Groundwater yield, climatic changes and recharge ...

Groundwater yield, climatic changes and recharge variability: considerations arising from the modelling of a spring in tbe Umbria-Marche Apennines Cambi C., Dragoni W.

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Cambi C., Dragoni W. (2000): Groundwater, recharge variability and climatic changes: considerations arising from the modelling of a spring in the Umbria-Marcbe Apennines.. Hydrogeology, vol. 4, ed. BRGM, Orlean, pp. 11 - 25. ISSN: 0246-1641.

Groundwater yield, climatic changes and recharge variability: considerations arising from tbe modelling of a spring in tbe Umbria-Marcbe Apennines

Costanza CAMBI Walter DRAGONI

(1) (1)

Eaux souterraines, changements climatiques et variabilité de la recharge : considérations tirées de la modélisation d'une source des Apennins de Marche et Ombrie

Hydrogéologie, nO 4, 2000, pp. 11-25, 17 fig., 3 tabI. Key words: Springs, rime variation, Discharge, Numerical models, Tnfluence, Climate modification, Ground-water recharge, Watcr yicld, Umbria, ltaly, Marches ltaly, Northern Apennines, Bagnara. Mots-c1és : Source, Variation temporelle, Débit, Modèle numérique, Influence, Modification climat, Recharge nappe, Eau disponible, Ombrie, Marches, Apennins Nord, Bagnara.

Abstract This work is a jirst attempt at defining the effects ofclimatic variations on groundwater in centraI Italy, taking the Bagnara mountain spring located in the UmbriaMarche Apennines as a sample system. In order to quanti.fy the possible efficts ofclimatic variations on this system, this spring system was modelled and calibrated in di/ferent stages by using the well-known Darcian MODFLOW code ofthe USCS. The results obtained showed that the percentage decrease in yield related to a decrease in recharge would be higher than the percentage decrease in recharge, due to the fact that a decrease in recharge implies a change in the recharge area. These indications cause great concern, since the analysed spring, fed by an aquifer connected to a deep regional flow, is similar to many others in the UmbriaMarche Apennines. Springs of this type represent one ofthe main sources ofdrinking water in the area, and depletion in their yield would lead to difficu/t management problems.

Résumé étendu Ce travai/ cherche à déjinir les scénarios probables liés aux effets des

variations climatiques sur les ressources en eaux souterraines de l'Italie centrale, en prenant en exemple la source de Bagnara, qui possède une structure hydrogéologique typique de nombreuses sources de l'Apennin de l 'Ombrie et des Marches. Quoiqu'il n y ait encore aucune certitude quant aux causes et donc à l'évolution effective du phénomène, on admet maintenant de façon presque unanime que l'atmosphère traverse une phase de réchauffement. La physique élémentaire et les modèles de circulation globale indiquent que, à /'échelle mondiale, une hausse de température provoquerait une augmentation de l 'évaporation et par conséquent une augmentation des précipitations moyennes globales. Il existe toutefois des situations locales où le réchauffement est accompagné d'une diminution des précipitations. Cela semble étre le cas de l'ftalie centro-méridionale, zone présentant de nombreuses stations thermopluviométriques avec des séries continues d'au moins quarante anso Parmi celles-ci, les séries montrant une tendance significative indiquent que la température moyenne annuelle est en légère croissance et la pluviosité en diminution (cf par e.x:emple Piervitali et al., 1997 .. Cambi et al.. 1998 ;

Dragoni, f998 ; Cambi et al., 2000), avec des gradients variant entre -2 et -6 mmian. En fait, parmi les stations fournissant des données jiables, on n'en a trouvé aucune où une tendance significative s'accompagne d'une évolution opposée. La tendance à la diminution des pluies et à l'augmentation de la température doit raisonnablement étre associée à une diminution de la pluie efficace, et par conséquent des débits moyens de système.s hydrologiques superficiels ou souterrains : c'est ce que l 'on a effectivement relevé sur de nombreux systèmes, donI certains, par exemple la source de Bagnara, peuvent sans aucun doute étre considérés comme non i'1fluencés par l'activité anthropique. Si les tendances climatiques observée.s devaient se poursuivre, on peul montrer qu 'en ltalie centrale la diminution des pluie.s efficace.s pou"ait, dans les cinquante prochaines années, atteindre des valeurs de l'ordre de 20 % des valeurs actuelles (Dragoni, 1998 .. Piervita/i et al., 1997; Cambi et al.,2000).

