanäle sind durch die Störung der annähernden Richtung NS-SW und durch die tektonische Hauptkluft in annähernder Richtung NW-SW (Beilage 2) vorgezeichnet. Die Hauptrichtung des unterirdischen Kanals dieser Höhle erstreckt sich auch annähernd nach Nordost. Unter Rücksicht darauf, daß die Kanäle dieser Höhle teilweise nach dem Fallen und teilweise nach dem Streichen der Klüfte eingeschnitten sind, können am Längsprofil (Beilage 3) des unterirdischen Kanals dieser Höhle, gemäß den verschiedenen Fallhöhen, sieben Teile des unterirdischen Kanals unterschieden werden. Die Telle des unter¬ irdischen Kanals mit geringem Gefälle sind längs dem Streichen und die mit größerem Gefälle längs den Klüften eingeschnitten. Dies ist besonders charakteristisch in den niedrigeren Horizonten der unterirdischen Kanäle der Höhle. Der fünfte unterschiedliche Teil des unterirdischen Kanales, welcher nach dem Verlauf der Kluftrichtung NNS-SSW eingeschnitten ist, hat auf 9 m seiner reduzierten Länge ein Gesamtgefälle von nur 1 Meter. Der sechste Teil des unterirdischen Kanals, welcher in der Fallrichtung derselben Kluft auf insgesamt 3 m der reduzierten Länge eingeschnitten ist, hat ein Gefälle von ca. 15 Metern. Dieser Teil des untenrdischen Kanals endet in einer Vertiefung, in welcher sich der Syphonsee befindet. Diese Vertiefung ist in der Zeit entstanden, als diese Höhle als Speiloch, bzw als Ponor funktionierte, und große Wassermengen aus dem Fluß Unac diesen steilsten Teil des unterirdischen Kanals hinab als Wasserfall stürz¬ ten und hier eine größere Grube aushöhlten. Nach dem Auspumpen des Wassers aus dem vorerwähnten Syphonsee am 6.9,1968 bestand die Möglichkeit des Zutritts in den siebenten, niedrigsten Teil des untersuchten unterirdischen Kanals der Tito-Höhle, Dieser Teil ist längs dem Verlauf der genannten Kluft vertieft, so daß er relativ sanft ins Innere abfällt» An seinem nordwestlichen Ende und bei niedrigsten Wasserständen, findet man unterirdisches Wasser in Form eines Sees, welcher sich, wie auch dieser Teil des unterirdischen Kanals, in Richtung NNS ausdehnt. In dieser Richtung vergrößert sich auch seine Tiefe, so daß er in einer Entfernung von nur 3,5 m eine Tiefe von 5,5 m erreicht. Da der unterirdische Kanal auch weiter nach NNS abfällt, füllt das unterirdische Wasser nur etwas /eiter vom vorhergenannten Ort den Kanal im gesamten Querprofil aus, Oer Wasserstand dieses unterirdischen lassers oszilliert und in dem Niveau, wo sich das Wasser am längsten aufgehalten hat, haben sich im Kalkstein schöne "Stollen 1 * entwickelt.

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Dîe iBorphologische Entwicklung der unterirdischen Kanäle erfolgte stufenweise, weshalb sich in längsprofil der Höhle drei steilere und vier sanfter geneigte Abschnitte befinden. Die genannten Klüfte wurden durch Kalklösung erweitert und die erweiterten Teile stehen untereinander in Verbindung, ln der Anfangsphase flössen durch die wenig erweiterten Klüfte geringere Massermengen, und später, mit der Verbreitung j|er Klüfte, konnten auch größere Mengen durchfließen,, so daß neben dem chemischen Prozess auch die mechanische Arbeit des Wassers mehr zur Wirkung kommen konnte. Infolgedessen wurden an mehreren Stellen in den eingeengten Teilen die Seiten der unterirdischen Kanäle durch das Wasser abgeschliffen. Gleichzeitig mit der Untersuchung der Tito-Höhle und der Verringerung des Wasserstandes längs des unterirdischen Kanals wurde ein provisorischer Pegel aufgestellt. An den steileren Teilen sind geeichte Stahlsei 3 und an den sanfteren Teilen Meßlatten von 1 bis 2 mmHöhe angebracht. An der Ausgangsöffnung der Höhle ist ein Pegel von 1 m Höhe,, dessen Spitze sich auf Kote 492,36 befindet, aufgestellt und im niedrigsten Teil der Höhle ein Pegel von 2 m Höhe, dessen Nullpunkt sich 422,36 m ü.d„ Meeresspiegel befindet. Anläßlich der Entnahme von Wasserproben aus der Höhle, während der Untersuchungen der unterirdischen Wasserver¬ bindungen, sowie auch während der speiäologisehen Untersuchungen wurden Beobachtungen des Wasserstandes in der Höhle durchgeführt (Beilage 4), Zur Zeit dieser Beobachtungen und in Abhängigkeit von den Niederschlägen war der Wasserstand einige Male im Sinken oder im Steigen begriffen. Während dieser Beobachtungen konnte man feststellen, daß in höheren Horizonten der unterirdischen Kanäle die Schwankungen des Wasserstandes 1 bis 3 m täglich und in niedrigeren Horizonten nur 2 3 cm täglich betrugen. Das Anwachsen des Wasserstandes war ebenfalls verschieden? in niedrigeren Horizonten langsam, in mittleren Horizonten sehr schnell und in den höchstgelegenen Horizonten der unterirdischen Kanäle etwas verlangsamt. Das schnellste Anwachsen des Wasserstandes wurde am 15.9.1967 vermerkt, als er binnen 24 Stunden um 61 Meter anstieg. In der Beilage 4 wurden die graphische Darstellung der Wasserstandsschwankungen in der Tito-Höhle am Fluß Unac bei Drvar und beim Kloster Rmanj unterhalb der Quelle "Crno Vrelo” sowie Angaben über Niederschläge gesammelt, von den Regenmeßstationen in der Zeit vom 20.6. bis zum 10.11.1967 gegeben. Diese Angaben wiesen darauf hin. daß obenerwähntes Anwachsen des Wasserstandes in der Tito-Höhle durch große Niederschläge am Ende der ersten und im Laufe der zweiten Dekade des Monats September 1967 verursacht wurden. Am 15. September im Drvar wurde 78 mm Regen registriert, gleichzeitig erfolgte auch die Erhöhung des Wasserstandes am Fluß 'Jnac bei beiden ge¬ nannten Pegel Stationen. Ferner ist auch ersichtlich, daß im Monat August, sobald der Wasserstand im Syphonsee stagniert, der Wasserstand in den niedrigsten Horizonten der unterirdischen Kanäle der Tito-Höhle auch weiter sehr langsam sinkt, annähernd 2 3 cm pro Tag. Die Dénivellation des unterirdischen Wasserstandes in der TitoHöhle betrug in der Zeit der Beobachtung insgesamt 69,28 m. Gerade am 10. September 1967 war um 10.10 h der Kassenstand in der Tito-Höhle am niedrigsten, nämlich auf Kote 422,28 m ü.d.M,, und am 15. September des gleichen Jahres um 7.30 h am höchsten, und ztaar auf der Kote 491,96 m ü.d.M. Dieses langsame Sinken des Wasserstandes in den niedrigsten Horizonten des Kanales, weist zweifellos auf ihre große Ausdehnung hin, bzw. auf die große Retension des unterirdischen Wassers. Wie aus genannter Beilage er¬ sichtlich, war auch während der ganzen Trockenperiode die Abflußmenge von Crno vrelo bzw. des Flusses Unac unterhalb von Crno vrelo sehr beträchtlich. Im Inneren der Tito-Höhle befinden sich viele periodische Quellen und Speilöcher, welche hauptsächlich mit den schon genannten Klüften verbunden sind. Nur in den Mittelhorizonten der unterirdischen Kanäle, und zwar in den erweiterten Teilen der Höhle, befindet sich Sinterschmuck. In den eingeengten unterirdischen Kanälen oberhalb und unterhalb der Etage befindet sich kein Sinterschmuck, da an diesen Sellen eine größere Wasserzlrkluation besteht, so daß die Seiten dieser unterirdischen Kanäle durch das Wasser abgeschliffen sind. Eine Ausnahme machen die kaskadenartig angeordneten Wasserbecken im niedrigsten, abgetrennten siebenten Teil des unterirdischen Kanals dieser Höhle. 2.2. Höhle Speiloch Ostrica Die Höhle Speiloch Ostrica befindet sich in der gleichnamigen Schlucht ca. 5 km oberhalb von Drvar am rechten Ufer des Flusses Unac auf der Kote 506,75 m ü.d.M, Oie Öffnung dieser Höhle und ihr unterirdischer Hauptkanal mit einer Länge von 15 m ist in den Kreidekalkstein längs des Diastroms eingeschnitten. Dieser Teil des Kanals zeichnet sich durchsanftes Abfallen nach dem Höhleninneren zu aus. Am 14 Meter von der Öffnung fällt der Kanal fast senkrecht ins Höhleninnere ab. Dieser Teil des Kanals ist in Richtung der Kluft zwischen zwei Verwerfungs¬ flächen jn Mylonitbreccie ausgetieft. In seinem unteren Teil ist dieser fast vertikale, unterirdiaehe Kanal durch abfallendes Material zugeschüttet. Seine Seiten sind längs genannter Verwerfungsflächen durch Wasser abgeschliffen, woraus hervorgeht, daß früher, vor dar Zuschüttung, durch diesen Kanal unterirdisches Wasser zirkulierte.

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Hy 18/8 In der heutigen Phase wickelt sich die Wasserzirkulation durch zwei relativ enge, unterirdische Sekundärkanäle ab, durch einen, bei dem sich die Öffnung auf der Ebene des heutigen Bodens des genannten unterirdischen Haupt¬ kanals befindet, und durch den Zweiten (Bild 2), bei dem sich die Öffnung ca. 2 m oberhalb dieses Bodens befindet. Durch diese größere Öffnung geht die Wasserzirkulation langsamer vonstatten. Es wird vermutet, daß das Volumen des SchUttaaterials ca. 45 «r beträgt. Dieses Material enthält außer Kalksteinblöcken auch Sand, schön geschlif¬ fene Kiesel und Schlamm mit verschiedenen Abfällen. Laut dieser Qualifikation kann auch seine Abstammung ange¬ geben werden? die Kalksteinblöcke und Trümmer sind Schuttmaterial von den Seiten und der Decke des Kanals, der Sand und die Qerölle stammen aus den niedrigeren Horizonten der Höhle und der Schlamm mit verschiedenen Abfällen aus dem Fluß Unac. Aushub und Transport dieses Materials entwickelten sich sehr langsam, da sich diese Höhle im unzugänglichen Gebiet befindet, so daß diese Arbeiten Überhaupt nicht mechanisiert werden konnten. Deshalb haben die Speläologen den obenerwähnten niedrigeren unterirdischen Sekundärkanal erweitert und sich durch diese Erweiterung eine begleitende Kluft in die niedrigeren Horizonte der unterirdischen Kanäle dieser Höhle bis zu einer größeren Ansammlung des unterirdischen Wassers, nämlich dem See, herabgelassen. Neben diesem, fast senk¬ rechten und durch einen Aushub erweiterten Kanal, zweigt von diesem See ein schön geformter unterirdischer Kanal in südöstlicher Richtung ab. Durch diesen Kanal zirkuliert das Wasser auch periodisch, und zwar hauptsächlich in Richtung des erwähnten Sees. Der See erstreckt sich in Richtung des fast senkrechten, unterirdischen Haupt¬ kanals, der durch eine Störung prädisponiert ist. Der See wird in dieser Richtung tief ins Innere hineingezogen, aber die Decke 1st sehr niedrig, und zwar im Niveau des Wasserspiegels beim niedrigsten Wasserstand. Der Versuch, das Wasser aus dem See durch Handpumpen auszupumpen, war nicht erfolgreich und die Pumpen mit Elek¬ tromotor konnten wegen der Unzugänglichkeit des Terrains nicht verwendet werden. Um bis zum unterirdischen Hauptkanal kommen zu können, haben die Speläologen den Aushub unmittelbar oberhalb des Sees begonnen. Auf diese Weise wurde die sichtbare Oberfläche des Sees auf mehr als 6 nr vergrößert, aber wegen des raschen Anstiegs des Wasserstandes, mußte der weitere Aushub nur o.5 m vom unterirdischen Hauptkanal entfernt eingestellt werden. Die Seitenwände des Sees sind durch die Arbeit des Wassers sehr abgeglättet, da nach der erwähnten Zuschüttung im unterirdischen Hauptkanal sich fast die ganze Wasserzirkulation in dieser Höhle durch den See abwickelt. Deshalb ist es nicht wahrscheinlich, daß der unterirdische Hauptkanal unter dem Niveau des Sees zugeschüttet ist und man sollte den weiteren Aushub, bzw. die Untersuchung dieser Höhle fortsetzen. Auf diese Weise könnte man sicher bis zu dem unterirdischen Wasser kommen, das durch den unterirdischen Kanal in den niedrigsten Horizonten der Höhle, der durch die Störung der Richtung NW-SS prädisponiert ist, abgeführt wird. Durch diese Störung ist gleichzeitig der fast senkrechte unterirdische Hauptkanal dieser Höhle vorgebildet. In den untersuchten unterirdischen Kanälen des Speiloches Ostrica 1st kein Tropfsteinschmuck vorhanden, da durch fast alle Kanäle das Wasser periodisch zirkuliert, so daß an vielen eingeengten Teilen die Seiten des Kanal* durch das Wasser geglättet sind. Die größte Breite hat der fast senkrechte, unterirdische Hauptkanal dieser Höhle, aber er ist in die tektonische Zone eingeschnitten, so daß seine südöstliche und nordwestliche Seite, sowie die Decke mylotinisiert wurden und der Tropfsteinschmuck wegen dauernden Abbrechens der einzelnen Stücke dieser Breccie nicht gehalten werden kann. 3. Untersuchungsergebnisse der unterirdischen Wasserverbindungen: Parallel mit den speiäologisehen Untersuchungen wurden Untersuchungen der unterirdischen Wasserverbindungen durchgeführt; zweimal am Speiloch Mokronoge und einmal am Speiloch Ostrica. Diese Arbeiten wurden durch Färben, d. h. durch Schüttung von Natriumfluoreszein in das versinkende Wasser ausgeführt. Die erste Färbung des Speilochs Mokronoga, welches sich im Flußbett des Unac unmittelbar oberhalb der Schlucht Ostrica befindet, erfolgte am 1. Juli 1967 mit 30 kg Farbe in der Zeit, als dieses als Ponor mit einem Durchfluß von ca. 250 1/sec funktionierte. Der Wasserstand sank ständig bis zum 12. Juli. An diesem Tag erhöhte sich die Durchflußmenge des Wassers auf 300 1/sec Infolge von Niederschlägen. Am 13 Juli begann sodann das Spei loch Ostrica als Quelle mit einem Durchfluß von ca. 1 m'Vsec zu arbeiten, so daß dort gefärbtes Wasser mit einer Kon¬ zentration von 200 bis 2 mg/m^ erschien. Auch im Inneren der Tito-Höhle erfolgte eine bedeutsame Zunahme des Wasserstandes. Aus den aus dieser Höhle entnommenen Wasserproben wurden durch Analyse Farbspuren mit einer Verdünnung von mehr als 1 : 1 x 1C^ ermittelt. An der Quelle "Orno vrelo", die sich im Flußbett des Unac ca. 3 km oberhalb seiner Mündung befindet, ist gefärb¬ tes Wasser am 26. Juli 1967 aufgetreten.

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Hy J. 8/9 Oie zweite Färbung des Speiloches Mokronoge erfolgte am 4. August 1967 mit 19 kg flatriumfluoreszein bei einer Abflußmenge des Flusses von nur ca, 50 l/seq. Nach dem Färben erfolgte keine merkbare Erhöhung des Wasserstandes, so daß das gefärbte Wasser weder im Speiloch noch in der Tito=Hi)hle zum Vorschein kam. Eine geringere Erhöhung des Wasserstandes erfolgte erst am 10, September,, aber wahrscheinlich ist bis dahin das gefärbte Wasser aus dem Speiloch unterirdisch unterhalb der Tito=H8hle abgeflossen. Am 3. September nämlich ist gefärbtes Wasser im Crno vrelo ausgetreten, 22 km flußabwärts der Tito-Höhle. Die Färbung des Speilochs Ostrica erfolgte am 2. November 1967 mit 55 kg Farbe in der Zeit, als dieses Spei¬ loch als Ponor mit einer Abflußmenge von ca. 250 1/sec funktionierte. Bis zum 5. November verminderte sich die Abflußmenge auf 100 1/sec. Infolge von Niederschlägen hat sie sich jedoch am 6. November 1967 wieder auf ca. 3,4 m^/sec erhöht. Am gleichen Tag begannen die periodischen Quellen zu arbeiten, die sich ebenfalls in der Ostrica-Schlucht unterhalb des gefärbten Speiloches in der Gegend von Crkvlce befinden, und am selben Tag be¬ gann gefärbtes Wasser aus diesen Quellen hervorzusprudeln. An diesen Quellen trat das gefärbte Wasser so lange auf, bis sie zu funktionieren aufhörten, d.h. bis zum 15.11.1967. Erst am 21. November des gleichen Jahres hat sich gefärbtes Wasser auch an der Quelle *Crno vrelo* gezeigt. An dieser Quelle sind insgesamt 41 kg Farbe aus¬ getreten. 4. Schl uß ; Oie durchgeführten Untersuchungen der unterirdischen Wasserverbindungen haben die Verbindung des Speiloches Mokronoge mit der Quelle *Crno vrelo* bewiesen. Durch diesen unterirdischen Lauf wird Wasser aus dem Nieder¬ schlagsgebiet des Oberlaufs des Flusses Unac abgeführt. Es wurde schon erwähnt, daß dieser Lauf durch die Längsstörung in Richtung NW-SS vorgezeichnet ist und daß er unterirdisch bei niedrigsten Wasserständen mit durchschnittlich mehr als 1 a J /sec entwässert wird. Mittels der durchgeführten Färbungen wurde festgestellt, daß sich an diesem unterirdischen Lauf unmittelbar das Speiloch Qstrica und die periodischen Quellen in der Gegend von Crkvice befinden. Mittelbar, durch die Störung, ist an diesen unterirdischen Lauf auch die TitoHöhle angeschlossen. Auf Grund der bisher ausgeführten speiäologisehe, hydrographischen und allgemein geomorphologisehen Untersuch¬ ungen könnte demgemäß die Fassung des unterirdischen Wassers im Bereich Orvar an drei Stellen durchgeführt werden und zwar? in der Gegend der Tito-Höhle, in der Gacjend des Speilochs Ostrica und in der Gegend von Crkvice bei der Bahnstation Ostrica. Alle diese Örtlichkeiten wurden nicht ganz und auch nicht in gleiche»' Weise untersucht. Nur in der Tito-Höhle 1st die Kote des unterirdischen Wasserniveaus bei niedrigstem Wasser¬ stand im Jahre 1967 festgestellt worden, für die anderen zwei Örtlichkeiten jedoch ist mit Grund zu erwarten, daß sich der Wasserlauf auf etwas größerer Höhe befindet. Demnächst sollen weitere Untersuchungen folgen, so daß auf Grund der erhaltenen Ergebnisse festgestellt werden kann, welche von diesen drei Örtlichkeiten die günstigste und wirtschaftlichste für die Fassung des unterirdischen Wassers ist. Literatur ; 1. DUKIC OUSAN Die Tito-Höhle.in Drvar. Sammlung der Arbeiten des Geographischen Instituts der Serbischen Akademie der Wissenschaften, Buch 7, S. 125-139. Belgrad 1954 2. Documentation ENERG0INVEST