À la lumière de ces considérations, il devient particulièrement important de définir de quelle façon les variations climatiques irifluenceraient le rendement des systèmes hydrogéologiques, notamment des systèmes souterrains, qui repré-

(1) Dip. di Scienze della Terra, Università di Perugia, Piazza deIrUniversità, 1 - 06123 - Perugia, Italy. [email protected], [email protected] HYDROGÉOLOGIE, N° 4, 2000

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AQUIFER RECHARGE AND CLIMATIC CHANGES

sentent la principale source d'approvisionnement en eau de l '[talie centrale. Parmi ceux-ci, les sources de montagne, alimentées par des massifs carbonatés, sont les plus fiables au pian de la qualité de l'eau. Pour définir l'impact des tendances climatiques relevées sur les sources de l'Apennin d'Ombrie et Marches, on a choisi comme système type la source de Bagnara, qui présente une structure géologique typique des sources de la zone. Les données de débit de la source de Bagnara sont enregistrées quotidiennement depuis 1974 et indiquent une diminution du débit moyen qu 'il faut certainement attribuer à une diminution de la recharge (cf fig. 5), car, la source étant située dans une zone montagneuse, son bassin d'alimentation n'est pas injluencé par l'activité anthropique. À cet égard, il faut rappe/er que la station thermo-pluviométrique de Pérouse, qui se trouve à moins de 40 km de Bagnara, montre une tendance marquée à la diminution des p/uies et à l'augmentation des températures. Pour quantifier l'influence des variations climatiques sur /e rendement de la source, on a décidé de recourir à la modélisation, qui, compte tenu des données dont on disposait, constituait la seule façon de représenter quantitativement le système en questiono Le modèle a été construit sur la base de deux critères fondamentaux : - créer une représentation réaliste de la structure examinée, - analyser des scénarios pouvant indiquer comment la source réagirait aux variations climatiques. Pour satisfaire au premier critère, il a fallu tenir compte de la réalité géologique du système : sur la base de considérations de bi/an, on a supposé que la structure qui a/imente la source alimentait également des corps hydriques externes et que l'aire de recharge comprenait une partie du contour hydrodynamique. La source de Bagnara se trouve en ejjèt sur le flanc ouest de l'anticlinal du mont Pennino et elle est alimentée par les roches carbonatées dont est formé cet anticlinal (fig. 6 et 7). Tout le système est associé à unflux régiona/ profond, qui alimente les corps hydriques situés à l 'ouest, comme le montre schématiquement lo jìgure 8. Lors de la construction de la grille du modèle, 12

on a tenté de reproduire l'évolution tridimensionnelle de l 'anticlinal et la distribution spatiale des formations géologiques, créant ainsi une grille constituée de cinq couches et d'un total de 5 100 mailles. Les formations à très basse perméabilité ont été représentées comme des mailles inactives, et l 'on a également utilisé des cases inactives pour délimiter le bassin, dont on a reproduit laforme réelle (fig. 9 et 10). La source a été représentée por une case à charge constante, dont on a fzxé le potentiel à une valeur égale à la hauteur d'émergence de la source (630 m au-dessus du niveau de la mer). Pour choisir les conditions au niveau du contour, on a également cherché à représenter le flux hydrique profond dirigé vers l 'ouest, en dehors du système. À cet effet, on a utilisé une limite générale de charge (Generai Head Boundary GHB) dont le potentie/ a été jìxé assez bas pour garantir que le flux hydrique soit toujours dirigé vers l'extérieur du système. Après avoir construit la grille, on a calé le système. Pour cela, faute de données piézométriques, on a essayé de reproduire l'évolution du débit, en situations de complexité croissante. Dans une première phase, on a effectué le calage en régime stationnaire, en essayant de reproduire le débit moyen annuel de la source, égal à 135 l/sec. Dans un second temps, et à partir de la distribution de potentiel obtenue en régime stationnaire, on a terminé le calage en régime transitoire, en cherchant à reproduire l'évolution de la principale courbe de récession de la source, correctement décrite par l'équation de Maillet. Une dernière phase de calage a consisté à simuler l'assèchement de la source observée dans un passé récent (1990) et non prévu par l'équation de Maillet. Il est important de souligner que, pour que l'assèchement de la source soit simulable par le biais d'un modèle, le système d'alimentation envisagé doit étre ouvert et doit alimenter, outre la source, d'autres systèmes situés à une altitude inférieure. Les résultats du processus de calage n 'ont pas permis de déjìnir un modèle univoque du système considéré; on a en effet obtenu des résultats analogues en attribuant au système dijJérents couples de valeurs des paramètres hydrogéologiques (S et K) ; quoi qu'il en soit, ces valeurs étaient toujours comprises dans la four-

chette communément acceptée pour les aquifères carbonatés (tab/. I). Malgré la non-univocité des résultats en termes de paramètres hydrogéologiques, la modélisation a donné des résultats univoques en termes de modalité de circulation souterraine, restituant un modèle de circulation analogue à celui envisagé au départ sur des bases hydrogéologiques (fig. 8 et 1/). Le modèle s'est donc révélé étre un instrument jìable pour l'évaluation de l'impact, sur les débits d'un système hydrique complexe comme celui de Bagnara, des variations climatiques et d'une éventuelle diminution de la recharge.

À cet égard, il est opportun de rappeler que, lorsque l'on parle de bassin d'alimentation d'une source, on se rapporte communément à une portion bien précise de territoire, délimitée sur la base de considérations géologiques, dont l'extension est considérée comme constante indépendamment des conditions du système. Toutefois, lorsque l'on s'intéresse à des systèmes hydriques complexes, qui n'alimentent pas seulement une source, mais aussi d'autres hydrosystèmes, ilfaut tenir compte du fait que dijJérentes portions du système alimentent ou l'une ou l'autre, selon les conditions. Dans le cas d'une source constituant l'émergence la plus haute d'une structure hydrogéologique donnée, un abaissement éventuel de la nappe provoque une diminution de la portion d'aquifère qui alimente la source, et donc de son aire de recharge, de façon analogue à ce qui se vérifìe dans le système illustré dans lafigure 14. C'est le cas de la source de Bagnara, qui peut étre vue comme le trop-plein d'unflux régional se trouvant à une altitude iriférieure à celle de la source elle-méme. Dans l'hypothèse d'une diminution des pluies efficaces et de l'injìltration efficace, on arriverait à un abaissement général de la surface de nappe, qui comporterait une diminution de l'extension moyenne du bassin d'alimentation de la source, avec, en conséquence, des diminutions du débit plus élevées en pourcentage que la diminution des pluies efficaces. À la lumière de ces considérations, on a utilisé le modèle avec, pour l'injìltration efficace annuelle, des valeurs pouvant aller de 300 à 1 200 mmlan, fourchette à l'intérieur de laquelle est comprise la valeur moyenne actuelle (900 mm/an). Au terme de chaque simulation, on a évalué HYDROGÉOLOGIE, N° 4, 2000

AQUIFER RECHARGE ANO CLiMATIC CHANGES

l'extension du bassin d'alimentation de la source et du GHB, qui représente le jlux souterrain se dirigeant vers l'ouest (tabl. 2). À chaque valeur de recharge moyenne annuelle attribuée, il a été possible d'associer une valeur caractéristique du débit de la source. Les résultats de cette phase d'étalonnage ont montré que, comme l'on sy attendait, lorsque la recharge moyenne annuelle diminue, l'extension de l'aire de recharge de la source diminue, tandis que celle du GHB augmente. La figure 16 montre que, si l'on envisageait une diminution de la recharge moyenne annuelle, la diminution de débit de la source serait plus élevée que la diminution du jfux régional. étant donné que l'étendue du bassin d'alimentation de la source se restreindrait alors que celle du GHB (jlux régional) deviendrait plus étendue (fig. 15). Les données de pluie et de température recueillies en ltalie centrale montrent qu'il n'est pas improbable que se vérifie. au cours des 50 prochaines années, une diminution des pluies efficaces de l'ordre de 20 % (Dragoni, 1998 .. Cambi et al., 2000). D'après les résultats du modèle, une diminution de recharge dans les mémes proportions conduirait à une diminution d'environ 26 % du débit de la source (tabl. 3). À cet égard, il faut souligner que le fait d'attribuer le méme pourcentage de diminution aux pluies efficaces et à la recharge des systèmes souterrains est une hypothèse optimiste, car les pluies efficaces ne contribuent pas totalement à la recharge des systèmes souterrains : les données utilisées pour définir les tendances climatiques ont été analysées seulement à l'échelle moyenne annuelle (Dragoni, 1998 .. Cambi et al., 2000) .. il existe toutefois des éléments indiquant que dans les régions méditerranéennes il ne se vérifie pas seulement une diminution des pluies annuelles, mais qu 'il y a également un changement au niveau de la distribution des précipitations, celles-ci étant plus concentrées et les périodes de sécheresse étant plus longues (cf par exemple Maracchi et al., 1998). Une situation de ce genre, favorisant le ruissellement superficiel, conduirait à une diminution de la recharge moyenne annuelle des aquifères .. à la lumière de ces considérations, il est raisonnable de s'attendre à une diminution de plus de 20 % de la recharge et à une diminution de plus de 26 % du débit de la source. HYOROGÉOLOGlE, N° 4, 2000