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Beziehungen zwischen Quellen und Trockentälern im Seichten und Tiefen Karst der Schwäbischen Alb Hy 19/1 ECKHARD VILLINGER (Geologisches Landesamt Baden-Württemberg, Freiburg i.Br. / Bundesrepublik Deutschland) Summary : The Weißjura (Malm) of ihe Schwäbische Alb generally represents one karst complex throughout the whole set of strata, except the impermeable bottom layer WeißjuraO( . Considering this fact, the former definitions of shallow karst and deep karst being in use for the Schwäbische Alb are discussed at first. In the middle and eastern part of the Schwäbische Alb the boundary line between both zones of karst ismarked by the subterranean karst divide (except one part of the Uracher Mulde). . On the western Schwäbische Alb there is an identity between the boundary line and secundary subterranean divides. On the south-western Schwäbische Alb the shallow and the deep karst are divided by the Donau valley. It is easily possible to misconceive the former classification of the deep karst into an inner and an outer zone, moreover it cannot be used consequently. It should therefore be avoided in future. It is proposed to name the whole deep karst outside its covered zone with the analogous term "open zone". The covered zone is overlain by Pleistocene and Tertiary sediments. Within this open zone, recharge areas with high, but also with small, water^storing capacity, or long or short retention period are to be found. This can be recognised by analysing the yield of the karst springs. In the open zone of the deep karst the positions of many karst springs on the Schwäbische Alb are related to adjoining dry valleys. Besides the contact springs with usually small yield there are three different groups of spring positions: The spring is situated 1. in dry valleys, mostly in its lower course a. almost in the valley line b. lateral at the base of the valley wall c. in the valley mouth near a river 2. in the floor of a river valley, approximately at the level of the river a. downward b. upward from the mouth of a dry valley 3. in the bottom of a river valley, approximately at the level of the river, but without any relation to a dry valley. The origin of the first group of spring positions is due to the development of the dry valleys, while the surface drainage has become underground. The positions of the second group arose by the wandering of the spring points, because the karst water is striving to shorten its subterranean way to the next river. The spring positions of the third group are often due to tectónica! reasons. Einl ei tung : Die Erforschung der hydrologischen Verhältnisse im Karst der Schwäbischen Alb hat in den letzten Jahren zu vielen neuen Erkenntnissen geführt. Fast durchweg resultieren die wissenschaftlichen Ergebnisse aus Untersuchungen, die ganz lokal im Zusammenhang mit Problemen der angewandten Karsthydrologie vorgenommen wurden (Abwasserbeseiti¬ gung, Trinkwassererschließung usw.). Größer angelegte und damit teure Forschungsprogramme, wie sie zur Aufklärung vieler nicht nur wissenschaftlicher sondern auch für die Praxis wichtiger und interessanter Fragen notwendig sind, wurden erst zweimal durchgeführt. Bei desmal gab ein Problem den Anstoß, das überall auf der Schwäbischen Alb Sorgen bereitet: die zur Trinkwasser¬ versorgung der Städte Ebingen und Reutlingen gefaßten Karstquellen auf der Alb bzw. am Albnordrand sind durch Abwasserversickerungen und andere Verunreinigungsherde in ihren Einzugsgebieten gefährdet.

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Hy 19/2 Die Ergebnisse mehrjähriger, von den beiden Siädten finanzierter Untersuchungen zur Aufklärung der karsthydro¬ logischen Verhältnisse in diesen Gebieten werden in Kürze veröffentlicht (STRAYLE 1969, VILLiNGER 1969). Auf ihnen aufbauend wurden die nachfolgenden Vorstellungen entwickelt. 1, Seichter Karst Tiefer Karst : a. Definition Die im dinarischen Karst geprägten Begriffe Seichter und Tiefer Karst hat GRADMANN (1912) auf die Schwäbische Alb übertragen. WEIDENBACH (1954) hat darüber hinaus den Bereich des Tiefen Karstes in Süßere, Innere und Über¬ deckte Zone untergliedert. Inzwischen hat sich herausgestellt, daß diese Differenzierung teilweise revidiert werden muß. Maßgebend für die prinzipielle Gliederung des Karstes ist die Höhenlage seiner Sohlschicht in Bezug auf die Vorfluter. Im Weißen Jura der Schwäbischen Alb kommen grundsätzlich die mächtigen Mergelpakete von Weißjura CK. (Untere Weißjuramergel) wie auch von Weißjura ^ (Mittlere Weißjiuramergel ) als Basish orizonte des Karstes in Frage. Schon die Existenz zahlreicher großer Karstquellen im Bereich der Grenze WeißjuratX//3 bei meist nur minimalen Ausstrichbrei t en von Weißjura/2 beweist aber die Durchlässigkeit der'¡f'-Mergel . Bildeten sie einen echten Stauhorizont, dann könnten darunter keine größeren Karstquellen austreten. Umgekehrt fließt das Wasser von der Donauversickerung bei Immendingen vom Weißjura ß durch die ^-Mergel hindurch, bis es im Weißjura £ in der Aachquelle wieder erscheint. Zudem haben die zahlreichen Markierungsversuche in den vergangenen Jahren gezeigt, daß die 20 60 m mächtigen , ^-Mergel (Kalkgehalt 60 bis Uber 85 % nach GEYER X GWINNER 1962) in weitester! Teilen der Alb klüftig und ver¬ karstet sein müssen, allerdings in geringerem Ausmaß als die hangenden Schichtglieder. Auf der Albhochfläche im Weißjura £ , t > ^ » eingespeiste Tracer passieren die ^-Mergel ohne erkennbare Verzögerung und treten in tiefer liegenden Karstquellen aus. Die Mordlochhöhle bei Eybach ist ein eindrucksvolles Beispiel für die durchgehende Verkarstung: eine große Halle verbindet schräg durch die ''-Mergel hindurch zwei etwa horizontale Höhlengänge im Weißjura ß und S miteinander (M. KELLER 1963 a). Auf der Westalb wird die Verkarstung von Weißjura ^durch die starke Verschwammung flochenf azi es") erleichtert. Erst die unterste Schicht des Weißjura, die 25 115 m mächtigen Mergel von Weißjuraf^ bilden überall eine wirk¬ same Sohlschicht des Weißjurakarstes. Auf ihr entspringen am Nordrand der Alb die meisten größeren Karstquellen, Die gesamte Schichtenfolge des Weißjura über der Sohlschichtök kann daher im allgemeinen als ein mehr oder weniger durchgehend verkarsteter Komplex betrachtet werden (ausgenommen örtlich die Zementmergel im Weißjura Zum Seichten Karst gehören somit die Gebiete der Schwäbischen Alb, wo dielSohlschicht an der Oberfläche praktisch also in den Tälern und am Albnordrand ausstreicht. Die Vorfluter haben hier bereits die Unterlage des Karst¬ komplexes erreicht. Infolge der tiefen Zertalung gibt es im Seichten Karst gewöhnlich keine ausgedehnten Karstwasservorkommen mit großer Speicherkapazität. Die Karstwasserkörper werden an ihrer Basis entwässert, da die meisten Karstquellen des Seichten Karstes im Grenzbereich Weißjura o¿ / # dicht Uber der Sohlschicht entspringen. Das Niederschlags¬ wasser kann daher relativ rasch das Gebirge durchfließen. Die Folgen sind gewöhnlich stark schwankende Quell¬ schüttungen und -temperaturen, geringe Abflußverzögerung und ungenügende Reinigung des Wassers im Untergrund. Im Tiefen Karst liegt die Sohlschicht dagegen grundsätzlich tiefer als die Talsohle, weil sich die Vorfluter noch nicht so weit eingetieft haben. Die Karstquellen entspringen im Niveau des Vorfluters, abgesehen vielleicht von kleinen Schichtquellen über lokalen Stauhorizonten. Ein großer Teil des Karstwassers befindet sich unterhalb des Talniveaus und damit unter den Quellen, weil die Verkarstung weit unter die heutigen Vorfluter hinabreicht. Als Ursachen sind die Mischungskorrosion (BÖGLI 1964) und die tiefe Lage des Karstwasserspiegels im älteren Pleistozän anzusehen. Damals flössen die Donau und ihre Nebenflüsse bis zur rißeiszeitlichen Aufschotterung wesentlich tiefer als heute (GÖTTLICH X WERNER 1 968). Die Quellen im Tiefen Karst werden daher in hohem Maße langfristig aus tiefphreatischen Karstwasserbereichen gespeist und nur den Abflußspitzen fließt kurzfristiges Karstwasser im Gefolge von Niederschlägen ab. Dieser Situation verdanken viele Que.llen ihre oft außerordentlich gleichmäßigen Schüttungen (z.B. Seckachquellen/Trochtelfinge.n NQ : HQ = ca. 1:3). Aus denselben Gründen entspringen sämtliche Karstquellen der Schwäbischen Alb mit Durch

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D E C K T E V d ZONE Oberird. Europäische Wasserscheide Unterirdische Karstwasserscheide * * . * Karstwasserscheide auf der Westalb bei Vollversinkung der Donau • • Oberird. = unterird. Wasserscheide .....o Grenze Seichter / T iefer Karst, soweit von der Karstwasserscheide abweichend %¡ %¡ a %¡ Grenze Offene/Überdeckte Zone des Tiefen Karsts (= Nordrand der + zusammen¬ hängenden Tertiäru. Pleistozänbedeckung ) Ausstrich der Schichtgrenze Weißjura 0 C//Î Karstquellen u.-quellgruppen mit einer mittl. Schüttung « über 200 l/s $ über 1000 l/s + + Flußversickerungen Abb. 1: Dit Karstwasserbereiche der Schwäbischen Alb (unter Beröcksichtigung der bisherigen Harki e rungsversuche, die größtenteils im Rahmen von Gutachten des Geologischen Landesamtes Baden-Württemberg durchgeführt wurden, weitere Literatur hierzu siehe VILLINGER 1969). Hy 19/ 5

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Abb. 3: Schmiechursprung Böttental (Quellposition 1 b), Sondernacher Âchquelle Heutal (Quellposition 1 a) und Schwarze Weiherquelle (Quellpbsitlon 3). E. W. Europäische Wasserscheide. Das dargestellte Gebiet liegt auf den Blättern Urach und Munderkingen der Karte 1 : 50 000. / Abb. 2: Karstquellen und Trockentäler im Flußsystem der Lauchert. r Die Quellschüttungen beruhen mit einigen Ausnahmen auf ' kontinuierlichen Messungen im Jahr 1967, Markierungs¬ versuche nach STRAYLE (1969) und VILLINGER (1969) sowie unveröffentlichten Gutachten des Geologischen Landes¬ amtes Baden-Württemberg. Oie Signaturen für die Quellpositionen gelten sinngemäß auch für die Abb. 3-7. Fragezeichen bedeuten, daß die angegebene Quellposition nicht gesichert ist.

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Abb. A: K1«in«r lauttrursprung Lautertal (Quellpositlon 1 bj, Weiherbachquell# Klesental (Quellposition 1 a), Schaunentalquelle Tobel (Quellposition 1 a). Das dargestellte Gebiet liegt auf Blatt Blaubeuren der Karte 1 : 50000. Abb. 5: MUhlequelle Kohltal (Quellposition 2 b), Raintalquelle Raintal (Quellposition 1 c), JSrgenbrunnen Weiler Tal (Quellposition 2 a), Brunnenbächle Storzinger Tal (Quell¬ position 1 c). Der Kartenausschnitt liegt auf Blatt Sigaaringen der Karte 1 : 50 000. Hy 19/ 6

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Abb. 6: Blautopf Galgentäle (QueTlposition 2 a), Dorfquall* Weiler Tiefental (Quellposition 2 a), Urspringtopf und Schelklinger Achursprung (Quellposition 3). Kartenausschnitt der Blätter Blaubeuren und Ulm der Karte 1 : 50 000. Abb. 7: Brenztopf Kleines und Großes Brenztal (Quellposition 2 a), Pfefferquelle (Quellposition 3), Schwarzer Kocherursprung Tiefes Tal. Die Sondersignatur des Schwarzen Kocherursprungs verdeutlicht dessen Sonderstellung (analog Quellposition 2 a). E.W. Europäische Wasser¬ scheide (hier mehr oder weniger identisch mit der Karstwasserscheide). Der Kartenausschnitt liegt auf Blatt Heidenheim der Karte 1 : 50 000. H.r 19 / 7

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Hv 19/8 3 . . ' s' h n ' t t c ^ c hüitungen über 1 m /s im Tiefen Karst (Abb. 1). Daß aber die hydrologischen Unterschiede sogar zwischen Seichtem und Tiefem Karst örtlich verschwimmen können, ergab sich bei den Untersuchungen auf der ReutlHger Alb. Einige große Karstquellen im Echaztal besitzen dank hoher Speicherkapazität ihrer Einzugsgebie+e Schüttungsmerkmale, wie sie sonst nur im Tiefen Karst Vorkommen. Dennoch gehören diese Quellen défi¬ ni +ï onsgemäß eindeutig zum Seichten Karst (VILLINGER 1969). siehe Hy 18/13 Die Bezeichnungen "Äußere'' und "Innere Zone" sind jedoch etwas mißverständlich, da sie zusammen mit den schematisnhen Schnittbildern WEIDENBACHs den Eindruck erwecken, diese Zonen des Tiefen Karstes seien auf der ganzen Alb als in sich zusammenhängende Gebiete nebeneinander auszuscheiden. Das ist aber nicht möglich wie WEIDENBACH selbst einschränkt -, weil Karstquellen mit verschiedenen, der "Äußeren" oder "Inneren Zone" zuge¬ ordneten Schüttungsmerkmalen im gesamten nicht überdeckten Bereich des Tiefen Karstes verstreut auftreten. Eine Kartendarstellung ergäbe ein Mosaik vieler kleiner und größerer Flecken von "Äußerer 1u n d "Innerer Zone", wobei die "Innere Zone" mehrfach unmittelbar dem Seichten Karst benachbart wäre. Der Begriff "Überdeckte Zone des Tiefen Karstes" ist dagegen treffend, weil er ein zusammenhängend (randlich z.T. lückenhaft) von Tertiärund PleistozSnsedimenten bedecktes Karstgebiet bezeichnet. Für den übrigen,, nicht überdeckten Bereich des Tiefen Karstes (bisher "Äußere" und "Innere Zone") ist daher die analoge Be¬ zeichnung "Offene Zone" ohne starre, doch nicht konsequent durchführbare Untergliederung zweckmäßig. Der Abfl ußcharakter einer Karstquelle wird von der Art und Größe ihres Karstwasserspei chers bestimmt (VILLINGER 1 969) und weniger von der Geometrie der Ausflußöffnung (Höhlen bzw. Spalten: WEIDENBACH 1960, S. 178-180). Dementsprechend können innerhalb der Offenen Zone des Tiefen Karstes höchstens Einzugsgebiete mit hoher, von. solcher mit geringer Speicherkapazität als "Speichergebiete" von HDurchflußgebieten" mit geringer Speicher¬ wirkung unterschieden werden. Dazwischen treten alle möglichen Öbergangsformen auf. In der Überdeckten Zone gibt es keine derartige Differenzierung, da die KarstW|asserspeicher durchweg sehr ausgedehnt und die direkten Witterungseinflüsse dementsprechend gering sind. b. Abgrenzung Die große Zahl von Markierungsversuchen in den letzten Jahren gestattet heute eine kartenmäßige Darstellung der Bereiche des Seichten und Tiefen Karstes auf der Schwäbischen Alb. Generell erstreckt sich der Seichte Karst als Streifen entlang dem Nordrand der Alb, während die südlich anschließenden Hochfläche bis zur Donau weitgehend zum Tiefen Karst gehört (Abb.1). Als Grenze zwischen beiden Karstbereichen kann der oben gegebenen Definition folgend nicht einfach die Linie verwendet werden, entlang der die Sohlschicht WeißjurapL unter die Oberfläche abtaucht. Sonst würde der Tiefe Karst meistens bis an den Albtrauf und auf der Westalb bis unmittelbar an die Talränder heranreichen. Eine solche Granzziehung müßte zwangsläufig in Widerspruch zu den karsthydrologischen Verhältnissen geraten. Vielmehr bildet überall dort, wo sich die danubisehen Tälern noch nicht bis zur Weißjura ol eingetieft haben-mithin auf der Ostalb und Mittleren Alb—, die unterschiedliche Wasserscheide zwischen Rhein und Donau die karsthydrologisch sinnvollste Grenze zwischen Seichten und Tiefem Karst. Nördlich davon entwässert der Karst am Albrand zu Que'Men, die an seiner Basis auf der Sohlschicht entspringen; ist also per definitionem Seichter Karst. Südlich Karstwasserscheide hingegen liegen die Quellen im Niveau der Vorfluter hoch über der Sohlschicht und damit im Tiefen Karst. Als einzige Ausnahme gehört das Gebiet um die Ermsquelle trotz seiner Lage der Karstwasserschei de zum Tiefen Karst, entsprechend der Tiefe der Sohl.§.chicht und den hydrologischen Merkmalen. Die Ursache ist die tektonische Absenkung im Bereich der Uracher Mulde. Die Karstwasserscheide ist nicht als Linie, sondern als schmale Grenzzone aufzufassen (Breite vielleicht einige hundert Meter). Nach den Untersuchungen auf der Ebinger und Reutlingen Alb ist ein großräumiges Hinund Her¬ pendeln der Wasserscheide je nach Witterung im Kilometerbereich nicht anzunehmen. Eine derartige Abgrenzung zwischen Seichtem und Tiefem Karst ist übersichtlich und erlaubt überall eindeutige Aussagen. WEIDENBACH (1954, S.67) sagte, die Quellen seiner "Äußeren Zone" des Tiefen Karstes erhalten d.as Wasser "oft sogar zum überwiegenden Teil ... aus dem nördlicbeanschließenden Seichten Karst, von dem es ent¬ sprechend dem Schichtgefälle nach Südosten zufließt". Solche verwirrenden und jede Gliederung durchlöchernden Verhältnisse sind bei der Grenzziehung entlang von unterirdisehen Wasserscheiden ausgeschlossen (mit einer Ausnahme, s. unten). Auf der Westalb (westlich der Lauchert) fällt die Grenze Seichter/Tiefer Karst nicht mit der unterirdischen Wasserscheide zwischen Rhein und Donau zusammen, weil sich auch die Donaunebenflüsse infolge der starken Heraushebung der Westalb bis in oder unter die Sohlschicht eingetieft haben. Zwischen den Flüssen

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Hy 19/9 Schmiacha und ßära erstreckt sich der Bereich des Tiefen Karstes soweit wie die Einzugsgebiete derjenigen Quellen, die an Schmiecha und Donau in den innerhalb des Tiefen Karstes (also im KeiSjurabis$) verlaufenden Talabschnitten entsprirgen. Hier verläuft also die Grenze entlang unterirdischen Nebenwasserscheiden (Abb.1.). Das Karstgebiet westlich der Bära und nördlich der Donau gehört vollständig zum Seichten Karst, weil es rundum von Quellen auf der Sohl schiebt entwässert wird. Auf der Wes.talb südlich der Donau werden die karsthydrologischen Verhältnisse durch die Donauversickerung kompliziert. Im Bereich der tmmendinger Flexur tauchen HeißjuraOC undvorübergehend unter, die Talsohle ab. Die große Donauschleife zwischen Jtnmendingen und Möhringen liegt daher im Tiefen Karst. Hier kann die Donau erstmals vollständig versickern. Auf ihrem weiteren Lauf markiert sie bis fast zur Bäramündung die Grenze Seichter/Tiefer Karst. Am linken Talrand treten mehrere größere Karstquellen etwa an der Grenze Wei߬ jura oL / / ? a us, während rechts des Flusses infolge des Schichtfallens die Sohlschicht nach Südosten abtaucht. Vor Fridingen-erreicht die Donau erneut und diesmal endgültig den Tiefen Karst, denn die Sohlschicht ver¬ schwindet. W nig später verliert die Donau in der Fridinger Flußschleife zum zweiten Male große Wassermengen. Das versickerte Donauwasser unterwandert die Europäische Wassèrscheide und fließt durch stratigraphisch immer jüngere Weißjuraschichten im Tiefen Karst zur Achquelle. im Einzugsgebiet des Aachtopfes ist damit der einmalige, nach der alten Definition noch häufige Fall verwirklicht, wo eine Quelle des Tiefen Karstes-wenngleich i'ndirekt— auch aus dem Seichten Karst gespeist wird. Bei Vollversi nkung der Donau entwässert das gesamte Einzugsgebiet der Donau bis zu den Fridinger Versickerungsstellen praktisch ausschließlich zum Rhein (Abb.1.), wenn man von der künstlichen Umgehung der Versickerungen durch Stollen absieht. Die Donauver¬ sinkung ist zwar der spektakulärste Fall einer Änderung der oberflächlichen Abflußrichtung durch unterirdische Wegverkürzung. Auf der Schwäbischen Alb gibt es aber noch mehrere ähnliche Flußversickerungen, nur spielen sie sich ausschließlich innerhalb des Tiefen Karstes ab und das versickerte Flußwasser bleibt im Flußgebiet der Donau.' Ein Pendant zur Donau Versickerung ist die Loneversickerung, von der das Wasser unterirdisch wáhrscheinlich zu den Nauquellen : und ins Donauried fließt.. Bei der Lone wie auch bei Brenz, Schmiech, Großer Lauter und Fehla sind die Versickerungen entweder an mehr oder weniger subséquente Talabschnitte gebunden oder sie treten dort auf, wo Flußschleifen und -bögen dank der Verkarstung unterirdisch abgekürzt werden können. In einer nicht verkarsteten Landschaft würde dieser Vorgang oberirdisch ablaufen und einen Umlaufberg erzeugen. 2. Karstquellen und Trockentäler: a. Quellpositionen im Tiefen Karst Auf den Hochflächen der Schwäbischen Alb gibt esheute praktisch keine dauernd fließenden Gewässer. Die weit verzweigten Trockental Systeme bezeugen jedoch, daß diese verkarstete Landschaft in der geologischen Vergan¬ genheit von Flüssen und Bächen geformt wurde. 0. LEHMANN (1932) spricht vom "karsthydrographischen Gegensatz": es gibt zwar viele Schluckund Versickerungsstel 1 en der Niederschläge, aber relativ wenige Quellen. Betrachtet man die Lage der Karstquellen im Tiefen Karst, so fallen in der Offenen Zone vielfach überraschende Beziehungen zu benachbarten Trockentälern auf. In der Überdeckten Zone gibt es dagegen solche Beziehungen naturgemäß nicht. Die Karstoberf 1 ä c h e ist von jungen Sedimenten verschüttet und Trockentäler fehlen daher weitgehend. In der Offenen Zone sind drei Gruppen von Quellpositionen zu erkennen: 1. "Trockental quel 1 en" entspringen a. Im Zuge eines Trockentales ungefähr in der Talachse b. seitlich am Hangfuß des Trockentales c. nahe dem Vorfluter an der Einmündung eines Trockentales in ein Flußtai 2. 11 Tal randquel 1 en" entspringen im Tal des Vorfluters meistens randlich etwa im Flußniveau a. talabwärts b. talaufwärts von der Einmündung eines Trockentales 3. "Tal quel 1 en" entspringen ohne Beziehung zu einem Trockental im Tal eines Vorfluters ungefähr im Flußniveau.

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Hy 19/10 Die meisten größeren Karstquellen der Schwäbischen Alb lassen sich in dieses Schema ohne Schwierigkeiten einordnen. Wenn nicht, dann sind eventuelle Zusammenhänge mit Trockentälern nicht eindeutig erkennbar, oder es handelt sich um Schichtquellen über örtlichen Stauhorizonten (z.B. Gächingen Lauterquelle über Zementmergeln), Sehr kleine Quellen fügen sich nicht immer ein, weil logische Verhältnisse die Austrittsstelle bestimmen. bei ihnen vielfach unbekannte, örtliche geologisch-hydroIn Abb. 2 sind die Karstquellen und Trockentäler im Talsystem der Lauchert entsprechend diesen Quellpositionen dargestellt. Einig weitere Beispiele von der übrigen Schwäbischen Alb sind in der folgenden Tabelle und in den Abbildungen 3 bis 7 aufgeführt. In diesen Abbildungen wurden die Schüttungen mangels genauer Messungen bei vielen Quellen nicht berücksichtigt. Die Signaturen für die Quellpositionen entsprechen denen in Abb. 2 , 1. "Trockental quellen": zugehöriges Trockental a. Ermsquel 1 e/Seeburg , .. , Trailfinger Schlucht Kessel quel 1 e /Zwi e f alten Tobel tal Hasenbachquel 1 e /Hayingen Gl astal Wei herbachquel 1 e/Herrl i ngen Kiesental (Abb. 3 ) Egauursprung/Neresheim Kuchener Tal b. Schmiechursprung/Springen Böttental (Abb. 4 ) Kl. Lauterursprung/Herrl i ngen Lautertal (Abb. 3 ) c. Brunnenbächle/Storzingen Storzinger Tal (Abb, 5 ) Rai n t al quel 1 e /Ti erg arten Raintal (Abb. 5 ) 2. "Tal randquel 1 en": a. Jörgenbrunnen/Tiergarten Weiler Tal (Abb. 5 ) Höl zl esbrunnen/Buttenhausen Tiefental Bl autopf/Bl aubeuren Galgentäle (Abb. 6 ) Brenztopf/Königsbronn Kl . u. Gr. Brenztal (Abb. 7 ) Brunnenmühl enquel 1 e/Hei denhei m Stubental, Ugental b. Mühlequelle/Neidingen Kohltal (Abb. 5 ) Wittsteigquelle/Gundelfingen Hei 1 i g e ntal Loneursprung/Urspring Scheintal 3. "Tal quellen": Großschmiedebrunnen/Beuron Wiesenquelle/Ebingen Urspri ng topf/Sehe 1 kl i ngen (Abb. 6) Schwarzer Weiher/Gundershofen (Abb. 4 ) Pf eff erque! 1 e/Kö ni gsbronn (Abb. 7) Buchmühlenquel 1 e /Disch i ngen b. Entstehung der Quel 1 p o s i t i o n e n Um die verschiedenen Quel Iposi ti onen erklären zu können, muß die genetische Entwicklung der Trockentäler be¬ trachtet werden. Als mit der allmählichen Heraushebung der Alb im Tertiär die Verkarstung einsetzte, existierte noch ein normales Gewässernetz. Mit der Eintiefung der Erosionsbasis Donau seit dem Pliozän schnitten sich auch deren Nebenflüsse in die Albtafel ein. Je größer aber die Höhendifferenz zwischen der Albhochfläche und den Vorflutern wurde, desto stärker veränderten die Verkarstungsprozesse die hydrologischen Verhältnisse, Unter den Tälern konnte die Kalkkorrosion entlang von Klüften schneller und intensiver wirken, weil ständig Wasser von den Bächen einsickerte (PIPER 1932). Allmählich begannen die Täler von den Oberläufen her trocken¬ zulaufen, weil das Wasser sich unterirdische Abflußwege geschaffen hatte. Mit fortschrei tender Verkarstung verlagerte sich schließlich im Laufe des Pleistozäns und Holozäns die oberirdische Entwässerung vollständig in den Untergrund (DONGUS 1 963). In den Glazialzeiten war allerdings das Karstsystem wahrscheinlich vom Dauerfrost stillgelegt, so daß die Entwässerung nur oberirdisch erfolgen konnte. Noch heute fließt in manchen Trockentälern zur Zeit der Schneeschmelze kurzzeitig Oberflächenwasser ab. Wenn das Karstwasser nicht infolge seines Bestrebens, schnellstmöglich der Schwerkraft folgend einen Vorfluter zu erreichen, Wege noch tiefer gelegenen Etcaonsbasen in ganz anderen Richtungen gefunden hat, sind die bevor¬ zugten Abflußbahnen zwangsläufig im weiteren Bereich unter den alten Haupttälern geblieben. Daher entspringen viele Karstquellen im Unterlauf von Trockentälern (Quellpositionen 1a, b, c), WEIDENBACH (1 969, S. 191) denkt

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Hy 19/11 sogar an ein wassererfül 1 tes, ausgereiftes Höhlensystem unter den Atbtälern. Er meint damit aber wohl die im Jungpleistozän durch die glaziale Aufschotterung wieder stark verfüllten danubischen Albtäler (zfB. Lauchert, Brenz) . Die relativ seltene Quellposition 1b tritt dann auf, wenn sich das Karstwasser zwar noch im Bereich unter einem Trockental bewegt, diesen aber zwecks Abkürzung streckenweise verlassen hat. Wo unterirdische Abflußbahnen den Talzug wieder erreichen, bricht die Quelle seitlich am Fuß des Talhanges hervor. Wahrscheinlich geh'drt zu diesem Quell typ auch die Achquelle/Wimsen, obgleich das zugehörende Trockental system von der Hasenbachquelle her schon oberhalb der Achquelle Wasser führt. Quellen suchen generell ihren Austrittspunkt tiefer zu legen. Am Ende von Trockentälern entspringende Karst¬ quellen können dies durch Herabwandern entlang dem Tal rand des Vorfluters erreichen. Bei bi 1 d erbuchmäßiger Entwicklung durchläuft eine Karstquelle nacheinander die Positionen 1a/b 1c 2a/b. Wahrscheinlich wird aber je nach den örtlichen geologischen-hydrologischen Verhältnissen die Position 1c häufig übersprungen. Dann erfolgt der unterirdische "Durchbruch" vom Trockentalbereich direkt ins Vorflutertal. Prinzipiell ist das derselbe Vorgang, der vielfach zur Entstehung der Position 1b führt, nur daß er sich dort innerhalb desselben Tal zuges abspielt. Die beschriebenen Flußversickerungen folgen ähnlichen Gesetzmäßigkeiten. Diese Zusammenhänge sind besonders deutlich beim Blautopf zu sehen (Abb.6): seine Quellhöhle erstreckt sich soweit erforscht nach Westen genau auf das benachbarte Galgentäle zu (M, KELLER 1 963 b). Die Entfernungen der Quellen der Gruppe 2 von der Einmündung des zugehörigen Trockentales betragen i.a. bis zu einigen hundert Metern. Nur wenige, meistens sehr große Quellen sind weiter entfernt (z.B. Brunnenmühlen, quel 1 e/Stuben t al ca. 1,5 km). Wie schon aus den Beispielen S. 10 hervorgeht, tritt die Position 2b selten auf. Bei der Sibastiansquelle/Hettingen (Abb.2) und bei der Mühlequelle/Neidingen (Abb.5) ist sie am deutlichsten verwirklicht. Das Karstwasser erreichte schneller die Vorfluter, indem es auf kürzerem Wege oberhalb der Trockentalmündung zur Lauchert bzw. Donau durchbrach. Der Loneursprunç bildet einen Übergangstyp zwischen den Quellpositionen 1c und 2 b. Ebenfalls ein Übergangsstadium bildet derzeit das hydrologische System Fehlaversickerung Quellen im Laucherttal (Abb.2). Durch einen Färbversuch des Geologischen Landesamtes Baden-Württemberg wurde nachgewiesen, daß das versickerte Fehlawasser sowohl in einer Quelle im Laucherttal oberhalb der Fehlamündung als auch in Quellen unmittelbar an der Mündung und talabwärts davon darunter der Gallusquelle wieder ausfließt. Für die Ver¬ lagerung der Quel 1 austritte talabwärts gibt es mehrere gute Beispiele im Seichten wie im Tiefen Karst. Stell¬ vertretend seien einige in Kürze beschrieben. Am Albnordrand entspringt bei Schlattstall aus dem im Weißjura/i liegenden Goldloch eine starke Karstquelle am Fuße des Talhangs. Vor etwa 12 Jahren hat sich das Karstwasser auf der gleichen Talseite ungefähr 30 m talabwärts vom Goldloch eine neue, wenig tiefer gelegene Austrittsstelle geschaffen, deren Schüttung seither allmählich zumimmt (freundl. Auskunft von Bürgermeister i.R. Bleher, Schlattstall). Es ist zu erwarten, daß die Schüttung des Goldlochs zukünftig entsprechend langsam abnimmt. Der Endzustand dürfte schließlich dem der Falkensteiner Höhle ähneln, wo nur bei Hochwasser der Höhlenbach zum Ausgang herausfließt, während er sonst vorher versickert und erst einige hundert Meter talabwärts in der "Hangquells" wieder erscheint. Entsprechend nimmt seither die Schüttung des Goldlochs langsam ab (BINDER 1965). 3 Die Aachquelle bei Aach, mit einer mittleren Schüttung von ca. 8,52 m /s dank der Donauversickerung die größte Quelle Deutschlands, entspringt in einer felsigen Quellnische aus Schwammkalken des Weißjura . Das Wasser quillt aus einer Nord-Süd verlaufenden Unterwaisserhöhle (HASENMAYER 1 968). Welcher Quellposition die Austritt¬ stelle zuzurechnen ist, muß noch untersucht werden. Unmittelbar neben der Aachquelle liegt am gleichen Talhang wenige Meter höher eine ähnlich ausgeprägte, große Nische, die schon SCHAUFELBERGER (1929) als ehemalige Quellniahe des Aachtopfes deutete. Noch im vergangenen Jahrhundert war sie bei Hochwasser aktiv (ENDRISS 1900). Die Tieferlegung geht ständig weiter, denn seit einigen Jahren ist im Flußbett der Aach unterhalb der Haupt¬ quelle zusätzlich zu den anderen Nebenaustritten eine neue, starke Quelle zu beobachten. Etwa 650 m nördlich der Seckachquel 1 en bei Trochtelfingen entspringt die Obere Seckachquel l e (auch SeckachHungerbrunnen genannt) aus zwei winzigen Höhlen im Weißjura Massenkalk (Abb. 2). Die Quellhöhlen öffnen sich am steilen Hangfuß des trockenen Hasentals etwa 400 m talabwärts von der Einmündung eines Trockentales (Dirnen¬ tal). Eine ältere Austrittsstelle, die nur noch bei Hochwasser tätig ist, befindet sich 70 m talaufwärts von der heutigen Quelle. Weitere 180 m oberhalb und 4 m über dem Talboden liegt am Hang eine kleine Trockenhöhle, die als ehemalige Obere Seckachquel!e anzusprechen sein dürfte.

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Hy 19/12 Oie unterirdischen Einzugsgebiete der Karstquellen decken sich meistens nicht mehr mit dem oberirdischen Ein¬ zugsgebiet der zugehörigen Trockentäler. Je nach der Höhenlage ihrer Vorfluter und den während der Karstent¬ wicklung entstandenen hydrologischen Verhältnissen haben viele Karstquellen zusätzliche Gebiete "erobert" (z.B. Blautopf), während benachbarte Quellen Teile des ursprünglichen Einzugsgebietes verloren haben (z B. Kl. Lauterursprung) . Selbstverständlich können hier viele verschiedene Zwischenstufen auftreten. Daß aber auch heute noch viele Karstquellen große Teile des genetisch zugehörigen Trockental systems entwässern, ist durch Markierungsversuche nachgewiesen (vgl. Abb.2). Diese Zusammenhänge erklären die meistens zu beobachtende Diskrepanz zwischen der Schüttung einer Karstquelle und der Größe oder dem oberirdischen Einzugsgebiet eines zugehörigen Trockentales. Wenn einem ausgedehnten Trockentalzug keine Karstquelle adäquater Größe zuzuordnen ist, kann man in vielen Fällen umgekehrt schließen, daß er bereits Tanz oder größtenteils von einem konkurrier¬ enden Flußsystem entwässert wird. Auch dies konnte mit Markierungsversuchen verschiedentlich belegt werden. Die erhebliche, wenngleich indirekte Bedeutung mindestens der größeren Trockentälern für die Karsthydrologie zeigte sich auch bei den Färbversuchen auf der Reutlinger Alb. Versuche in ausgeprägten Trockentälern brachten generell gute Resultate, während Versuche außerhalb davon gewöhnlich unbefriedigend oder negativ verliefen (V1LLINGER 1969). Die fast überall im Gebirge vorhandenen, zahllosen Hohlräume aller Art sind abseits dieser Trockentäler weitgehend durch Lehmeinschwemmung plombiert, während sie darunter vom ursprünglich ständigen Wasserzustrom offen gehalten wurden. Bei den Karstquellen der Position 3 bestimmen ~ soweit bekannt oft lokale tektonische Verhältnisse die Aus¬ trittsstellen, Der Lange Brunnen bei Stetten im Laucherttal (Abb.2) wird beispielsweise aus einer klaffenden NE-SW streichenden Spalte im Weißjurakalk unter der Talfüllung gespeist. c, Quellpositionen im Seichten Karst Im rhenanischen wie im danubischen Seichten Karst der Schwäbischen Alb sind die zur Albhochfläche hinaufreich¬ enden Talspitzen der Neckarund Donauzuflüsse durch die Verkarstung trockengefallen. Die Täler führen gewöhnlich erst etwaab der Schichtgrenze WeißjuraiX//? ständig Wasser, weil auf dieser Basisfläche das Karstwasser in größeren Schichtquell e n ausfließt. Die häufigsten Quel 1 p o s i t i o n e n in diesen Tälern sind dieselben wie in nicht verkarsteten Gegenden: sie gleichen damit trotz anderer Entstehung denen der Gruppe 1 des Tiefen Karstes (z B. Echazquelle, Filsursprung). Karstquellen mit einer der Gruppe 2 vergleichbaren Lage sind im Seichten Karst sehr selten, weil sich die wasserführenden Täler durch die starke Tiefenerosion schon in den Oberläufen in die Sohlschicht eingeschnitten haben. Quellen am Ende einmündender Trockentäler konnten daher gewöhnlich nicht mehr dem Talrand des Vorfluters entlang abwärtswandern. Eine der wenigen Ausnahmen bildet der Schwarze Kocherursprung bei Oberkochen, der trotz seiner Lage im Seichten Karst als Musterbeispiel der Quel 1 posi tion 2a gelten könnte (Abb.7). Bei der Anlage dieser Quelle haben jedoch die komplizierten hydrologischen Veränderungen im Gefolge der Flußumkehr UrbrenzKocher eine besondere Rolle gespielt. Der Quel 1 p o s i t i o n 3 des Tiefen Karstes direkt entsprechende Quellen treten im Seichten Karst nicht auf. weil das Entwässerungssystem nach der Sohlschicht orientiert ist. Bei vielen Schichtquellen, die nicht im Tal, sondern seitlich am Hang entspri ngen, dürften aber tektonische Ursachen die Austrittsstellen mitbestimmen. Z u s ammenfassurg : Der Weißjura der Schwäbischen Alb bildet über der Sohlschicht Weißjura nahezu überall einen mehr oder weniger durchgehend verkarsteten Komplex. Darauf aufbauend werden die Definitionen des Seichten und Tiefen Karstes diskutiert. Die hydrologisch sinnvolle Grenze beider Karstbereiche ist auf der Mittleren und der Ostalb die unterirdische Karstwasserscheide zwischen Rhein und Donau (ausgenommen der Bereich der Bracher Mulde). Auf der Westalb verläuft die Grenze entlang unterirdischen Nebenwasserscheiden, weil sich auch di e. Donauzufl üsse in die Sohlschicht des Karstes eingetieft haben. Im Südwesten markiert die Donau zwischen ihren beiden Hauptversickerunsstellen die Grenze Sei chter/Ti efer-Karst. Die bisherige Gliederung des Tiefen Karstes in Äußere und Innere Zone ist leicht mißzuverstehen und nicht konsequent durchführbar. Statt dessen wird für den gesamten Tiefen Karst außerhalb der Überdeckten Zone die Bezeichnung "Offene Zone" vorgeschlagen. Innerhalb der Offenen Zone ist eine Differenzierung in "Speicher. gebiete" und "Durchflußgebiete" möglich, je nach der am Schüttungsgang der Karstquellen ablesbaren Speicher¬ kapazität ihrer Einzugsgebiete.