Les indications obtenues grdce à l'utilisation de ce modèle ont permis d'évaluer les effets des variations climatiques sur un système comme la source de Bagnara, et ont montré qu'il n'est pas possible de négliger les effets en question. En outre, et indépendamment des variations du climat, il est important de souligner que l'on observe loujours de fortes oscillations du niveau de la nappe en l'espace d'un an, car la source de Bagnara présente des amplitudes saisonnières de débil très élevées. Cela implique, comme le suggère et le quantifie le modèle, que l'aire de recharge a une extension considérablement différente selon que la source est en période de crue ou d'étiage. et qu 'il serait importanl d'en lenir compte lors de la définition des bandes neutres.

Introduction We report the results of a study whose main aim was lO define the effects of climatic variations on groundwater in the mountainous Umbria-Marche Apennines area of centraI Italy. Although it is stili uncertain whether or not greenhouse gases are responsible for the warming of the atrnosphere, most researchers agree that, since about the second half of 19th century, the temperature on Earth has been progressively rising (e.g. IPCC, 1996; Hasselmann, 1997; Singer, 1999; Shine and Foster, 1999; DETR, 1999). According to elementary

100Km

physics and Global Circulation Models (GCMs), the temperature increase on a global scale should be associated with an increase in evaporation and therefore in rainfall; nevertheless, laeal situations exist in which the rainfall could decrease. This seerns to be the case of centraI and southem Italy, where many rainfall stations, recording annual data far at least 40 years, have been analysed in order to verify whether a trend was discemible. The presence and intensity oftrends vary according to the statistical technique employed for detection, but the generai picture is rather c1ear: not ali of the stations have a statistically significant trend, but - in practice - ali stations with a trend show a decrease in rainfall and an increase in temperature, with linear rainfall gradients ranging from -2 mm/year up to -6 mm/year, and temperature gradients up to about + 1°C /century (De Felice and Dragoni, 1994; Piervitali et al., 1997; Cambi et al., 1998; Dragoni, 1998; Cambi et al., 2000). Many stations also show a significant relationship between mean annual temperature and mean annual rainfall, indicating that an increase in temperature is associated with a decrease in rainfall, with linear gradients ranging between -40 mm/oC and -130 mm/°c. No stations present temperature/rainfall data indicating an opposite significant relationship. Figures 1,2 and 3 give some examples and summarize the importance of the issue. The present situation is consistent with what has occurred during the recent past:

r1. V '"

D Mediterranean Sea

Fig. 1.- Location of the c1imatic stations from which data were obtained. Fig. 1. - Situation des stations c1imatologiques éludiées.

13

AQUIFER RECHARGE AND CLiMATIC CHANGES

ding to the annual data from climatic stations throughout this region, the water-surplus decrease over the next 50 years could be as high as 20% (Fig. 4), ifthe detected trends continue (Cambi et al., 1997).

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Dec'lO Dec'24 Dec'38 Dec'52 Dec'66 Dec'80 Dec'94 Final month or each decade Fig. 2.- Decade-by-decade moving average ofrainfall computed for three different stations.

Fig. 2.- Moyennes mobiles calculées sur lO ans pour les précipirations à trois slalions.

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:;:;.1 Calcare massiccio

- the autocorrelation analysis of dailydischarge data shows that autocorrelation continues for 120 days. This means that the memory effect is very high and that, from the viewpoint of discharge, the system behaves more as a porous system than as a karst (Angelini, 1997, pp, 430432). According to Mangin (1994, p. 60) a spring with a memory effect of about 70 days is fcd by a poorly drained and poorly karstified medium. In practice, the Bagnara spring aquifer behaves as a rather uniform fractured aquifer that, at the catchment scale, can be assimilated to a porous system. Figure 8 schematically shows the groundwater circulation, with the water coming from the anticline core partly feeding the spring, and partly connected to a deeper westward flow. This assumption is supported by the presence of large aquifers in the valleys west of the anticline, the yield of which cannot be justified unless it is assumed that they are fed by the adjacent carbonate structure. Furthermore, the water surplus estimated for the area exceeds by far the average spring discharge.