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Hy 19/13 Sehr viele Karstquellen in der Offenen Zone des Tiefen Karstes zeigen genetisch bedingte Lagebeziehungen zu benachbarten Trockentälern. Drei verschiedene Gruppen von Quell Positionen können unterschieden werden: 1„ "Trockentalquellen" Im Zuge von Trockentälern, 2 , "lairandquellen" am Talrand des Vorfluters unterhalb oder oberhalb von Trockentalmündungen, 3» "Talquellen" Im Vorflutertal ohne Beziehung von Trockentälern. Die Entsteheung der Quellpositionen läßt sich durch die Verlagerung der Cberflächenentwässerung in den Unter¬ grund im Laufe der Karstentwicklung erklären. Zitierte Literatur: BINDER, H. Vom Goldloch bei Schlattstall. Blatt Schwab.Albverein 71^ Stuttgart 1 965. BöGLl, A. Mischungskorrosion ein Beitrag zum Verkarstungsproblem, Erdkde., 1b, Ö3-92, Bonn 196¿. DCNGUS, H. Oie Oberflächenformen der mittleren Schwäbischen Alb (östlicher Teil) Jh. Karstund Höhlenkde. , ^ 21-43, München 1963. E'iDRISS, K. Die Versinkung der oberen Donau zu Rheinischem Flußgebiet. 64 S..Stuttgart 1900. GEYER, C.F. ¿ GWINNER.M.P. Der Schwäbische Jura. Sarnml. geol. Führer, 40^ 452 3., Berlin 1962. GÖTTLICH, Kh. , & Werner,J. Zur Flußgeschichte der Laudiert. Jber.Hitt. oberrh.geo 1 . V er. , NF, 50, 115-126 Stuttgart 1968. GRADMANN? R. HASENMAY E R. J. KELLER, M. n it LEHMANN, 0. PIPER, A.M. SCHAUFELBERGER, P. STRAYLE, G. VILLINGER, E. WEIDENBACH, F. WEIDENBACH, F. Bodengestalt und Gewässer, In: Beschreibung des Oberamts Münsingen. z. Bearb., Stuttgart 1912. 300 m Verstoß in die unterird!sehe Donau. Die Höhle, 19^ 83-85, Wien 1968. Neuentdeckung im Mardi e ch bei Geislingen/Steige. Mi tt.Verb. dt. Höhlenund Karstforscher, £j_ 10-13, München 1963 (1963;s) 0 Unterwasserforschung im Blautopf bei Blaubeuren Jh. Karstu. Höhlenkde. , 4, 219-228, München 1963 (1963b). Die Hydregraphie des Karstes. Enzykl. Erdkde., 232 S., Leipzig/Wien 1932. Ground water in north-central Tennessee. U.S. geol. Surv. water-supply pap., 640, 238 S., Washington 1932.Geologische und hydrologische Verhältnisse zwischen der Donauversinkung und der Aachquelle. Mitt. Bad. Geol. Landesanst., 10^ 561-637, Freiburg 1929. Karsthydrologische Untersuchungen auf der Ebinger Alb (Schwäbischer Jura). Diss.Univ. Tübingen, Mskr. , Tübingen 1969. Karsthydrologisehe Untersuchungen auf der Reutlinger Alb (Schwäbischer Jura). Jh. Geol. Landesamt Baden-Württ. , 11^ 201-277, Freiburg 1969. Über einige Wasserbohrungen Im Jura. Jber. Hitt.oberrh. geol. Ver., NF, 36, 54 73, Stuttgart 1 954. Trinkwasserversorgung aus Karstwasser in der östlichen Schwäbischen Alb.Jh. Karstund Hühl enkde., 1 , 1969 192, Stuttgart 1960. Zu Hy 19/8, Zusatz zwischen Absatz 1 und 2 WEIDENBACH (1960, 3. 183) stellt innerhalb des Tiefen Karstes dessen Randbereich als "Außere Zone" einer "Inneren Zone" gegenüber, weil hier die Sohlschicht "oft nur wenige Meter unter dem Vorfluter" liegt. Da diese Definition ungenau ist, wird als zweites, entscheidendes Merkmal für die Zonengliederung der Schüttungscharak¬ ter der Quellen herangezogen (Schwankungsziffer). Dieser ähnelt danach in der "Äußeren Zone" — wenn auch abge¬ schwächt — noch dem Seichten Karst.

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Poljen als karsthydrographischo Reg;elfak:toren ALFRED BÖGLI (Hitzkirch / Schweiz) Hy 2U/ i Rlsymi : Les poljls influencent la nappe d'eau de la région karstifiêe avec laquelle ils sent liés par une hydrographie karstique collective, à condition que son niveau atteigne en temps de drue celui du poljé. A ee moment la montée de l'eau se ralentit considérablement ou cesse tout â fait. C'est d'autant plus efficace quand la pro. portion entre la surface du poljé et celle de la région karstique lié au bassin fermé est grande. Cela provoque une fixation des phénomènes de corrosion au niveau du poljé causant non seulement la cnaissance de plans de corrosion, mais aussi le développement d'un niveau souterrain, comme ledémontre nettement le système des Postejnske Jame. En effet, les poljés sont des éléments régulateurs pour les eau* karstiques et par cela d'une grande importance pour le karst souterrain au niveau de ces bassins fermés. Ab stract : The poljes are an important part of the region with a common karst hydrography. In case the rising ground water reaches the plain of the polje, this movement will be reduced or even stopped. The effect is indeed most import¬ ant when the ration of the surface of the pilje to the karst region hydrographically connected is great. Thence the phenomena of corrosion are fixed in the level of the polje. The plains of corrosion continue to grow at this level and subterranean karst niveaus form, for example, the save system of the Pestojnske Jame. The poljes are important factors for the regulation of karstic ground water and consequently for the forming of the subter¬ ranean karst. Poljen spielen im karsthydrographischen Geschehen vieler Karstgebiete eine bedeutende Rolle. Ihre Genese 1st immer noch nicht gesichert und entsprechend umstritten. Deshalb schreibt auch H. LEHMANN (1962): "Das Polje wurde ursprünglich nie im Sinne einer bestimmten Genese aufgefaßt, sondern als eine Karsthohlform von ansehnlicher Größe mit flachem Soden®! Schon früh kamen aber durch die Einbeziehung von Karstwassertheorien morphogenetische Elemente hinein, z.B. durch A. PENCK (1894), der die mögliche Tiefe durch einen örtlichen Grundwasserspiegel begrenzt sah, eine Erkenntnis, die lange nachwirkte, 1932 bringt 0, LEHMANN neue karsthydrographische Afecefite hinein, da er Überschwemmung und Trockenheit durch hydrodynamische Gesetze erklärt. Eine Analyse durch RQGL \ t ergibt, daß jedes (dinarotype d.A.) Polje von undurchlässigen Gesteinen in ein durchlässiges hineinwächst und varient damit die von vielen Forschern, vor allem von K. KAYSER (1934), angenommene Lateralkorrosion Im dinarl* sehen Raum iftottDolomit vielfach zu den wenig durchlässigen Gesteinen (mündl. Mitt. von J. RnGLl6). Die Oberfl ächengewässer bringen aus dem undurchlässigen Bereich Fremdmaterial in den durchlässigen und verstopften J le Ponore. Das Wasser wird gestaut und weitet durch Lateralkorrosi o n den Raum ln den Kalk hinein aus. %schon alle Poljen größere oder kleinere Ablagerungsebenen aufweisen, so ist es doch die Frage einer aktiven Weiter¬ entwicklung der heutigen dinarischen Poljen umstritten. K. KAYSER (1934, 1955) ist mit N, ''RESS (1929) •'er Auffassung, das sei immer noch der Fall und zitiert als Beispiele den Busko Blat* und die Krivs Jaruga (SE des Glamocko Polje), sowie die Neretvaebene bei Metkovit. C, RATHJENS 1st dagegen der Meinung, die Hinarischen Poljen seien tropische Vorzeitformen, die heute nicht mehr weiter wüchsen (1954). So oder so muß festgehalten werden, daß nur wenige Poljen die Oberflächenformen ihrer aktiven Zeit aufweisen, worauf bisher kaum hingewiesen worden ist. Seither wurden sowohl durch Erosion wie durch Akkumulation, vor allem im Pleistozän, karstfremde Elemente hineingetragen. Das fuhrt zu Änderungen in Form und Höhe der Poljenflächen, Uber deren Ausmaß nur ungenUgende Vorstellungen herrschen. Die Poljengenese nach R0GL1C zeigt im geforderten Gestsinwechsel eine Abhängigkeit von der Tektonik, Hie jedoch tektonische Bewegungen weder «erlangt noch ausschließt. R03LIC lehnt jedoch die Beteiligung unterirdischen Karstwassers, etwa im Sinne eines Grundwassers nach N. KREBS, ab. 1957 schreibt er: "Les poljés karstiques n'ont aucun rapport avec un niveau de base des eaux karstiques®, weil er die Wasserzirkulation unter Grundwasser¬ bedingungen als nicht genügend erachtet. FUr die Erklärung einer völligen Abdichtung der Ponore und ausgedehnter Ebenheiten bereitet dies aber beträchtliche Schwierigkeiten. Eine natürliche Verstopfung von Ponoren ist nicht selten zu beobachten, was allerdings nur eine beträchtliche Herabsetzung der Schluckfähigkeit bedeutet, die meist reversibel ist. Eine völlige Abdichtung, wie es die Annahme von ROGLIC fordert und wie sie in Poljen allgemein feststellbar ist, tritt nicht ein, weil die dazu erforderlichen Feinmaterialien, Schluff und Ton, auch durch sehr langsam fließendes Wasser, z T. sogar durch innere Erosion ausgeschwemmt werden. Versuche am unterirdisch entwässerten Glattalpsee (Zentralschweiz, Muotatal ) haben gezeigt, daß schon bei ein bis zwei Meter Wasserdruck die feinen Schwindrisse zwischen Beton und an. stehendem Fels genügen, um eine 50 cm mächtige, nicht genügend verdichtete Tonschicht auszuspülen Eine spontane

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Hy 20/2 Abdichtung durch Massenbewegungen bildet eigentlich Ausnahmen. So berichtet SIE INMÖLLEt (1962) aus ' J em Unter¬ harz Uber würmeiszeitliche Dichtung von Karrenspal ten durch Sol ifluktionsschutt. Inwiefern Permafrost dran beteiligt,ist wurde nicht gesagt. Auch LOUIS lässt eine gewaltsame Abdichtung unter Hochwasserbedingungen anklingen, wenn er von den Schwemmfächern in den Pol jen des Taurus spricht, hach ihm werden aber die Ponore beim Rückgang der Schuttführung wieder aktiv, auch solche unter einer "abdichtenden" Decke. PANO^ stellt fest, daß sich Ponore im mährischen Paläokarst gleichzeitig mit den Poljen vergrößert haben, statt sich zu schließen. Diese wenigen Beispiele zeigen deutlich, daß nur eine längere Stillegung des Durchflusses zu einer natürlichen Abdichtung führen kann, was allein bei Rückstau des Wassers von unten her möglich ist. Damit ist aber keines¬ wegs die Existenz einer permanenten Karstwasserfläche in dieser Höhe gefordert, wenn auch eine solche, wie sie etwa an der unteren Neretva vorkommt, nicht ausgeschlossen ist. Außerdem beweisen die verschiedenen Höhenlagen benachbarter Poljen die lokale Bedingtheit eines allfälligen ’’tragenden" Karstwasserkörpers. Um Mißverständnisse zu vermeiden, seien hier einige Begriffe in ihrem Inhalt Umrissen, bzw definiert. Ein Karstwasserkörper umfaßt das Wasser, welches verschiedene unterirdische und untereinander in Verbindung stehende Hohlräume gänzlich füllt. Das schließt eine gewisse Individualität der darin auftretenden einzelnen Wasserbahnen nicht aus. Die phreatische Zone ist dauernd wassergefüllt. Ihre Oberfläche wird als permanente Oberfläche bezeichnet. Jede zusätzliche Wasserzufuhr läßt die Karstwasserfläche ansteigen es können sich dadurch auch temporär neue Karstwasserkörper bilden. Biese Fläche ist der Ausdruck der im Karstwasserkärper herrschenden Druckbedingungen, womit in jedem aufwärts führenden Hohl raum eine in der Höhe vom anderen etwa verschiedene Wasseroberfläche auftritt. Sie wird deshalb auch als piezometrische Oberfläche (druckanzeigende Oberfläche) bezeichnet, was im angloamerikanischem Sprachraum ganz allgemein üblich ist (piezometric surface). Das drückt die tatsächlichen Bedingungenam klarsten aus. Der "tragende"Karstwasserkörper füllt alle Hohl räume unter dem Polje und verhindert das Abfließen von Poljenwasser nach unten, jedoch nicht das seitliche Wegfließen. Er wird entweder durch das Karstwasser der Tiefe gebildet, oder er besteht aus einem hängenden Becken, das als lokaler Karstwasserkörper über der permanenten Oberfläche oder über dem basalen Wasserstauen liegt Die piezometrische Oberfläche nimmt in trockenen Zeiten die tiefste Lage ein, bestimmt entweder durch den Vor¬ fluter, oder durch einen unterirdischen Oberlauf entsprechend einer Überfall quelle. Sie steigt bei Regen und Schneeschmelze in Abhängigkeit von der angebotenen Wassermenge und der karsthydrographischen Wirksamkeit der unter!rdisehen Wasserwege bzw. des Abflusses. Zu Überschwemmungen kommt es: a. Durch das Ansteigen der Karstwasserfläche bis in den Bereich des Poljenbodens (Typ A), wobei die ^auern^e Überschwemmung (Neretvagebiet) nur als Spezialfall anzusehen ist, b. weil die karsthydrographische Wirksamkeit der unterirdischen Wasserwege nicht genügt, das aus dem Polje in den Untergrund einsträmende Wasser restlos abzuführen. Das unterirdische Gewässernetz ist überlastet. ^Typ B). Kommt es zur Ausbildung eines hängenden Karstwasserbeckens, welches das gesamte Polje unterhgert, dann ent¬ wickelt sich aus dem Typ B der Typ A, da schließlich die Oberfläche dieses lokalen Karstwasserkörpers den Poljenboden erreicht und dadurch eine Überschwemmung hervorruft, c. weil die Ponore das anfallende Poljenwasser nicht zu schlucken vermögen (Typ C), der d. well die hydrodynamischen Bedingungen nach 0. LEHMANN (1932) das Wasser unter dem Polje durchlaufenden Wasserbahnen zum Aufquellen in den Speiern bringen (Typ D). Die völlige Abdichtung einer durchlässigen Fläche ist, wie schon oben festgestellt, nur möglich, wenn die Wasserbewegung in den Versickerungsstell e n zum Stillstand kommt. Das gilt vom ersten Augenblick der Überschwem¬ mung an für Typ A. Letztlich kann auch jeder andere Typ in den Typ A einmünden, wenn durch Füllung aller unter¬ irdischen Karsthohl räume die piezometrische Oberfläche die Höhe des Poljenseespiegels erreicht Die Annahme eines tragenden Karstwasserkörpers setzt zudem voraus, daß das Wasser aus dem unmittelbar benach¬ barten verkarsteten Gestein ungehindert ins Polje einfließen kann (Wechselschlünde, Karstquellen). Sonst ent¬ steht in denKarstspal t en unter der Poljendichtung ein Überdruck. Diese Erscheinung ist bei der künstlichen Abdichtung von Becken gefürchtet, da bei genügendem Druck die dichtende Auflage abgehoben wird. Dadurch ent¬ stehen Schwächestellen und Risse, auf denen sich beim Rückgang des Hochwassers Wasserbahnen bilden, die genau auf die Versickerungsstellen zuführen. Pol jenseen mit Zuflüssen verlieren ihr Wasser lateral durch die noch offenen Ponore, während die Versickerungs¬ stellen im Poljengrund kein Wasser mehr an den tragenden Karstwasserkörper abgeben. Zuflüsse ver-chlecHern daher die Abdichtungstendenz keineswegs, sondern fördern sie durch Heranbringen von Feinmaterial.