Climate

Fig. 6.- Geological map ofthe Bagnara spring recharge area. Fig. 6.- Carte géologique du bassin d'alimentation de la source de Bagnara,

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Fig. 7,- Cross section through Monte Pennino and the Bagnara spring, Fig. 7.- Coupe géologique du Monl Pennino passant par la source de Bagnara,

formation, from which the spring emerges, is not associated with relevant karst phenomena in any area. 16

- the depletion curve of the Bagnara spring is very well described by the Maillet equation (Angelini and Dragoni,

There are several rainfall and temperature stations near Bagnara. The closer ones are generally at a lower elevation than the recharge area for which thc avcrage is 1050 m, but some of the more distant stations are higher than the spring. For assessing the mean annuaI temperature and rainfall of the Monte Pennino anticline, we used the data from both nearby (Iower) and distant (higher) stations, the latter being no farther than 35 km from the recharge area. The mean annual rainfall has been evaluated at abaut 1560 rom, based on data from seven stations, and the mean annual temperature was estimated to be 8.7 °C (Ardizzone et al., 1999). Using Turc's formula, these values correspond to an annual evapotranspiration (ETR) of 523 mm. Assuming as is usual for this area and for this type of bedrock - the surface runoff to be about 10% of water surplus (Boni et al., 1986), this ETR leads to a annual recharge of HYDROGÉOLOGIE, N° 4, 2000


about 900 mm/year. This amount of annual recharge corresponds, over an area of about 7.5 km 2, to an average annual discharge of about 220 l/sec, much higher than the measured yearly average of about 135 I/sec ofthe Bagnara spring. This further supports the hypothesis of an open hydrological system, where part of the infiltrated water feeds a deep regional flow that, on the basis of geological and hydrogeological considerations, we have assumed to be directed westward (Fig. 8).

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Model For modelling the Bagnara spring we used the well-known Darcian MODFLOW code of USGS on the basis of the equivalent permeability and REV concept. This code and similar ones were earlier used - with good results - for modelling carbonate and karst systerns in the Apennines and elsewhere (e.g. Boni and Preziosi, 1993; Boni and Petitta, 1994; Born et al., 1994; Angelini and Dragoni, 1997; Sauter and Liedl, 1998; Larocque et al., 1999). As is well known, the use of such a code requires the modelled area to be divided in ce1ls, so that the space is represented by a three-dimensional grido

Grid

Fig. g.- Cross section showing groundwater circulation in the Monte Pennino anticline.

Fig. 8.- Coupe géologique représentant les circulations soute"aines dans I 'anticlinal du Mont Pennino.

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In constructing the grid, we tried as far

as possible to reproduce the geological structure of the Monte Pennino anticline. Jt was particularly important to isolate the 'Marne a Fucoidi' Formation, and to reproduce the discontinuity created in it by the back-thrust in the western slope, which profoundly influences groundwater circulation. To mcct these requirements, it was necessary to create a 5-layer grido We also tried to isolate the formations so as to have the possibility of assigning different hydrogeological parameters to different formations, as the 'Calcare Massiccio' and 'Maiolica' generally have a higher permeability than the 'Scaglia s.I.' (e.g. Passeri, 1972; Angelini and Dragoni, 1997; Ardizzone et al., 1999). The MODFLOW code allows the layers to be considered as confined or unconfined, or to be switched from confined to unconfined conditions depending on the hydraulic head. We considered the first layer to be unconfined, the fifth to be confined, and HYDROGÉOlOGIE, N° 4, 2000

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Fig. 9.- Pian view of the mode l grid (Iayer 1) with !he celi representing the spring (red) and the cells (black) representing the Mame a Fucoidi cxposures.

Fig. 9.- Représentation en pian de la grille du modèle (couche I) avec la cellulefigurant la source (en gris) et les cellules (en noir) figurant les a.ffleurements de marnes à Fucoides.

the intermediate ones to be confined! unconfmed depending on the hydrauiic head. Figures 9 and IO represent planar and cross views of the grid,

Boundaries For assigning the system boundaries we used inactive cells - i.e, with no flow

through them - to represent the limits of the catchment (no-flow boundaries) and the low permeability fonnations within it (e.g. 'Marne a Fucoidi'). The spring is represented by a constant-head ce1l, with a head equal to 630 m corresponding to thc spring elevation above sea level. This choice was due to the fact that the spring is actually the only point where the 17


depends on a parameter known as conductance, which represents the resistance to flow between the GHB and the system. Since we wanted to represent a westward flow to water bodies outside the grid, we assigned a very low head (600 m) to the GHB to be sure that such a head was always 10wer than the head of adjacent cells and guaranteed an outward flow.