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Hy 20/4 Die Voraussetzungen für die Abdichtung der Ponore enthalten eine poljengenetische Komponente, auf die später noch einzugehen sein wird. Hit einem tragenden Karstwasserkärper lassen sich die ausgedehnten Ebenheiten kon¬ stanter Höhe leichter erklären. Solche treten vor allem in Pol jen mit Querentwässerung auf. während solche mit Längsentwässerung durch Anschwemmung ein einseitiges Gefälle erhalten, z.B, das Popovopolje. Auf der Militärkarte "¡¡ZOO'OOO (Travnik, Spalato) findet man im Livanjsko Pol je die folgenden Zahlen: (707 m, NWEnde, geschätzt), 711 m, 710 m, 709 m (11 km vom NW-Ende), 711 m, 712 m, 709 m, 708 m (21 km vom NV-Ende), 701 am eingetieft verlaufenden Poljenfluß, 709 m, 708 m (29 km), 711 m, 708 m (35 km), 709 m. Es handelt sich um Punkte auf kaum erkennbaren leichten Bodenwellen. Die Ponore reichen tiefer. 702 m im Kazanciponor ^Beginn des eigentlichen Schlundes), 696 m und 695,5 m bei den Ponoren Mitte Westseite. Sie sind die lokalen Erosions, basen der heutigen Pol jenflüsse, die über weiche Süßwassermergel des Pliozän und Quartärabtagerungen fließen und sich darin einschneiden. 42 km im SE des NW-Randes geht das Livanjsko Pol je í e. S. zu Ende. Eine Fortsetzung führt über eine breite und niedrige Schwelle mit dem eingeschalteten Bijelo P81je zum Bu^ko Blata (57 km bis 65 km vom NW.Rand), we die Poljenfläche Höhen von 706 m und 707 m aufweist. Die Konstanz der Höhen über 55 km hinweg ist recht unge¬ wöhnlich. Die Riinna entspringt auf ca. 702 m im Norden des Busko Blato und endet im Bnor bei 700 m. Livanjske Polje und Busko Blato sind ca. ein halbes Jahr lang überschwemmt, nach BALLIF (cit in 0, LEHMANN, 193?) Ende letzten Jahrhunderts 7-8 Monate. Die Stromquelle der Ricina ästlich von P. 702 m im Busko Blato liegt nuit 1,8 km vom Westrand des Duvanjska Polje, dasjenseits eines Bergrückens (1055)m beginnt. In der hier endenden Westbucht sind 876 m Höhe gemessen worden, in der Ostbucht 881 m, im Norden und Süden jedoch 893 und 894 m. Eine obere Stufe weist Höhen um 902 m auf. Der Nieeauunterschied von im Mittel 180 m zum Bu^ko Blato fällt auf. Das Duvanjsko Polje ist in der Umrißform unregelmäßig und zeigt größere Spannweité der Höhen in der Poljenfläche, als das benachbarte Livanjske Polje. Außerdem fehlen die rezenten Öberschwemmungen, so daß die Poljenflüsse bei Hochwasser stark erodieren können. Die Suica tritt bei 884 m ins Polje ein, der Höhe des Pol jenbodens, sinkt dann auf 886 m und^859 m. Im Veliki Ponor verschwindet sie bei 858 m, 155 m über der Stromquelle der Ricina, wo das Wasser der Suica wieder austritt. Das unterirdische Gefälle weist daher den hohen Wert von 2.6 ? auf, was auf die relativ junge Anlage dieses Wasserweges hinweist. Parallel zum Livanjsko Polje zieht sich das Glamocko Polje von SE nach NW hin. Beide sind durch eine Antiklinale voneinander getrennt und damit karsthydrographisch nicht gekoppelt. Entsprechend gehört das Glamocko Polje auch einem anderen Niveau an. Sein SE-Ende ist 886 m hoch. Der nächste Punkt 22 km im NW davon liegt auf 896 m. Dann folgen auf einem höheren Niveau 902 m, 902 m, 903 m (32 km von P. 886). Die höhenmäßige Übereinstimmung beider Stufen mit jenen im Duvanjsko Polje mag ein Zufall sein. Darüber können vielleicht spätere hydreqeologische Untersuchungen Auskunft geben. Obschon die Höhenwerte nach dem Abschluß der Hauptentwic klung der Pol jen Veränderungen mitgemacht haben, so sind sie doch ein wichtiges Indiz für die Bindung der Poljenböden an die lokalen geologischatektonischen Verhält¬ nisse. Und diese bestimmen im dinarischen Raum über Möglichkeit und Größe unterirdischer Karstwasserkärper, Livanjsko Polje (mit Busko Blato) und Glamocko Polje sind periodisch überschwemmt und während dieser Zeit der Erosion entzogen. Sie sind daher postpleistozän nicht im gleichen Maße erosiv bearbeitet worden wie das Duvanjsko Polje, wo die heutige Erosionsbasis in der Stromquelle der Ritfina zu suchen ist. Andererseits ist das Duvanjsko Polje erst in junger Zeit, möglicherweise im Spätpleistozän, angezapft worden, sonst hätte die Suica die Hohlform viel stärker ausgeräumt. 2 Nach BALLIF (cit. nach 0. LEHMANN, 1932) weist das Becken von Livno eine Fläche von 405 km auf, dos Glamock» Polje 129 km und das Duvanjsko Polje 122 km . Der Quartäranteil ist nach der Karte von CVIJIC (1°01) für das gesamte Livanjsko Polje 219 km (55 %), für das Glamoïko Polje 52 km (40 f) und für das Duvanjsko Polje km , (31 X), worin sich auch dessen stärkere Erosion spiegelt. Die Höhe der Öberschwemmungen wechselt von Polje zu Polje, Sie ist in Längspoljen wegen des kontinuierlichen, wenn auch geringen Gefälles nach der einen Seite hin am größten, im Popovopolje (CVIJICj 1960) im Minimum 20 m, im Maximum 40 m. Heute kann sich hier ei'n tragender Karstwasserkärper nicht mehr entwickeln, da der Vorfluter nahezu auf Meereshöhe liegt, also ca, 220 msitiefer. Die rezenten Öberschwemmungen gehören dem Typ C an, errei¬ chen aber nie den Typ A. Im Livanjsko Polje sind die tieferen Teile nur 2 bis 5 m überstaut, vermutlich nach Typ A. Bei ganz großem Hochwasser sind es sogar 8 m. Dann sind aber ohne Busko Blato 260 km^ überschwemmt von 295 km^ des Livanjsko Polje i.e.S.. Mit dem Busko Blato liegen dann 313 km^ unter Wasser. Jedes Meter HocK„ wasser bedeutet die Speicherung von 1 Bio m^ pro km^ Fläche, Das macht für die Großüberschwemmung von 300 km

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Hy 20/6 3 3 eine Menge von 300 Mio m . Ein großes Pol je speichert daher Wasser in der Größenordnung von Milliarden m Das beeinflußt in den mit dem Pol je karsthydrographisch gekoppelten Karsir'äumen die Höhe der ptezometrisehen Oberfläche entscheidend. Das überschwemmte Pol je wird zur Bezugsgröße, zur Basis des im anschließenden Karst einsickernden Wassers. Je stärker die Verkarstung, je besser die karsthydregraphische Wirksamkeit des unter¬ irdischen Gerinnenetzes, um so näher liegt die Karstwasserfläche dem Poljenseespiegel und um so weiter ins Gestein hinein 1st dieser wirksam. Das Volumen der an der karsthydrographischen Wirkung beteiligten Hehl räume wechselt von Ort zu Ort. Es ist kaum bestimmbar, da die meisten unterirdischen Hohlräume unzugänglich oder noch nicht endeckt worden sind. In dieser Hinsicht ist wahrscheinlich das Gebiet des Hölloches (104 km vermessen) am genauesten untersucht. Die Fläche, die diese Höhle im Muetatal (ZentralSchweiz) bedeckt, umfaßt ca. 7 km^ mit einer Mächtigkeit des erfaßten speläogenen Schrattenfealkes (Unterkreide) von Im Mittel 120 m. Das sind rund 850 Mia Gestein. Bisher sind ungefähr 1,5 Mi« m J Höhlenraum vermessen worden, was kalpp 0,2 ^ ausmacht^. Zusammen mit den wegen Wasserföllung, Lehmeinlagerung, zu kleinem Querschnitt oder Verbruehs unzugänglichen, doch abschätzbaren Hohl¬ räumen dürften es 0,25 ? bis 0,3 I sein. Das oberste System, ca. 20 km lang, ist präglazial entstanden (8ÖGLI, 1966, 1968), der Sest ist jünger. Die Riisenhöhlen des Mammoth Cave National Parks, verab Flint Ridge Cave (ca. 120 km vermessen) und Mammoth, Cave (gegen 80 km) sind offensichtlich bedeutend älter. Daher sind auch die Gangquersshnitte wesentlich größer. Eine grobe Schätzung dürfte an die 0,5 ? Hohlraumanteil des Gesteines ergeben, eine Zahl, die den nachfolgenden Überlegungen zugrundeliefen wird. 0,5 X karsthydrographisch wirksamer Hohlräume werden durch 10 cm Niederschlag bis zu 20 m hoch angefüllt (bei 0,25 X sind es 40 m). Im Herbst, vor allem aber 1m Frühjahr, wenn sich zu den großen Niederschlägen noch Schneeschmelzwasser gesellt, werden diese Werte jedoch weit übertroffen. Im Höllsch steigt die Piezometerfläche infolge Rückstau auf dem langen Weg zum Vorfluter bis zu 170 m über don Tiefststand (BÖGLI, 1966, 1969). Im Einflußbereich eines Pol jes ist jeder Meter Poljenhochwasser 200 m Stauhöhe im Gestein äquivalent ibei 0,25 X sind es 400 ml). Die Wirkung des Pol jes auf den mit ihm gekoppelten verkarsteten Bereich ist vonderen Flächenverhältnis abhängig. Zu» und Abfluß spielen eine zusätzliche Rolle, doch werden sie in dieser Studie wegen der schweren Erfaßbarkeit nicht einbezogen. Der dadurch bedingte Fehler sinkt mit abnehmende!" Differenz zwischen dem Umfang der obsrirdisehen Zuflüsse und dem Abfluß aus dem karsthydrographisch gekoppelten Raum. 2 Nach einer groben Schätzung sindmit dem Livanjsk® Pelje etwa 1000 km karsthydrographisch gekoppelt. Die Karstwasserfläche im benachbarten Gestein wird somit vom Pol je her beeinflußt, während gleichzeitig das unter¬ irdische Karstwasser darauf zurückwirkt. Das bedeutet, daß das Pelje mit einem Meter Anstieg der Wasserfläche so viel Wasser speichert, wie das Gestein mit 60 m, wenn man das heutige maximale Oberschvemmungsareal berück, sichtigt. Oder anders ausgedrückt; Wasser, das im benachbarten verkarsteten Kalk 61 m hoch steht liesse beim Auslaufen den Poljenseespiegel um einen Meter ansteigen. Unter der Peljenfläche werden bei großem Wasserandrang die Hohlräume relativ schnei! gefüllt, begleitet vom Ansteigen der piezametrischen Oberfläche. Erreicht sie den Poljenbeden, bzw. das Seeniveau, dann beginnt die Überschwemmung nach Typ A. Der weitere Anstieg ist nun um den Faktor 0,005 verlangsamt und bestimmt damit das Karstwasserniveau im gekeppel t en Raum. Von diesem aber strömt Wasser zurück und erhöht damit den Faktor auf 0,033. Je höher das Hochwasser, um so größer die Wirkung,des Pol je. Im tiefen Karst wird in trockenen Zeiten eine piezometrische Oberfläche durch die im djnarisehen Raum meist unterirdische Überl aufschwelle bzw. durch den Vorfluter bestimmt. Es 1st die permanente Karstwasserfläche. In Regenzeiten stellt sich beim Überschwemmungstyp  eine durch das Poljenniveau festgelegte und stabilisierte Karstwasserfläche ein» Die Überschwemmungen können monatelang anhalten ebensolang wirkt dieses obere Karst¬ wasserniveau aufs benachbarte Karstgestein. Es gibt somit zwei Lagen bevorzugter korrosiver Wirkung, als® auch zwei jleichaltri ge aber verschieden hohe unterirdische Karstniveaus. Alle anderen Wasserstände sind nur episodisch, zufällig. In dauernd innundierten Pol jen fallen die beiden Hauptwasserstände zusammen. Die können auch so nahe liegen, daß eine Unterscheidung ihren Sinn verliert, vor allem dann, wenn die Verkarstung unterhalb des Poljenniveaus noch nicht weit fortgeschritten ist, zjB. in jungen Pol jen, zu denen viele Randpol jen und Interior Valleys des tropischen Kegelkarstes zu zählen sind. Der heutige Öberschwemmungstyp der Pol jen entspricht nicht jenem der Entstehungszelt. Während der Poljenbildung dürfte Typ A, wenigstens zu Beginn, vorherrschend sein. Im Verlaufe der Verkarstung nimmt die karsthydre¬ graphische Wirksamkeit zu, womit eine Tendenz zur Tieferlegung und zur Annäherung der Karstwasserfläche an das Vorfluterbzw. Überlaufniveau besteht.

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Hy 20/6 Viele Poljen zeigen Reste höher gelegener, älterer Poljenböden, Kerrosionsebenen aus der Entstehungszeit, die ich als degradierte Poljenböden bezeichnen möchte, besonders schön im Pepovspolje und im Polje von Nikäiß. Durch die Entwicklung eines tieferen PSljenbodens wurde die Deckschicht des höheren erasiv angreifi bar und abgetragen. Auf der bloßgelegten Kalkfläche setzte die Verkarstung erneut ein. Sie bildet heute ein Gewirr aus unbegehbaren Spitzkarren, metertiefen ¡(arrenschrönden und dolinenartigen Einsekungen. Es liegt nahe, die Bildung der tieferen Poljenniveaus einem lokalen, geologisch bedingten Karstwasserkörper zuzuschrei¬ ben, wobei der Öberschwemmungstssp A die einfachste Lösung anbietet. An Beispielen aus den Tropen fehlt es nicht. Nach H. LEHHANN (1956) bestimmt in Kuba der Vorfluter die Höhe der Poljenböden der Interior Valleys und-der Randpoljen. Dabei werden die Kalkschichten gekappt. Alle darunter liegenden Klüfte und Fugen, ob korrosiv erweitert oder nicht, sind wassergefüllt und weisen phreatische Bedingungen auf. Dadurch kommt es regelmäßig zum Öberschwemmungstyp A. In Jamaica stellen sich die tiefsten Cockpits auf die Karstwasserfläche ein und sind zu gewissen Zeiten überschwemmt. Der Vorfluter bestimmt häufig auch die unterirdischen Karst¬ niveaus (BÖGLI 1966), wiedie Riesenhöhlen im Mammoth Cave Park und das Hölloch beweisen. Als Vorfluter i.w S. sind nicht nur die nächstllegenden Erosionsbasen (Meer, See, Talboden, z.3,) zu betrachten, sondern auch die unterirdischen Überl aufschwel 1 en, da sie die gleiche Wirkung ausüben. Das dürfte ursprünglich auch für viele Poljen des dinarischen Raumes gegolten haben. Allerdings sei eineVerallgemeinerung vermieden, da die heutigen Poljen bei verschiedener Genese ihre Ähnlichkeit durch Formkonvergenz erreicht haben. Senkt sich ineinem so entstandenen Polje der Vorfluter und damit die Karstwasserfläche um ein Geringes, und bleibt wieder konstant, dann ist die Neubildung einer Poljenfläche vom Grunde des Ponors ausgehend zu erwarten. Sie kann nur bei Niedrigwasser erfolgen, da das Hochwasser auf dem bisherigen Poljenböden weiterhin stabilisiert bleibt, so daß dessen Entwicklung vorläufig weitergeht. Je größer die untere Fläche wird, um so seltener er¬ reichen die Hochwasser die obere. Zuletzt wird diese ganz verlassen. Damit setzt auch die erosive Entblößung und nachfolgende Verkarstung wie oben beschrieben ein. Eine stärkere Absenkung der permanenten Karstwasserfläche verhindert die Neubildung eines Poljenbodens, die wegzuschaffende Gesteinsmenge wäre zu groß. An seiner Stelle entwickelt sich vermutlich ein unterirdisches Karstniveau, das allerdings als Analogieschluß abgeleitet werden muß, da ein solches m.W. bisher mangels Zugänglichkeit nicht aufgefunden werden konnte Die ursprünglich mehr oder weniger horizontalen Schluckhöhlen, die Pivkaund Rakhöhlen sind ein instruktives Beispiel dafür, sie sind auch für die Kegelkarstgebiete typisch, z.B. in den Sierra de los Organos (H. LEHMANN 1956). werden durch steil abtauchende ergänzt oder ersetzt. Im Livanjsko Polje liegen die vier PIeuca-Ponore 1500 m auseinander. Die drei ersten verlaufen steil in die Tiefe; der Kameniti-Ponor sinkt jedoch auf 440 m nur um 32 m und nimmt damit eine Zwischenstellung ein. Fällt das Polje trocken, so beginnt sich die Poljenfläche zu verändern, da ein tragender Karstwasserkörper nicht mehr auftritt und die Erneuerung der Abdichtung unterbleibt. Außer der schon erwähnten Erosion werden nun auch unter der Bodendecke Korrosionsvorgänge wirksam, die zur Bildung zahl¬ reicher Dolinen führen, wie sie im Dugopolje bei'Tloïak oder in der "Uvala" bei Ratkovo zu beobachten sind. Zusammenfassend sei festgehalten, daß Poljen, die von der steigenden Karstwasserfläche zu Beginn oder im Verlaufe der Überschwemmung erreicht werden (Überschwemmungstyp A) auf den Hochwasserbereich in den mit ihnen karsthydro¬ graphisch gekoppelten Karsträumen ausgleichend wirken. Poljen stabilisieren die Karstwasserfläche auf der Höhe des Poljenbodens und zwar in um so stärkerem Maße, je größer das Verhältnis von Poljenfläche zur Fläche des damit gekoppelten verkarsteten Raumes ist. Dadurch ergibt sich eine Fixierung der Korrosionsvorgänge auf dieser Höhe, was sich nicht nur in der Entwicklung bzw. Weiterbildung von Korrosionsebenen ausdrückt, sondern auch in der Bildung unterirdischer Karstniveaus, die in den Höhlen, z 8. Postojnske Jame, ihren besonderen Ausdruck finden. Li teratur ; BÖGLI, A., 1960 1966 1968 1969 1969 CVIJIC, J., 1893 1901 1960 Karsthydrographische Untersuchungen im Muotatal. Regia Basiliensis Basel Karstwasserfläche und unterirdisehe Karstniveaus. Erdkunde, Ärch.f. wissensch Geogr,, Bonn Präglazial und präglaziale Verkarstung im hinteren Muotatal . üegio Basil Basel Neue Anschauungen über die Rolle von Schichtfugen und Klüften in der kar^f. hydrographischen Entwicklung. Geol . R undschau Stuttgart Das Höllach. Schwyz Das Karstphänomen. Abh. der Geogr Ges. Wien Studien aus Bosnien II. Die Karstpol jen. idem La Géographie des Terrains calcaires. Acad. Serbe des Sciences Beanrad

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Hy 20/7 GERSTENHAUER, A. t 1966 KAYSER, K., 1934 KREBS, N., 1928 1929 LEHMANN, H., 1953 1956 1959 1952 LEHMANN, 0., 1932 LOUIS, H., 1956 PFEFFER, K. H., RATHJENS, C., 1954 1960 ROGLIC. J., 1952 1956 1957 STEINMÖLLER, A, 1962 v. HISSMANN, H., 1954 k. Diskussion: Beiträge zur Geomorphologie des mittleren und nördlichen Chiapas. Frankfurter Geogra. Hefte. 41. Morphologische Studien in Westmontenegro II. Ges. f Erdkunde Berlin Zur Geomorphologie von Hochkroatien. Ges.f Erdkunde Berlin Ebenheiten und Inselberge im Karst. idem Tropischer Kegelkarst in Westindien. Qeutsbher Geographentag. Essen Karstmorphologische Studien in der Sierra de los Organos auf Cuba. . EHkunHe Arch.f.wissensch. Geogr., Bonn Studien Uber Pol jen in den venezianischen Voralpen und im Hachapennin . irle« Manuskript zu Westermanns Lexikon der Geographie Die Hydrographie des Karstes. Wien Das Problem der Karstniveaus. IGO. Rie de Janeiro Beiträge zur Geomorphologie der Karstbecken im Bereiche des Monte Veline. . Frankfurter Geogr. Hefte, 42. Zur Frage der Karstrandebene im Oinarischen Karst Erdkunde. Arch f. wissensch. Geogr., Bonn Beobachtungen an hochgelegenen Pol jen im südlichen Oinarischen ^arst. Zeitsehr. f. Geomorph., Berlin Les surfaces de corrosion dans le karst dinarique. IGU, VII Ith General Assembly Korrosive Ebene im Oinarischen Karst. Erdkunde Arch.f wissensch. Geogr , Bonn Quelques problèmes fondamentaux du Karst. L'Information Géographique, Paris Fossile Karstund Verwitterungserscheinungen im Unterharz. Forsch, z, deutsch. Landeskunde, Bd. 58 Der Karst der humiden und sommerheissen Gebiete Ostasiens. Erdkunde, Arch, f.wissensch. Geogr., Bonn ;.ri¿ h:: ïi.-n. ¡erskunde. Arch. . • is-n-nsch. -enr, , Tonn S. LANG: Die Rolle der Poljen als karsthydrographische Faktoren ist sehr komplex und vielseitig, weil vir bisher die Daten der Wasserbilanz, das Ausgangsniveau des Karstwassers, nicht kennen, wie Prof Bögli schon ausf'ihrte. Dazu fehlen Pegel Schächte, in denen das Karstwasserniveau beobachtet werden könnte. Gehr wichtig ist auch die Dauer der Zeit, in der die Ponore leer oder mit Wasser gefüllt sind Erstere wird sich allmählich ver. längern, weil die Katavothren teilweise zugefUllt werden. Daher besitzen auch die benachbarten Poljen keine Gleichförmigkeit, sondern sind als Individuen zu betrachten. A. BÖGLI: Die Auffassung von Prof. Läng deckt sich mit der meinen. Im besonderen möchteich noch einmal betonen, da ri benachbarte Poljen durchaus nicht karsthydrographisch gekoppelt sein müssen, was aus meinen Beipielen deutlich ersichtlich ist] Daher weisen sie auch verschieden hohe Poljenböden auf. Untersucht man das Livanjsko Pal je näher, so erkennt man, daß es aus verschiedenen Becken, jedochmit Poljenböden gleicher Höhe besteht. Diese Becken sind karsthydrographisch gekoppelt. Die Forderung des Diskussionsredners laufen auf sin quantitatives Erfassen der Gegebenheiten heraus, ein Wunsch, der mangels Geldmittel noch lange auf Erfüllung erwarten muß. Die vorhandenen nützlichen Ansätze in dieser Richtung haben aber ganz anderen Zielen gedient und sind deshalb für das aufgeworfene Problem nur bedingt verwendbar. C. AUS: Es kann auch umgekehrt geschehen: In Jamaica some pol jes are flooded by the river, and not by a rise in the groundwater. In fact, the flood water drains away through the local sinks, whose water level varies very little.

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Hy 20/8 A. BÖGLk Die Auffassung v«n Dr. Aub deckt sich mit dem Typus C meiner Aufstellung. In seinem Beipiel ist der karst¬ hydrographisch gekeppelte Karstwasserkörper se ausgedehnt, daß Qbertchvemmungen ln Lluidas Vale in Zentral¬ jamaica einsetzen und sich wieder verlaufen können, bever die Karstwasserfläche das Niveau des Pel j e nbetens erreicht hat. Das erklärt zusammen mit den durch die Passatregen in allen Henaten gut benetzten Ceckpitlandschaften die relativ kleinen Schwankungen der Karstwasserfläche.

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Karsthydrologischft Untersuchungen am Ostfluge 1 des Aggteleker Karstgebietes Hy 21/1 GYÖRGY DÉNES (Budapest / Ungarn) Das östliche Glied des Aggteleker Karstgebietes, der sogenannte "Alsähegy" (Unterberg) von einer Ausbreitung von 86 km^, ist verhältnismäßig unbekannt, obwohl die sich an ihm befindenen Kars^plateaus Szilasi-fennsik (mit einer Fläche von 30 kur) und Szögligeti-fennsik (von einer Ausbreitung von 3,5 kni ) mit ihren bemerkenswerten Karsterscheinungen mit Recht das Interesse der Speläologen erwecken. j Die sich die ungarisch-tschechoslawakische Staatsgrenze entlag ziehende Szilasi-fennsik (Hochfläche von Szilas) ist mit großen und tiefen Dolinen belegt und es sind da mehr als fünfzig Schächte registriert, deren Entstehung heute noch umstritten ist. An den Serghängen, an den Örenzlinien der verkarsteten und nicht verkarstengsfähigen Gesteine kennen wir viele Ponore, während am Fuße des Berges ergiebige Karstquellen zu finden si nd. Die hydrogeologischen Verhältnisse, besonders aber die karsthydrographischen Zusammenhänge dieses interes¬ santen Karstgebiets wurden nur im Laufe der Untersuchungen der letzten Jahre geklärt. Der sich in west-östlicher Richtung lang dahinziehende Bergzug des Alsöhegy wird vom Norden durch den Tornavom Südosten durch den B6dvaund vom Südwester durch den Hênes-Bach umgrenzt. Die Szi 1 as-Hochebene ist aus oberanisischem und ladinischem hellgrauem Kalkstein aufgebaut. An dem Ostflügel ihres Nordfùsses finden wir einen angrenzenden wasserundtæty ä ssigen untertriassischen Tonschieferzug, während an dem Westflügel der unbedeckte Kalkstein bis zur Talsohle reicht. Am ;üdfuße der Hochfläche haben wir eine umgekehrte Lage: an dem Ostflügel reicht der Kalkstein unbedeckt bis zur Talsohle; an die Seite des Westteils angrenzend finden wir die wasserundurchlässigen untertriassischen Tonschiefer und Sandsteine, die in einer breiten tektonischen Zone west-östlicher Richtung entlang tiefreichenden Strukturlini e n durch tektonische Be¬ wegungen an die Oberfläche gepreßt worden sind. Sie umschließen zwischen den Szilasund Szögliget-Hochflächen drei Kalksteinschollen, und zwar die aus hellgrauem Kalkstein aufgebaute Scholle von Sz&dvSr, sowie die aus dunkel grauem mit Kalzitadern durchwobenem unteranisischem Kalkstein aufgebauten Schollen von Bene-bêrc und Kerek-hegy. Südlich von den in der tektonischen Zone aufgestauten Werfen-Schiefern erstreckt sich die aus hellgrauem Kalkstein und Dolomit bestehende Hochfläche von Szögliget, vom Süden her gleichfalls von der wasserdichten Unter¬ trias begrenzt. Nur an dem Ostbzw. West-Rande der Hochfläche reicht der Kalkstein unbedeckt bis zur Talsohle hinab. Die hier mitgeteilten geologischen Gegebenheiten determinieren vielfach die karsthydrologischen Verhältnisse des Alsfihegy. Die Wassermengen des Ostflügels der Szilas-Hochebene finden eine Abflußmöglichkeit nur am südlichen, die des Westflügels aber nur am nördlichen Bergfuße, während sich am Rande der Szögliget-Hochfläche nur am östlichen bzw. westlichen Bergfuße Karstquellen ausbilden konnten. In den durch wasserdichten Schiefer umschlossenen drei Kalk¬ schollen zwischen den zwei Karstplateaus sind selbstständige Karstwasserspiegel entstanden, entsprechend dem Niveau des Abflusses. Die zwischen den zwei Karstplateaus, an der Oberfläche der wasserdichten Schiefer abfließenden Wässer bildeten am Karstrande anlangend eine Reihe von Ponore aus. Im folgenden werde ich mit dem Hinweis auf die beigelegten Skizzen die bisherigen Resultate unserer Untersuchungen der karsthydrologischen Zusammenhänge mitteilen. Abb. 1 stellt das Relief des Gebietes und auch alle die im Text vorkommenden Namen dar. In Abb. 2 sind schon die geographischen Namen nicht angeführt, d.h. in der Darstellung der lithologischen Verhältnisse des Gebiets finden wir nur die Schächte, Ponore und Karstquellen, sowie die zwischen diesen erwiesenen Zusammenhänge.

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Abb . 1 TORNAI AL5"HEGY

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ÍV) v>4 Abb . 2

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Hy 21/ 4 Abb. 3 B-B Abb. 4

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Hy 21/5 Ich benutze die folgenden Bezeichnungen: wasserundruchlässige untertriassisehe Sandsteine und Tonschiefer: schräge Schraffierung; die dunkelgrauen unterahisischen Kalksteine und Dolomite (die voneinander nidit abzu¬ grenzen sind): kleinere Rechtecke;-die hellgrauen oberanisischen und ladinischen Kalksteine: größere Rechtecke; der von diesen kaum zu trennende Dolomit: Strichelchen in den Rechtecken. Die erwiesenen karsthydrographisehen Zusammenhänge wurden zwischen den Ponoren und den Quellen mit gestrichelter Linie, die wahrscheinlich Zusammen¬ hänge mit punktierter Linie bezeichnet. Im Laufe der Untersuchungen trat das mit Ur^nin gefärbte Wasser des Ponors Bäba-völgy No. 2 in der BorzQuelle aus. Es ist wahrscheinlich, daß auch die sich in der Nähe befindenen Ponore No. 1 und 5 zu demselben System gehören. Das mit Uranin markierte Wasser des Ponors No. 3 im Bäba-Tal sowie das mit Salz kennzeichnete Wasser des Hangyls-Ponors wurde durch die AcskS-Quelle auf die Oberfläche gefördert. Diese Wasserläufe verschwinden wieder -nach einem kurzen Fließen an der Oberfläche am Nordfuße der Szögliget-Hochfläche in einem weiteren Wasser¬ schlinger, und erscheinen wieder in der Csörgo-Quel 1 e, die am Rande des Dorfes Szögliget entspringt Vielleicht gehört der sich im Acsk6-Tal befindende Szunyogos-Ponor auch diesem System an. Das Wasser der zwei Ponore, die sich am Ostrande von Eü'kki&pa befinden, erschien nach Färbung mit Uranin in der nahegelegenen Szênhely-Quelle. Von den am Hange des Kopasz-galy-Berges ausgebildeten fünf Ponoren wurde der sich in der Mitte befindende PScsako-Schlinger mit Uranin gefärbt; das grüne Wasser erschien mehr als zwei km entfernt in östlicher iichtung in der Vedsem-Quel 1 e. Angesichts der lithologischen und tektonischen Verhältnisse gehö'ren wahrscheinlich die vier anderen Ponore des Hanges des Kapasz-g$]y~Berges auch diesem System an, darunter auch die Meteor-Tropf¬ steinhöhle, die in mehr als 1 km langer Strecke und bis zu einer Tiefe von 150 m erforscht worden ist. Es wird angenommen, daß auch die Niederschlagsmengen, die auf der karstigen Oberfläche nordwestlich der Vecsem-Quel 1 e mit einer mächtigen Dolinenreihe niedergehen, demselben System zugehen. In den Speläologenkreisen ist die Entstehung der an der Szilas-Hochfläche auffindbaren mehr als fünfzig Schächte noch immer umstritten» Da heute keiner von diesen ein oberflächiges Einzugsgebiet besitzt, geht diesen Schächten in den heutigen Tagen von der Oberfläche kein Niederschi agswasser zu. Es ist auch umstritten, ob diese Schächte überhaupt eine Verbindung mit den sich im Inneren des Karstplateaus ausgebildeten Karstwasser¬ system besitzen. Im Interesse der Lösung der Probleme wurden im Frühling dieses Jahres von den ungarischen und tschechoslo¬ wakischen Wasserforschungs-lnstituten unter Mitarbeit des Verfassers Mark!erungsstoffe in zwei dieser Schächte eingegeben. Da aber keiner von diesen einen natürlichen 'Wasserzufluß besitzt, wurden die Markierungsstoffe mit Hilfe von durch Tankwagen auf die Hochfläche befördetem Wasser in die Schächte eingespeist. In den 93 m tiefen AlmSsi-Schacht wurden 1 q Uranin, in den 83 m tiefen Vecsembükk-Schacht 2 Tonnen Salz (NaCl) eingegaben. Das Uranin meldete sich in der Tapolca-Quel 1 e im Torna-Tal, so die Existenz eines Zusammen¬ hanges zwischen dem AlmSsi-Schacht und dem zu der Tapolca-Quelle gehörenden Karstwassersystem bestätigend. Das dem Vecsembükk-Schacht eingespeiste Salz hat sich bisher nirgends finden lassen. Es ist aber möglich, daß die als Folge der Herbstregen sich im Inneren des Karstes verstärkende Wasserströmung auch diesen Markierungsstoff an die Oberfläche fördern wird. Auf Orund der bisherigen Resultate unserer Untersuchungen seien jetzt einige charakteristisehe Züge des hydrogeologischen Bildes des Alsbhegy dargestellt. Auf Grund seiner geologischen Gegebenheiten sowie seiner Quellen, die am Fuße des Berges im B&dvaund Torna-Tal gleicherweise in einem etwa 200 m hohen Niveau entspringen, können wir voraussetzen, daß innerhalb der Szilas-Hochfläche ein einheitlicher Karstwasserspiegel ausgebildet werden konnte. Dieser besitzt im Inneren des Berges ein durch Isohypsen feststellbares Relief, in dessen Fläche den Abflußpunkten entsprecteid Depressionen zu finden sind. Da die Karstwassermenge in zwei entgegengesetzten Richtungen am Nordwestund Südost-Fuße des Berges durch mehrere große KarstQ uel len abgezapft wird, fällt die Niveaufläche des Karstwassers in dem Westflügel nach Norden, in Richtung des Torna-Tales, im Ostflüge] aber nach Süden, gegen das 86dva-Ial ab. Es ist anzunehmen, daß der ’’höchste Rücken” des Reliefs des Karstwassers sich irgendwo im Mittelgebiet der Hochfläche in Nordost-Südwest-Richtung hinzieht (in Abb. 1-2 mit getrichélter Linie bezeichnet). Dieser Rücken bildet die unterirdische Wasserscheide und südöstlichfvon dieser fließen die in das Karstgebiet einsickernden Niederschiagswässer den Quellen zu, die den 3&dva-3ach speisen, während die Wässer im Nordwesten den Quellen des Torna-Tales zufließen. Die unterirdisehe Wasserscheide zieht sich natürlich nicht als eine gerade Linie in der Tiefe hin, im Gegenteil, sie kann einen recht Wechsel vol 1 en Gang haben. Die zu den verschiedenen Karstquellen gehörenden unterirdischen Strömungsgebiete sind anisotrop und werden durch die Strukturverhältnisse bestimmt. Je eine tektonische Spalte kann aus recht entfernten Gebieten die Karstwässer irgendeiner Quelle zuführen. Das Relief des Karstwasserspiegels ist nicht konstant, denn in Abhängigkeit von

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Hy 21/6 den lokal verschiedenen Niederschlagsmengen können ihre Wölbungen und dadurch in gewissen Grenzen auch die unterirdische Wasserscheide selbst verschoben werden. Unabhängig vom Karst der Szi 1 a s-Hochfläche bildeten sich ganz selbständige Karstwasserspiegel in den durch wasserdichte Untertrias umschlossenen Kalksteinschollen. So hat Sz&dvSr einen selbstständigen Karstwasserspiegel, dessen Abflußpunkt durch die Tetves-QuJle in etwa 200 m Höhe repräsentiert wird. Auch die gleichfalls mit wasserdichten Schichten umgebene Schollengruppe Bene-bêrc Bäba-völgy besitzt einen selbstständigen Karstwasser¬ spiegel, dessen beide Abflußpunkte die 3orz-Quelle und Acskfi-Cuelle in 295 m Seehöhe zu finden sind Ein selbstständiges Karstwasserniveau konnte auch im dunkelgrauen Oolomit des Kerek-hegy ausgebildet werden, welches aber seine Wassermenge durch mehrere kleine Quellen unmittelbar dem am Fuße des Berges verbeifließenden Barr abgibt. Völlig selbstständig ist das Karstwassersystem der Szögliget-Hochfläche, wo im Kalkstein des Westteiles der Hochfläche sich wahrscheinlich ein Flußhöhlensystem ausgebildet hat. Die Wassermengen der perennierenden AcsköQuelle werden am Bergfuß der Szögliget-Hochfläche fortdauernd verschlungen und fließen wahrscheinlich Uber eine Flußhöhle der Csörgo-Quel 1 e zu. Bei der Quelle wurde keine Kalktuff-Ablagerung aufgefunden; das weist darauf hin, daß dieses Flußhöhlensystem einen zusammenhängenden Luftraum besitzt, und solche Flußhöhlen sind aus dem Gesichtspunkt der Abzapfung mit den Oberflächentälern gleichwertig, können also als Erosionsbasen der im Karst strömenden Gewässer gelten. Die den Ponor der Acskb-Wiesen und die Csörgo-Quelle verbindende vermutete Flu߬ höhle zapft tief im Inneren der Szögliget-Hochfläche in etwa 200 m Seehöhe auch die dem im Kalkstein ausgebildeten Höhlengang benachbarten Qolomitmassen ab. Das Karstwasser strömt daher aus diesen Dolomitmassen in die Höhle und Ober diese hindurch in die Csörgo-Quelle, somit geht nur die Waseermenge eines verhältnismäßig kleineren Dolomitgebietes der Kôzsêgi-Quel 1 e von Bbdvaszilas zu, die eine bedeutend kleinere Wasserergiebigkeit aufweist. Es ist daher wahrscheinlich, daß inmitten der Szögliget-Hochfläche die Wasserscheide sich stark nach Osten ver¬ schoben hatte. Wenn wir dem Profil des Alsßhegy (Unterberges) entlang die aus Abb. 1 bezeichnte Linie B B', zwischen dem Paklan-Hügel und der Vecsem-Quelle aufzeichnen, dann können wir klar das Niveau und die Bewegungsrichtung des sich im Ostteil der Szilas-Hochfläche bewegenden Karstwassersstudi e ren (Abb. 3). Man sieht, daß das aus den Niederschlägen stammende Karstwasser von diesem Teil des Alsbhegy nur nach dem B6dlaa-Tal abfließen kann, da der Abfluß nach dem Torna-Tal durch die wasserdichte untertriassische Hügelkette, die sich der Nordseite des Berges in etwa 100 m Höhe anschmiegt, verhindert wird. Wir erhalten aber ein völlig anderes Bild, wenn wir unser Profil entlag der auf Abb. 1 ebenfalls markierten Linie A A' aniegan. Dieses Profil berührt die Tapolca-Quel 1 e des Torna-Tales, durchquert die Szilas-Hochfläche, geht über den Hangyis-Ponor, Bene-bêrc, Acskfi-Quel 1 e , den Schlinger von Acskb-Wiese, durchquert ebenfalls die Szögliget-Hochfläche und endet im Mlnes-Tal bei der Csörgo-Quelle von Szögliget (Abb. 4). Dieses Profil zeigt klar, daß der Westteil der Szilas-Hochfläche vom Süden her durch hochaufgestaute wasserdichte Untertriasschiefer begrenzt wird, die Gewässer der Hochfläche können daher nur nach Norden, zu den Quellen des Torna-ihren Weg finden. Der Niederschlag, welcher auf die wasserdichte Zone zwischen der Szilas-Hochfläche und Bene-bêrc fällt, läuft auf der Oberfläche der Seite des Bene-bêrc zu, fließt dort durch einen Ponor ein und erscheint auf der Oberfläche zusammen mit den auf den Kalkstein des Bene-bêrc fallenden und da einsickernden Niederschlagswasser in der Acskb-Quel 1 e , dann durchquert er die zwischen dem Bene-bêrc und der Szögliget-Hochfläche dahinziehsnde Tonschiefer-Zone, als Oberflächen-Wasserlauf und dringt in die Kalksteine der Szögliget-Hochfläche durch Ponore ein, um endlich den Karst durch die Csörgä-Quel 1 e zu verlassen. Bei dem Öberblickefiber die Karsthydrologie des Alsöhegy gingen wir von der Erkenntnis der geologischen Ver¬ hältnisse aus, wie das im Falle eines Karstgebietes überhaupt nicht anders versucht werden kann, da die Zusammen¬ hänge der unter der Oberfläche strömenden Gewässer sowie ihre Bewegungsrichtungen ohne die Kenntnis der sie viel¬ fach determinierenden tektonischen und lithologischen Verhätlnisse nicht verfolgt und erklärt werden können. Aber auch 'das Umgekehrte ist klar; die aufgedeckten karsthydro^raphischen Systeme bieten auch eine unentbehrliche Stütze zur Erkenntnis der lithologischen und tektonischen Verhältnisse des betrachteten Gebiets. Diskussion ; KRIEG (Dornbirn): Wenn die Höhle altersmäßig so zusammengesetzt ist, sind vielleicht auch die Sedimente und Formen in den unteren, also älteren Höhlenteilen anders als weiter flußaufwärts? DENES: In dieser Flußhöhle gibt es keine Sedimente, die Formen sind noch nicht genauer bearbeitet.