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Model calibration N

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Fig. 10.- Cross section oflhe model grid with the discontinuity in the 'Marne a Fucoidi' (black cells) due lO the back thrust.

Fig. lO. - Coupe de la grille du modèle montrant la discontinuité dans les marnes à Fucoiaes (cellules en noir) liée à la structure renversée.

The usual way of calibrating a model is to try and simulate a known distribution of hydraulic head. As the hydraulic head for the Bagnara spring is unknown everywhere but on the spring itself, the only way to calibrate the model was by using the discharge data recorded daily since 1974. The calibration has been run in several stages of increasing complexity: - steady-state simulation: the output of this stage was the hydraulic-head distribution corresponding - for different permeability values - to the mean annual spring discharge (135 IJsec);

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- depletion-curve simulation: in this stage, starting from the previously defined head distribution, we tried to reproduce the observed depletion curve, since this represents the simplest transient state, with zero recharge during depletion;

Fig. Il.- Cross section of groundwater circulation according to the mode1OUlput.

- simulation of the spring drying up, as happened in 1990.

Fig. 11.- Coupe montrantles circulations soutermines d'après la sortie du modèle.

K Calcare Massiccio (m/day) 4.32 8.64 8.64 8.64 43.2 43.2 86.4 432 432

K maiolica (m/day) 4.32 8.64 8.64 4.32 4.32 43.2 4.32 4.32 432

K Scaglia s.I. (m/day) 4.32 8.64 4.32 4.32 4.32 4.32 4.32 4.32 4.32

Conductance (m'lday) 7.123 8.674 7.206 7.219 723 7.231 7.25 7.152 7.171

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1 1

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0.00965 0.0092 0.0098 0.01 08 0.0099 0.0095

2 IO IO 20 100 100

-

Table 1.- Specific-yield values corresponding to different hydraulie eonductivity and conductance combinations.

Tabl. I. - Valeurs de rendement spécifique correspondant à di.fférentes combinaisons de conductance et de conductivité hydraulique

hydraulic head of the aquifer is known, and where the head stays the same unless the spring dries up. To represent the link between the "Iocal-scale groundwater flow model" and the regional flow we 18

used the "generaI head boundary" (GHB). This type of boundary simulates an inward or outward flow, depending on the difference between its head and the head ofthe adjacent cells. Flow discharge

Steady-state simulation In steady-state simulation, specific storage and specific yield do not influence output. At this stage, the calibration was run after having assigned a mean annual recharge of900 mm to the system in accordance with the climatic data: the sirnulation was considered successful whenever the flow through the celi representing the spring was equal to its average annual discharge of 135 l/sec. The simulation was run by considering the hydraulic conductivity of the whole system to be uniform, and assigning different hydraulic conductivity values to different formations. Hydraulic conductivity values were chosen within the range commonly accepted for carbonate rocks (Table I) (e.g. Kiraly 1975; Custodio and L1amas 1983; White, 1988; Boni et al., 1994; Boni and Petitta 1994). The parameHYDROGÉOLOGIE, N° 4, 2000


ter to be calibrated was the GHB conductance (C), which is responsible for the amount of water flowing westward, leaving the system. Running these simulations for different hydraulic conductivity values in a range of two orders of magnitude, it was possible to find a C value that allowed the spring discharge to be equal to 135 Vsec, as required. This, of course, implied different distributions ofhydraulic head, each associated with different hydraulic-conductivity and conductance values. Figure Il shows how, although the model results are not unambiguous, the model reproduces a groundwater circulation quite similar to the one we supposed to be characteristic ofthe system (Fig. 8).

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y = 20l26e-O·01l8X 20000

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Simulation

-Depletion curve

O+------t-----+-----I-----I--------i 40 60 o 20 80 100 Days

Depletion-curve simulation The depletion curve of the Bagnara spring is properly described by the Maillet equation (Angelini and Dragoni, I997) in the form

Q

=

Qoe-O.OI18t

(l)

This expression was obtained by analysing nine depletion periods with a recharge equal to zero: the nine curves were unified to construct the "master curve" (l) by using an algorithm that looked for the minimum error according to the minimum-square criterion. Since the depletion curve is a transient state, the mode! output is intluenced by the storage-coefficient and specific-yield values; in running the unsteady-state simulations, we assumed the storage coefficient of the fifth confined layer to be IO-s, whereas the specific yield (l\,) of the unconfined layers was to be calibrated.