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Hy 22/1 HAPCTOBbiE BO/^bi TOPHuX OE/lACTEfl (HA FIPHHEPE EÜ.TblllGrO KABKA3A ) .H, A . Ö/IA^MMMPOB , E . H . PHrHUERLUBH^M TöH/IHCH , MHCTHTYT reorpainkt HM . BaxywTM AKafleMHH HayK PpyaHHCHOH CCP KapcTOB.bie Büflbi ropnHX oö/iacTen CHJIBHü OT J innaiOTCFi OT nüflaeMHbix Büfl, tj^opMHp y 10114 MXC H B HepacTBopuMbix ropHbix nopo^ax H/IM B a ^ / IHDB n a n tHyx oT^oweHHBx. B OÖ/iaCTRX , C^GWBHHblX H G p 3 C T B G p M MbIM M TOpHblMM HOpOflaMH KpyflHblS HCTOHHHKH , K3H n p 3 B H / I O , X 3 p 3 H T 6 p H 3 y K3 T C R ÖO^'bUJHn nOCTORHCTBOM flB 6 H T 3 . H G T O H H M H H C CM/IBHO K O El S 6 / 1 KDLU H M C R flGÖMTOM H El H H B p G CbIX 3HDL4H 6 3flGCt BCGT^a na/iäflGÖniHbiG . T a K 3 R WG «apTnna Haö^raflaGTCR n Ha HCTOHHMK3X H 3 a/i^rasna^bHUx oT-nowGHHH , B OT/ 1 M H M G OT HMX y C T O H M M B O C T b KapCTOBOTO HCT0HHHK3 nOHTH HG 33BMCHT OT GFO flG 6 H T 3 . K p y H Hbl B KapCTOBblB HCTOHHHHH 6UB3K3T y C T O H H H BbIM H H K p 3 T K O B p G M B H H O flB H C T B yHDIi^H MM . flp H 3TÛM PlOflGÖHblB MCTOHHMKM MoryT pacno^araTbCR HOHTM pRflon, HSH , nanpnMGp , MCTOHHMKM rofiyöoro 03Gpa na KJWHOM CK/IOHB Sanaflnoro KaBKa3a,MEiM MCTOHHMKM MHHXMR na KIVHHOM CH/IOHG l^GHTpa/ibHoro Kasnasa, BcTpGHaraTCR T a KW G pRflOM HpynHbIM KpaTKOBpGMGHHO flGCT ByraiUMM M yCTOMHMBbIM M3 POflBÖMTHbIM MCTOHHMKM, KaK , HanpMMGp , MCTOHHMKM /la K O p M R H3 «WHOM CK Ei O H G Uo H T p a ^b H O P 0 tiaBKaSa. B O T El M H M G OT flpyPMX MCTOHHMKOB KapCTOBblB MCTOHHMKM My T H GK) T M El M BCBPfla np03paHHbl HGSaBMCMMO OT BGElMHMHbl flGÖMTa M GTO y C T O M H M B O C T M , C p B fl M MCTOHHMKOB , BblXOflRflnX M3 KOpBHHblX HOp Ofl , HOMy T H G H M B CBOMCTBBHHO TO/lbKO KapCTOBbIM MCT0HHMK3M. flyTM flBMWGHMfl KapCTOBblX BOfl C^OWHU M H G y C T O M H M B bl , %¡ O 3 T O My KapCTOBbJM MCTOHHMK MOW G T MCHGSHyTb M FIO RB MT bC R Hä ÖO/IGG HH3KMX T O p M 3 O H T 3 X , O 6 p 3 3 O B 3 B HQ B WM RpyC,M/lM WG BOOÔiflG CQSflaTb H O B WM BblXQA, H T O HB CBOMCTBGHHO flpyFMM MCT0HHMK3M, KapCTOBblB BOflbl MoryT MMGTb C O C p GflO T O H G H H bl M BbIXOfl M3 nGLflBpbl M El M B O p O H K M , N GWfly T G M K 3 K K p y fl H bl G MCTOHHMKM , BWXOflRlflMG M3 H Bp 3 C T B Op M MUX FO p O fl , O 6 bl H H O HORB/IRIOTCR H3 FOBGpXHOCTM B BMflG LUMpOKOFO (fepOHTa H G 6 O El bLU M X M C T O H H M K O B , O 6 p 3 3 y HDflM X MOlflHUM pOflHMKOBblM HOTOK. 3a C H G T npOpBCCOB paCTBOpBHMR Dy T M flBMWGHMR KapCTOBblX BOfl pa CLU M p R H] T C R M 3T0 T3KWG CyiflGCTBBHHO OT ElMHäGT KapCTOBblB BOflbl OT flpyFMX nOfl3GMHblX B p fl , U M p K y 1 M p y lOIflM X B H ep 3 C T B Op M MWX HOpOflaX /I/, C yBGElMHGHMBM p 3 3 p 3 6 O T a H H O C T M nOfl3GMHblX FOnOCTGM M C ( 10 H M WGHMGM flH3 y B B El M H M B 3 G T C R MX flp G H Mp yHDIfla R CnOCOÔHOCTb , HapcTOBWG BOflbl cjiopMMpyHDTCR Ha oôoMx cK/iOHax Bo.nbLUOFO KaBKasa,. B C El O W H O nOCTpOGHHOM CMCTGMG BoElbüJOFO KaBKa33,nO CpaBHGHMIO C paBHMHHblMM T 6 p p M T Op M R M M , K ap C T OB W G BOflbl OTEIMHaHDTCR 6 O El bill M M p 3 3 H O O 6 p 3 3 M G M y C El O B M M p Op M M p O B 3 H M R M p G W M M3 fl3WG B npBflBEiaX OFpaHMHBHHblX OÔEiaCTGM , G COÔGHHO M H OF O O 6 p 3 3 H bl OHM B F O / IO F O ~ C K El 3 fl H a T O M O 6 rfl a C T M 10 W H O F O CK ElQ H3 3aFaflHOFO KaBKa 3 a ( s FpGflBEiaX A6X33MM), f MflpOflMHaMMHGCKOM O C O 6 ,G H H O C T blO KapCTOBblX BOfl FOpHblX OÔEaCTBM R B El R B T C R ÖOEIbliJaR 30H3 B Gp C M K 3 ElbH 0 M HMCXOflHlflGM UMpKyEIRpMM . fio FMflpOrpaitlMHGCKMM FpM3H3KaM M y C El O B M R M FMT3HMR KapCTOBblB BOflHbIG OÖ'bBKTbl BOElblOOFO KaBKasa MoryT ÔblTb FOflpaSflGElBHbl Ha C El Gfly lOlflM G BMflW /2/ : I)MCTOHHMKM; 2 )F0fl3GMHbl6 p G K M ; 3 ) F Gp G MG WaHDlflM G C R F0fl3GMH0 -FOBGpXHOCTHblB p G K M J 4 ) F O B G p X H O C T H bl G B O fl O T O K M , 0 T p 3 W aiOIflM G B El M R H M G KapCTOBblX FpOUGCCOB; 5)KapCT0BblB 036pa. KapCTOBWG MCTOHHMKM B CB0K3 OHGpGflb MOWHO F Oflp 3 3 flG El M T b H3 M CTOHHMKM C yCTOMHM" B bl M pBWMMOM, HGyCTOMHMBUM p G W M M O M M KpaTKOBpGMGHHO flGMCT ByHDIflMB , C M El b H O p 3 3 .1 M H 310 C T fl OHM T a K W G FO B G El M H M H G flG 6 M T a , My T H O C T M M T B MF G p a T y p H O My pBwnny . MCTOHHMKM C ycTOMHMBUM PGWMMOM MMGKDT MHtJiMEibTpapMOHHOG FPOMCXOWAGHMG , c HGycT O M H M B BIM PGWMMOM

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Hy 22/2 npGHMymSCTBGHHO H H p H . i bip 3 P H 0 H H 0 G H p O H C X ÜH(fl R H M G , 3 K p 3 T K O B p G MC H H O G H C T B y KJ LI 1 H C HCTOHHHKH HMTatOTCn MH(J]/lK]ai 4 M O H H blMkt BOflaMM. Q QTHOLUGHHH GCTGCTB 6 H H 0 H 3 3 p G T y / 1 H p O B 3 H H O C T M C T %¡ K ä KapCTOBblG HCTGHHMKkl C yCTGHHMBbIM flGÖHTOM yCTynaiOT HCTOHHUHaM By/ 1 K a H H H G C K M X Harop HM , T . H . noc IGflH MG BblflG'inmTCB MCK riflHMTG HbHblM nOCTOBHCTBOM flGÖMTa . OflhaKO , no epaSHGHMHD C p R H a M M TOM W 6 BblCüTHGM 30Hbl,3T0T TMT, KapCTOÖblX MCTOHHMKOB MMGGT 3HaHMTB/rbH0 ÖOHGG y CTOM M M BbIM flGÖMT. Tan , HanpMMGp , SKcrpGMHbiG 3HaHGHMH MCTOHHMHOB KanaHM ( HD w H bi M CK n o H 3anaflHoro l^aBKa3a),nO CnopaflMHGCKMM M3MBP6HMHM B TGHGHMG flByX H G T , G O C T a B H B HD T OT 1,5 flO 0,5 CpB^HGTO 33 fl G p M Ofl M3M6p6HHM pacxo^a . 3a 3T0 WG B p GMfl K p 3 M H M G 3HaHGHMB H 3 6 HHDflG H HblX paCXOflOB B flOHBX CpBflHGrO paCXOfla HO flByM p 6 K 3 M Toro WG panoHa cocTaB/iBHDT no riGpsoM OT 10 flo 0,10, a no BTopoM OT 3 ^o 0,25. Ha KapCTOBblX MCTOMHMKaX C HGyCTOMHMBblM flGÖMTOM, K3K M H3 Ma/lblX H O B 6 p X H O C T H bl X B O flO T O K 3 X , %¡ O fl B/IMHHMGM flOWflGM pGWMM CTaHOBMTCR naBOflOHHblM, KapCTOBblG MCTOHHMKM , KpaTKOBpGMGHHO fl G M G T B y KDlflM G , M M GHD T pGWMM HOHTM nOflOÖHbIM pGWMMy C T O K 3 B cyxoflo/iax . OnGHt öorar KapcroBUMM M C T OHHMKaMM HD^HBIM CK/IOH BOCTOHHOM H a C T M 3anaflHoro KaBKa3a,rflG KapCTOBblG npOUGCCbl HaMÖO/IGG C M /Tb H G p 3 3 B M T bl H3 MaCCMBaX A pa 6 M K 3 , P M X B 3 , B 3 U 6 C K O M M 0 X 3 H K y G . N 6 H ^.016 MX B SanaflHOM M a c T M 3anaflHoro Kasnasa . Hnoro MCTOHHMKGB B aanaflHOM nacTM ! lempa r "bHoro Ka BKaaa , ôepyiflMX Hanaro y %¡ OflHOWbB MSBGCTHBKOBblX MaCCMBOB ACXM M K B Mp 3 . BblXOflbl MCTOHHMKOB npMypOHGHbl np G M MyiflG C T B G H H O K BGpXHGHDpCKMM M MG HO BbIM OTBOWGHMBM. MM GHD TOB MCTOHHMKM M B M3BGCTHBK0B0 “MGprG/IMCTOM HO.HOOG B CGBGpO-BOCTOHHOM H a C T M HDWHOTO CK HO H 3 HeHTpa/TbHoro KaBKa3a,a TaKwe B MasecTHRKax npeflropbGB lowHoro CK.-iOHa aanaflHOM nacTM BocTOHHoro HaBKaaa. CesepHbie cK/ioHbi 3HaHHTe/TbH0 öeflHee KapcTOBbiMM MCTOHHMKaMM , Ha 3anaflHOM K a a K a 3 e BbixoflBT OHM M 3 B epXHGKDp CK MX M MGTOBblX M3BGCTHBK0B M3 C C M B 3 OMLU T “ OlU T G H 3a T O H 3 K M , C G B G p H O T O C K 'ï O H a PlepRflOBOrO XpGÖTa M aanaflHOM nacTM no/iocu K y 3 c T /3/, B BOCTOHHOM H 3 C T M HO/IOObl K y 3 C T ( 1] G H T p 3 / ¡bH UM KaBKas) BblXOflbl KapCTOBblX MCTOHHMKOB H 3 6 HIOfla HD T C R B M3BGCTBKaX BGpXHGM KDpbl M BanaHWMHa. ^OBOHbHO KpynHUG KapCTOBblG MCTOHHMKM BCTpCHaHDTCB B sa na HVHMHCKMX MSBGCTHBKaX B BOCTOHHOM H 3 CT M H G H T p a /ibHoro KaBKaaa, Ha/io KapcTOBbix MCTOHHMKOB B M3BGCTHBKax aacyuj/iMBoro ^arBCTana . Ha Bo/ibiiioM KaBKaae MMGGTCB MHOTO Kpynnux MCTOHHMKOB , KpynHGMUiMMM BB/IBKDTCB MCTOHHMK M H MUJT a na 3 HDW H O M CKHOHG BOCTOHHOM H 3 C T M BanaflHOTO K 3 B K 3 3 3 , flG 6 M T KOTOpOTO flOCTMTaGT B CpRflHGM 33 TOfl 9 M / C G K 3 M MCTOHHMK KB(|)ap ~ H3 CGBGpHOM CKHOHG BanaflHOTO K a B K 3 3 3 C flG ÖM TOM 7,5 M / C G K • BoHbLUMHCTBO MCnOHMHCKMX MCTOHHMKOB C flG " M T O M , n p R B bHU aKDlflM M 2000*4000 fl/CGK ( P G H X M , f O '• y 6 O T O 03Rpa, '4 M B 1 4 K a H a , Hanxypa , Pcnpya M flp . ), BUXOABT B npeflropHOM M HMSMGHHOM nacTBx HDWHOTO CK.noHa BanaflHoro KasKaaa . HacTb KapcTOBbix BOA paarpywaeTCB B BMAR cyönapMHHbix MCTOHHMKOB B npM"pemHOM nonocG McpHoro nop B . HGCKO/lbKO Mono/IMHCKMX MCTOHHMKOB ( Lila B U K 3 H 3 , LUa p 3 y Ha , / 1,3 G B p y H 3 ) , C flGÖMTOM 3000*7000 /I / C 6 K , B UX O fl R T Ha HDW H O M CK/IOHG 14 G H T p 3 ;1 bH OT O KaBKasa. HMCJIO MCTOHHMKOB C flG 6 M T O M , O p G B ULLiaHDlflM M 100 71 / C G K , fl O C T M T 3 6 T H3 HDWHOM CK/IOHG Bo/lbUJOTO KaBKasa 50,M3 HMX TO/lbKO 3 MCTOHHMKa ( A O G H M C p K 3 p O , Ha T M 3 C y p M M BMHOÖMaHM) npMXOflBTCB H3 BOCTOHHUM KaBK33, a ocTa/ibHbie OOHTM noposny flerBTCR Mewfly BanaflHUM (BocTOHHaR nacTb) M 14 G H T p a n b H u M (aanaflHafl nacTb) KaBKaaoM . Ha CGBGpHOM CK fl O H G Bo/lblilOTO Kä B K 3 3 a , K p O MG OTMGHGHHOTO BblLMG MCTOHHMKa H B $ 3 p , M M GHD T C B KpynHUG MCTOHHMKM l[epMK-Ke;ib (800 r/cGK),KapaTay (360 ZI/CGK) > | îîeTxy3CKMG (250 r/cGK),HepGKCKMM (OKO/IO 150 JI/CGK) , / l,y Ma H O B C K M G (210 r / C G K ) , fnaanoM ( 250 .I/CGK ) , KR3GHOM ( 400 n / c e K ) M VpyncKMG (OKOTO 100 /I/CGK). Bo/IbKiMHCTBO MCnOAMHCKMX MCTOHHMKOB MMRGT Op G M MyflG C T B G H H O M H M bT pa 14 M O H H O 6 Op O M O X O Wfl G H M G , K 3 K