Fig. 12.- Simulation of the depletion mas!er curve when assuming the penneability of the 'Calcare Massiccio' to be lO limes higher than !ha! ofthe other permeable formations.

Fig. 12.- Simulation de la courbe de tarissement en supposant que la perméabilité du calcaire Massiccio est lO fois supérieure à celle des autres formations.

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lime (days)

The depletion curve was simulated starting from the hydraulic-head distribution obtained in steady state and associated with the different combinations of hydraulic conductivity and GHB conductance. The simulation was run for an 80day period; it was considered successful whenever a specific-yield value could be found - for the unconfined layers -that corresponded to an coefficient of the depletion curve (1) equal to -0.0118. At this stage, too, the expected results were obtained by assigning different combinations of permeability and specific yield to the system, so that the modeI results remained undetermined. Table I shows the results of the depletion curve simulation HYDROGÉOlOGIE, N" 4, 2000

Fig. 13.- Simulation ofthe spring drying-up when assuming the penneability ofthe 'Calcare Massiccio' to be 10 times higher than that of the other permeable formations.

Fig. 13. - Simulation de l'assèchement de la source en supposant que la perméabilité du ca/caire Massiccio est 10 fois supérieure rì celle des autres formations.

and figure 12 shows the master-curve sirnulation obtained in one of the analysed cases. Table I makes it evident that the depletion curve can be simulated by assuming that the hydraulic conductivity of the formations is the same, and that the 'Calcare Massiccio' and the 'Maiolica' are more petrneable than the 'Scaglia s.l.' The simulation carne out just slightly better - con-

sidering the correlation coefficient between measured and simulated data points - when assuming the permeability of different formations to be different.

Spring-drying simulation The Bagnara spring completely dried up in October 1990, while in 1975 and 1994 its discharge elosely approached zero. Since the Maillet equation does not 19

AQUIFER RECHARGE ANO CLiMATIC CHANGES

I Iigher spring recharge are..1.

Lower spring rechargc area

----------_._---Picwmetric watcr.;hed

lmpervious levcl

Higbcr sprin~ t"ccharge arca

Lowcr spring rcchargc arca

up. The model results showed that - with any of the considered combinations of hydraulic conductivity, conductance and specific yield - the Bagnara depletion curve no 10nger follows equation (1) when the discharge approaches values of about lO Vsec (Fig. 13). Starting from this value, the time required for the spring to fall dry is about 20 days, according to the mode\. Although in 1990 it took longer, about 60 days (from August 20 th to October 20th), for the spring to dry up starting from a discharge of about IO Vsec, it has to be considered that several rainfall cvents occurred in this interval, so that the recharge was not zero. It was not possible to reduce the range of possible results during this stage, since equivalent good simulations were obtained in ali of the analysed situations.

Considerations on the calibration process

lmpervious leve!

Lower lOpring recharge area

Climatic variations and dynamic-recharge area

lmpervious level Fig. 14.- Examplc ofa singlc hydrological system feeding two different springs whose recharge areas are split by a potentiometric watershed. As the water leve! Jowers, the recharge area of the higher spring becomes smaller.

Fig. 14. - Exemple d'un système hydroiogique unique alimentant deux sources différentes, dont les bassins d'alimentat;on sont séparés par une créte piézométrique. Avec l'abaissement du niveau piézométrique, le bossin d'alimentation de lo source lo plus élevée diminue el disparall.

consider the possibility of drying Up, this means that the depletion curve, at some stage, cannot be described by equation (1). In order to simulate the spring drying-up, a sirnulation with no recharge was 20

In spite ofthe several calibration phases it was not possible to define a univocal combination of hydrogeological parameters that allow a satisfactory simulation. However, it should be noted that ali the values assigned to the hydraulic-eonductivity and specific-yield parameters fall within the range commonly accepted for limestone aquifers (Walton, 1970; Kiraly 1975; Kovacs and Associates, 1981 ; Raghunat, 1982; Custodio and L1amas 1983; Klimentov, 1983; Jennings, 1985; Dreybrodt, 1988; Karanth, 1989). Furthermore, ali the considered parameter combinations agree in indicating the same system behaviour for different situations, making the model a useful and reliable means of evaluating the possible reaction ofthe Bagnara spring to c1imate changes.