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Hy 22/3 HanpHMep , Kfl(J)ap c TennGparypoH 3 1 5 ° , r Q H y 6 o e oaepo ( 7°) , :'aHxa( 7,5°) , fercHMM ( 7° ) » Awan oy n ' bCK ne (5,8°), HuBHpKa/iM (6 ° ) H flp . BcTpenaraicH McnortHHCKMe HCTüHHHKM npekinyu^ecTBenHO MH0H n tTpapHOHHoro npokicxowfleHMB H C óo/iee BbICÜKOki.HÜ nOCTOBHHOH T G MH G p 3 T y p O M : MHHLUTa (I0 O ) , p G H X H (10,4°)' flpGMnyiHGCTBGHHO H H (J) HHD 3 P H O H H %¡ T O fip O M CX OWflG H M H MCnOHHHCKHG MCTÜHHklKH U H B P K 3 , UJa B P K 3 / I 3 , UJa p 3 y / 1 3 , Aaespyna M flp , ÏGMnGpajypa MX n p G BULIJ3 G T IG?a H3 HBKOTüPUX flocrnraBT 13°, klCTOHHMKH HH({)H/l"bTpapMOHHblG MOPyT MMGT'b H G y C T ü H H H B b!M p GW M M , H O , K 3 K np3BM/lü , OHM HG MyTHGHDT. HCTOHHHHH MH(|)/lK]apMOHHOrO npOMCXOWflGHHH X 3 p 3 H T 6 p H 3 y HDT C fl H G y C T %¡ M H H B bIM pGWMNün H O"UHH.O MyTHGKDT. BOH-bLUHHCTBO ÖO./IGG MGflKHX MCTGHHHHOB C yCTOMHHBblM flGÖMTOM H HH3KÜM TGMflGpaTypOM np G HMyiHG C T B G H H D MH(j)H/TbTpapHGHHOrO np O M CX OWflG H H fl , MCTOHHHKH CnopaflMHGCHOrO AGHCIBHA HMGHDT npGHMyipGCTBGHHO HHtJl/HOapHOHHOG npOHCXOWflGHHG ,0 H H B 0 3 H H H 3 KDT BCKOpG HOC/IG BbHiaflGHUfl OCaflKOB M flGpGCTaiOT flG H G T B O B 3 T t BC/lGfl 33 fip G K p 3146 H H G M flOWflfl, OflHM M3 HHX 6y B 3KDT MyTHblG , flpyTMG ~ COBGpUJGHHO np03p3HHblB M fl H WG MOflOHHOrO P B 6 T3 . CflGflyGT OTMGTHTt), HTO CpGflM CnopaflHHGCKM flG M G T B yraipM X MCTGHHHHOB BCTpGHaHDTCfl M C H O fl M H C H M G , fl G 6 M T HOT opux np e B yma G T 1000 A/CGH /BayöcHMG , ^lanopcHMG H flp , / M HpynnyG c AGöMTOM öOAGG IOO/I/CGH /HHHXMH H flp ./ , H c nOflMHGHMG M H p y %¡ H y G CnopaflMHGCHM flGMCTByraiflMG MCTOHHMHM XapaHTGpHy flflfl OHGHt OÖMfltHO ysflawHAGMoro rawnoro cnflona sanaflHon nacTM Bo/iyiuoro Kasnasa. HaMÖofltujaH OTHGTHG syxofla napcTosyx MCTOHHMKOB na OöOMX CHflonax 2700-2800 M (SanaflHyn Kfl(})ap H 3 CGBGpHOM CHflOHG M ApaTBCHMG H3 lOWHOn CHflOHG), klCTOHHMHM G H 3 M M G H "bllJ M M M OTMGTHaMM ByX0fl3 pacnOflOWGHbl H M WG ypOBHfl HcpHOTO MOpfl B HpMÖpGWHOM noflocG (cyönapMHHyG MCTOHHMHM), ri0fl3GMHyG HapCTOByG p G H M nOflp 3 3flG fl fllOT C fl H3 T p M OCHGBHbIG T M fl 3 : I) nOflSGMHyG p G H M , H O fl y H 3K3lflM G %¡ M T 3 H M G M3 3 3 H 3 p G T O B 3 H H O F O 6aCCBMH3;2) n0fl3GMHblG p G H M , O Ö p 3 3 O B 3 H Hbl G G Gp G X B 3 T O N ; 3 ) nOflSGMHyG pGHM, oöpaaoBaBHJMGCfl B pGay/itTaTG noAHoro nposaAMBaHMfl noBepxHOCTHOM PGHM. CanyM MHoroHMCflGHHyM nGpayn TMH noflaeMHyx PGH.OH OTAMH a G T C f l xopoiuBM paapaöoTaHHocTyw nofl3GMHyx ny T e M OCOöGHHO BöAMSM syxofla noflSGMHOM PGHM HS noBGpxHOCTy, B aaBMCMMOCTM OT pa3MGpOB OÖflaCTM riMTaHMfl , flflMHy M pa 3pa60T3HH0CTM nOflSGriHyX HaH3flOB CpGflM n0fl3GMHyX P 6 H nGpaorO TMna BCTpGHaHDTCfl PGHM C yCTOMHMBbIM flG"MTOn ( MH(J)MflbTpapMOHHOrO npOMCXOWflGHMfl ), HGyCTOMHMByn flGÖMTOM ( Fip 6 H MyiflG C T B 6 H H O M H $ M fl tT p 3 P M O H H O F O ) M CFlOpaflMHGCHM flG M C T B yKJlflM G ( M H $ AK3 3 P M O H H GF O npOMCXOWflGHMfl) . K noflSGMHbin penan nepsoro TMna OTHOCATCH pena BopoHpoecHOM neiflepy , B e r e pencTa , AnaxoncTa , Penpy a , Maflwapa , M M G raiflan B MCTonax noflaenHoe TeHeHMe,a Tanwe AHXMTMSFO M3 M3BGCTHOM neiflepy AöpcHMfl, íloflaenHoe TGHGHMG AHXMTMSFO oöcfleflOBaHo Ha npoTflweHMM 1,7 HM.BCG ynaaaHHye penn OTHOCATCH H towHony CHflony 3anaflHoro Kaanasa. Ha HDWHOM CHflOHG HeHTpaflbHOFo KasHasa noflsennyMM penanM TOFO we TMna c/ieflyeT c H M Ta T y Hasxypy, Panxy M nHoroHMCflGHHbie penn UJaopcHOM HOT AOBMHbi : f lepes M C M , X s p e A M S T M , H o f lara , CaFMUJope M eipe pflfl flpyrnx noflaennyx pen , B y Tena HDIA M X MS neipep M BOPOHOH . HenoTopye MS HMX np o T e H 3HD T B öo/iyiuOM neiflepe naflyn pyHGMHon (CarMLUope ) , Tan we HaxoflMTCfl noflaennafl pena UMBMpna AM , Mneraipafl nan M 6 O A ‘biu M H c T B o noflaennyx pen M MCTOHHMHOB ÜJaopCHOM HOT AOBMHy H M 3 H y HD M yCTOMHMByKD TGnOGpaTypy npM CMflyHO KOflGÔfllOlflenCfl C T O H e « B neiflepy UMBMpna/iM MccfleflOBaTGAfln yflaeaflocy npoHMHaTt na AOAHG na 300-400 n, CTOH noflaennoM PGHM BToporo TMna ( o ö p a a y HDiflMM C A noflaenHbin nepexsaTon HGCTM PGHHOM BOfly HenocpGflCTBGHHO M 3 pyefla) BO apena noflOBOflyn MAM AMSHGSOFO nasoflHa Ha nosepxHocTHOM pene yse A H H e s a e T C H , B H M 3 H y HD we BOfly CMAbHO ynenyiuaeT efl , AeÖMT noflaennoM PGHM HaxoflMTCfl B aasMCMnoTCM Tanwe OT pycflosyx npopeccoB , klHTGHCMBHyM paanys pyefla ropnoM penn na ynacTne pacnoflowGHMH nonop noweT BbissaTy cM/iynoe ynenymeHMG fleÖMTa noflaennoM penn M flawe GOAHOG npenpaifleHMG cTOHa.Tanoe we H B A e H M e naö AHDflaeTCH , ecAM noHopy saônaaeT nycopon M nanocanM , M A M we B cflynae oösaflos B noflaennon nanafle. C AGflOBa Te flyno , CTOH noflaennoM PGHM BToporo TMna 3 a B M c M T OT nponycnnoM cnocoÖHOCTM nor flo.iflaHDiflero

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Hy 22/4 OTBepCTHH , p e WMMa nOBBpXHOCTHOrO BüflOTOKa , G T pyCHOBblX npOpeCCQB B p B K 6 H npopBCCÜB MBxaHMHBCKOH 3p 03 MM M paCTBOpBHMH B nüfl3BMH0M K3 H 3 H B « C/IBflyBT BL4B OTMBTMT'b 3 H 3 H B H M B , K 0 T G p ü B MMBBT fl/lH C T G K 3 nOflSBMHOM p B K M Pip B BWIHB H MB flH3 HOHOpa H3fl J10WBM p B K M , HM3K0B n0/10WBHMB nOHOpa OÖBCriBHMBaBT DBpBXBaT B TBMBHMB «pyr/ioro rofla , flOHOp , pacnOHOWBHHWM B ÖBpBrOBOM CK /10HB HMWB ^OWa p B K M , MOWS T HOr HOma Tb B CHD B O^y , M HMWB HOHOpa pyC/10 p B K M OCTaBTCB 3 H 3 H M T B / TbH y« HaCTb ro^a CyXMM . BcTpBHaHDTCH P B K M BTOporO TMna,Ha K 0 T O p bl X pycnOBOM CTOK H MW B MBCTa nor /IOLUB H M ñ flOHOpOM Ha6/lH},AaBTCH TO/lbKO B BbICOKMB BOflbl.Ec/lM flHO HOHOpa p 0 C HO/IOWB H O BbllilB CpBflHBrO.ypOBHH p B K M , TO nor/lGlflBHMB npOMCXOflMT T O JTbK O B nSpMOfly naBOflKOB,M n0fl3BMHafl pBKa BB/1BBTCH riBpMOflMHBCKM flBM CT B y KDlflB M • flpM aacopsHMM noHopa BCH sofla TBMBT no noBBpxHociHony pyc/iy. TsMOBpaTypHyM pswMn poflSBMHbix pBK BToporo TMna 3 a B M c M T OT pswMMa oßpasyramsro noflSBMHyfo psKy BOflOTOKa , HO noflSBMHbiM nyTb o6yc>noB , IM s a B T 6 O H B B HMSKyra TBnnBpaiypy noflSBMHOM PBKM B T B n / I O B no/iyroflMB M 6 O /I B B BWC0KyK3-B XO/lOflHOB B p B M H FOfla, Ha B o /i 1311) o M KaBKasB M3BBCTHbi noflSBMHbiB p B K M BToporo TMna KB nacypM-BBC/iBTM .lUaBUKana M flp . %¡ COÖBHHO XapaKTBpHOM M MHTBpBCTOM HB/1HBTCR K B / 1 3 C y p M " B B C H B T M , HacTt BOfly PBKM Ks/iacypM nor /lOiflaBTCR nonopoM, pacno^owßHHyn na BB -neson öspsny y canoro flHa. Bo spsMii sycoKOM BOfly HaHMHasT nor/iomaTt M BTOPOM noHop , HaxoflRiflMM C H HBfla/iBKO, HO Ha öOHBB sycoKOM OTMBTKB .rior/lOlflBHHyB BOfly npOXOflRT OOfl pBKOM B nOflSBMHOM K 3H a /IB M ByXOflHT B 4,2 KM OT MB C T 3 norjlOlflBHMH B MCT0K3X pBKM BBC/ISTM M3 rpOTS M flB 6 M T Mp yKlLflB M BOpOHKM , HTO yCTSHOBHBHO C OB U M 3 / I bH y M M M C C JIB flO B 3 H M R MM . HSBBCTBH c/iynsM sasana Ha Kß/iacypM B npomnoM CTOHBTMM . B a s a n nBpsropoflMn pBKy.scR sofls KOTOPOM yxoflMna B nonopy. BpBMBHaMM npoMcxoflMT HacTMHHaR 3aKynopKa nafl3BMHoro Kanana B CBRSM c HBM nocTynnsHMB BOfly B BBC/îBTM 33MBTH0 y MB H biua 8 T C R . MHTBpBCHO OTMBTMTb, HTO H B p B 3 flB 6 M T MpyKDLflyKD BOpOHKy B MCT0K3X BßCnSTM nOCTynaiOT BOfly HB TOntKO HsnacypM.Ho M wapcTosye BOfly , (JjopMMpyraiflMBCR B 63CCBMHB CSMOM BscnBTM.B HBÖonbiiJOM paccTORHMM OT flB 6 M T MpyKHflB M BOpOHKM BßCnSTM MMBH3TC R ByXOfly M3 T p BlflM H H 3 0 na C T O B 3 H M R MaiflHblX MCTOHHMKOB , HB CB R 33 H HyX c Ksnacypn. HananoM noflasMH OM PBKM T p B T ts r o TMna , o ßpasyraiuBMCR B psayntTaTB nonnoro nposanMaaHMR noBBpxHOCTMOM PBKM , RBnRHDTCR OOHOp M n M B Op O H K 3 , n O T n OlflaHllflM B O O B B p X H O C T H y M BOflOTOK. OT nMHMTBnbHaR H B p T a nofl3BMHOM PBKM TpBTtBro TMna oTcyTCTBMB noBBpxHocTHoro npoflonwBHMR pyc/ia P B K M . B H M 3 K y HD M Cp BflHfOHD BOfly O O B B p X H O C T H y M B OflO T O K , fl O C T M T H y B OOHOpy M n M B Op O H K M , U B n M K O M M C H B 3 3 B T . Bo B p B M R nonoBOflbR M n M flOWflBBoro nasoflKa nponycKHaR cnocoÖHOCTb noflSBMHoro Kanana na HBKOTopyx pBKax OKasysaBTCR HBflocTaTOHHOM flnn nornoiflBHMR BCBM sofly.B CBRSM C HBM nspsfl nonopoM oÖpaayeTCR noflnop M , K a K C/IBACTSMB , aaTonnsHMB np M nBraraiflBM MBCTHOCTM . HaönHDflaraiflBBCR MHorfla B STO BPBMR aacopsHMB BxoflHyx oTBBpcTMM nofl3BMHyx K a H a n o B ycMnMBaBT aaTonnsHMB . Ha flpyrMx p B K a x nofl3BMHbiB wanany MMBHDT T 3 K M B SHaHMTBnbHyB pa3MBpbl,HT0 CBOÖOflHO OpOnyCKaHDT M naBOflOHHyB BOfly. K noflSBMHyM p B K an TpsTtsro TMna npMHaflnswaT Toöa , Byflwa , LUapay na M ,i],3BBpyna na KDWHOM C K n O H B UBHT p a n b Horo Kasnasa B sro aanaflHOM nacTM.Ha CBBBPHOM C K n O H B K STony TMny OTHOCMTCR p .fOwnyM KR0ap, HaMÖOJlGB M3yHBHHblMM M3 HMX ROnRIOTCR UJapayna M ^SRBpyna. /J,o coopywBHMR LllaopcKoro sofloxpaHMnMiua UJapayna RB nR nacbnoflSBMHbiM npoflo nwsH MBM noBspxHOCTHOM P B K M /l.MflMHanU . ripOMflR OOfl 3 B M n B M 2 K M , p G K 3 BbIXOflMna HO H G B G p X H O C T b , TflS pBWMM BB 6bin nOHTM nOflOÖBH p BWMMy /l,MflMHa ny . GCHOBHOC p a 3 n M H M G paK RKDRO nocb %¡ M a K c M M a n b H U X pacxoflax.Bo BPBMR cnnbubix flowflePi .n.MflMHana HG nornoiuanacb nonHOCTbw, BcnGflcTBMB orpaHMHBHHOM nponycKHon cnocoÖHOCTM noHopos M IUB/ISM, BbixoflMna M3 öopcroB M saTonnRna AHO KOT n o B M H y .B TOKMX cnynaRX naKCMna nbHbm pacxofl LUapayny 6bin HMWB.HBM /],MflMHa ny , a CTOK GB B 3T0 B p G M R OTJlMHanCR ÖO/lbUJOM p 3 B H O M G p H O C T bHD . üoflbi p.TKMÖynu nornoiflanMCb npynHOM BGPOHKOM M nocne flsyx KMnoMBTpoB noflSBMHorG nyTM syxoflMnM

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Veröffent lichungen des Verbandes der deutschen Höhlenund harst f o rs e h er e.V, minchen zu beziehen durch die FR. MANGOLD'SCHE BUCHHANDLUNG, D 79o2 Blaubeurer, Karlstrasse ö, Postfach 37 JAHRESHEFTE Fläl KARSTUND HÖHLENKUNDE (Mitgliederpreise in Klamtern) 1. Heft 196o: "Karst und Höhlen in Gebiet der ö*enz und der Lone (Schwab. Alb)" XXIII u. 274 S.,143 Abb.,1 Karte 1 : 5o ooo. 8 .DM (ö. 8 o DM). 2. Heft 1961: "Karst und Höhlen in Westfalen und in Bergischen Land" » XXII u. 297 S.» 1o6 Abb., 1 Faltkarte. 8.2o DM (6.9o DM). 3. Heft 1962: "Das Laubensteingebiet is Chiemgau seine Landschaft, seine Höhlen und Karsterscheinungen" XVIII u. 338 S„, 9o Abb„, 12 Beil, (l geol. Karte 1 : 12 5oo). 11. 5 o DM (9.5o DM). 4. Heft 1963: "Von Wasser und von den Höhlen der mittleren Schwäbischen Alb (östl, Teil)" XXXII u. 384 S., 153 Abb., 1 Karte 1 : 5o ooo u„ 5 Beil. 12„8o DM (lo.9o DM). 5. Heft 1964: "Fachwörterbuch für Karst= und Höhlenkunde (Speläologisches Fachwörterbuch)" vergriffen. 6 . Heft 1965: 'Cie Alblardschaft zwischen Rosenstein und Wasserberg" ~ XX u. 192 S., 72 Abb., 1 Karte 1 : 5o ooo 7 Beil. 12.DM (lo.5o DM), 7. Heft 1966: "Die nördliche Frankenalb ihre Geologie, ihre Höhlen und Karsterscheinungen", 1. Bd. XVIII u. 118 S.„ 3o Abb., 1 Karte 1 : 5o ooo 13. 5 o DM (l1.5o DM). 8 . Heft 1967: "Die nördliche Frankenalb ihre Geologie, ihre Höhlen und Karsterscheinungen", 2. Bd. : "Die H öhlen des Karstgebietes A Königstein" XVIII u. 196 S., 1 Abb. 11. 5 o DM (lé.OM). 9. Heft 1968/69: "Der Südharz seine Geologie, seine Höhlen und Karsterscheinungen" XVI u. 112 S„, 27 Abb., 2 Tab., 4 Beil. 1o.8o DM (9.5o DM). 10. Heft : "Mittlere Schwäbische Alb (Arbeitstitel). BIBLIOGRAPHIE FÜR KARSTUND HÖHLENKUNDE IN DEUTSCHLAND Nr. 1 (1959) vergriffen, Nr. 2 (l96o) Nr. Io (1969) 1.2o 2.4o DM (-.80 1 . 6 o DM). SCHAUHÖHLEN DER BlliDESREPUBLIK DEUTSCHLAND (vergriffen) ABHANDLUNGEN ZUR KARSTUND HÖHENKUNDE Reihe A (Speläologie) Heft 1 (1966): HENNE S KRAUTHAUSEN: "Eine seisaische Methode zur Ortung geologischer Feinstrukturen des Untergrundes" 16 S, 6 Abb. 3.DM. Heft 2 (1966): GERSTENHAUER i PFEFFER: "Beiträge zur Frage der Lösungsfreudigkeit von Kalkgesteinen" 46 S.,1o Diagr. 5.-DM. Heft 3 (1968): ADAM, BINDER, BLEICH S DOBAT: "Oie Charlottenhöhle bei Hürben" 54 S., 32 Abb.. 3 Tab., 1 Plan 2.CM. Heft 4 (1969): BINDER, BLEICH i DOBAT: "Die Nebelhöhle ÖSchwäbische Alb)" 55 S., 36 Abb., 1 Tab., 1 Plan 2.5o DM. Heft 5 (1969): GERSTENHAUER: "Die Karstlandschaften Deutschlands" 8 S., 1 zweifarbige Karte 3.5o DM. Heft 6 (1972): "Das Gipskarstgebiet bei Düna" (Arbeitstitel). Heft 7 (1972): SCHMID, STIRN X ZIEGLER: "Die Olgahöhle in Honau" 53 S., 28 Abb., 4 Tab., 1 Plan 2.5o DM. Reihe B (Hydrologie) Heft 1 (1969): HERRMANN: "Die geologische und hydrologische Situation der Rhusequelle an Südharz" 6 S.,2.Abb. 1.DM. Reihe C (Vorund Frühgeschichte, Anthropologie) Heft 1 (1971 ): DOMNING: "Zur Technik der Eiszeitmalerei e n im franco-cantabrischen Raum" 26 S., 12 Abb. ( 4 farbig) 5.DM. Reihe E (Botanik) Heft 1 (1964): STIRN: "KalktuffVorkommen und Kalktufftypen der Schwäbischen Alb" 92 S., 23 Abb. , 3 Prof. 7.5o DM. Heft 2 (1965): GRÜNINGER: "Rezente Kalktuffbildung im Bereich der Uracher Wasserfälle" 113 S., 31 Abb., 9 Tab. 8 .OM.

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Heft 3 (1966): DOBAI: "Oie Kryptogaaenvegetation der Höhten und Halbhöhlen der Schwäbischen Alb" 153 S„ f 79 Abb., 21 Tabo i. Text, 14 lab. u„ 1 Karte als BEIL, ~ 13.5o OM. Reihe F (Geschichte der Speläologie,, Biographien) Heft 1 (1967): BERGER: "David Friedrich Weinland" 32 S. f 1 Abb. = 3.» OM. Heft 2 (1967): BAUER: "Alte Höhl en an sich ten der Fränkischen Alb" 36 S., 19 Abb. auf Tafeln = 7.OM. Heft 3 (1969): GRIEP, LAUB « STOLBERG: "Harzer Höhlen in Sage und Geschichte" = 34 S. 3.. DM. Kleiner Führer zu den Exkursionen der 14. Jahrestagung des Verbandes der Deutschen Höhleno und Karstforscher e. V., München, vom 8. bis Io. Oktober 1971 in Kölbingen, Kreis Tuttlingen 21. S., 8 Abb. = 2.5o OM (2.= OM). 5. INTERNATIONALER KONGRESS FÜR SPELÄOLOGIE STUTTGART 1969 Exkursionsführer Schwäbische Alb, Fränkische Alb, Bayerische Alpen, Dachstein, Tennengebirge 92 S., 14 Abb. lo.-DM (3.8o OM). Exkursionsführer Schweiz 47 S., 25 Abb. 5.DM (2.OM). Abhandlungen Band 1: Morphologie des Karstes Band 2: Speläogenese I Band 3: Speläogenese II / Höhlenbesiedelung Band 4: Biospeläologie Band 5: Hydrologie (tes Karstes Band 6: Dokumentation / Höhlentouristik.


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