TUn for more than 80 days and up to about 200 days: a model constructed with the selected criteria, i.e. representing a system connected with the regional flow, allows simulation of thc spring drying-

When discussing the recharge area of a spring, we usually refer to a certain area usually delimited on the basis of geological and climatic considerations - within which the effective infiltration feeds the spring, and which in generaI is considered to be independent of hydrological-system conditions. When dealing with a complex structure that supplies water to several springs or streams, or to regional groundwater circulation, it must be considered HYOROGÉOLOGIE, N° 4, 2000


that the portion of a given system that feeds the spring is different depending on variations in hydraulic-head distribution. An example is a hydrogeological system having as output two springs located at different elevations (Fig. 14): within such a system a potentiometric boundary splits the aquifer into two parts, each feeding one ofthe springs. As the water table lowers or rises, this watershed moves respectively toward the lower or the higher spring, enlarging or reducing the recharge area of each depending on the conditions. From a recharge-area viewpoint, such a situation is analogous to the Bagnara spring system and to many systems in the Umbria-Marche Apennines, which consist of springs at high elevations that are connected to a deeper regional flow. The more the annual recharge decreases, the more the average water table lowers and the smaller the recharge area of such springs located at high elevations becomes. This implies that any percentage decrease in the annual recharge would lead to a correspondingly higher percentage decrease in spring yield. In arder to quantity such a process, the previously calibrated model was assigned different annual-recharge values. Several 10-year steady-state simulations were run, assigning recharge values ranging from 300 to 1200 mm/year to the system. After each simulation, the recharge area of spring and GHB (representing the regional groundwater flow) was defined on the basis of the discharge of each. As expected, the recharge area of the spring increases with increasing recharge. Table 2 shows the results of the simulations when assuming the 'Calcare Massiccio' hydraulic conductivity to be higher than that of the other formations. Moreover, each recharge value has an associated characteristic spring discharge and characteristic GHB discharge. Figure 15 shows the variation in recharge area vs. the variation in annual recharge, whereas Figure 16 shows the variation of discharge of both spring and GHB. Figures 15 and 16 both refer to the simulation run when assuming the 'Calcare Massiccio' permeability to be lO times that of the conductivity of the other formations. The results are quite similar to those obtained with ali the permeability and conductance combinations of Table I, but with a slight difference (abaut 10%) in the spring-recharge area associated with HYDROGÉOLOGIE, N° 4, 2000

8

-Spring

7

-GHB 6

~----

.)1;:--------...,. -+

_J

o 300

400

600

500

700 800 Annual recharge (mm)

900

1000

1100

1200

Fig. 15.- Variation in spring and GHB recharge areas through changing the annual recharge.

Fig. 15.- Variation de l'étendue du bassin d'alimentation de lo souree et de lo limite générale de charge (GHB) enfonetion de la variafion de la recharge annuelle.

200

~

/1

180 160

_Spring

140

-GHB

~

120

~

100

...

O'

;j(

~

,

i

! ,i

-

Present average

I

80

60 40

I

2~ I O

••••_.__•__ •

200

400

600

800

1000

I

••••••••.1

1200

Annual recharge (mm) Fig. 16.- Variations in spring and GHB discharge through changing the annual recharge.

Fig. 16.- Variations du débit de la source et de la limite générale de eharge (GHB) enfonction de lo variation de lo reeharge annueIle.

Recharge (mmJyear) 300 400 600 900 1200

Recharge Imm/day) 0.82 1.1 1.64 2.47 33

Table 2.- Variations in KCM = 10K MA ; KCM = 10K sc·

QGHB (m'/day) 4967 5401 6249 7473 8647

Q spring (m'lday) 1407 3099 6503 11654 16855 recharge

area

through

Spring recharge area (km') 1.71 2.83 3.96 4.72 5.12 changing

the

GHB recharge area (km') 6.04 4.92 3.80 3.03 2.63 annual

recharge.

Tabl. 2.- Variations de l'étendue du bassin d'alimentation en fonetion de la variation de la recharge annuelle. KCM = IOKMA : K CM = lOKsc

low annual recharge (300 mm) when assuming the permeability of ali formations to be the same. Figure 16 clearly shows how, in the event of an annual recharge decrease, the spring discharge would be more severely affected than the regional flow, since the spring-recharge area would get smaller whereas the GHB recharge area would become larger. Ali the

simulations agree in indicating that for a mean annual recharge within the range of 200-300 mm, the spring would completely dry up. Although this extreme assumption seems to be quite unlikcly, the rainfall and temperature data for centrai ltaly agree in indicating that, ifthe trend were to continue the way it did in the past 50 years, a watersurplus decrease or about 20% is not 21


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