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Sur quelques sources littorales et sous-marines autour de la Méditerranée

On some coastal and underwater springs around the Mediterranean Sea
Jean Nicod
p. 19-39

Résumés

Cette étude rassemble des informations et discussions, d'après de nombreux auteurs, sur diverses sources karstiques littorales, d'eau douce ou saumâtre, et émergences sous-marines, dans leur contexte hydrogéologique, géomorphologique et environnemental. La position par rapport au niveau marin des principales sources est précisée (Tab. I) et on rappelle brièvement leur origine et le fonctionnement des émergences, ainsi que les difficultés de captage, du fait des intrusions d'eau marine. On a particulièrement analysé le fonctionnement de Font Estramar et Font-Dame, sur la bordure de l'étang de Salses, en rapport avec le karst des Corbières, le cas analogue de l'alimentation du Lac Siutghiol sur le littoral de la Dobrodgea, le problème classique des "Moulins de la Mer" d'Argostoli et de l'hydrosystème de l'île de Céphalonie, et d'autres problèmes des karsts littoraux (covas de Majorque, etc.).

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Texte intégral

1Texte préalablement publié dans le numéro XXXVI (2009) des Études de Géographie Physique, pages 3-23.

I - Introduction

2Le long des côtes de la Méditerranée, les sources littorales et sous-marines jaillissent au pied ou à proximité des massifs calcaires. Certaines, reconnues de longue date par les pêcheurs, furent utilisées dès l'Antiquité : une source dans le port de Tyr lors du siège d'Alexandre, un puits romain foré près de l'exsurgence sous-marine d'Aurisina, dans le Carso triestin (M. BREZNIK, 1973). La résurgence sous-marine de Port-Miou dans une des Calanques de Cassis a été décrite par le Comte de MARSIGLI dans son "Histoire physique de la Mer" (1725). Les moyens modernes – télédétection infrarouge, mesures de salinité, reconnaissance en plongée dans les réseaux noyés – ont permis d'inventorier de nombreuses émergences. Ces recherches ont été effectuées dans la seconde moitié du XXème siècle en vue de leur captage, toujours difficile en raison de l'intrusion de l'eau de mer dans le karst : réussi à la source de Kivéri, au sud d'Argos (Péloponnèse), incertain dans le cas de celle de Port-Miou (voir paragraphe II­4).

3Les notes présentées dans cet article rassemblent les informations recueillies sur quelques sites majeurs au cours de colloques et de voyages d'étude, et dans diverses publications, certaines bien oubliées ! Sans vouloir rivaliser avec les travaux très pointus des hydrogéologues, mais en en tenant compte, nous nous sommes efforcé de situer les émergences dans leur contexte géomorphologique et environnemental. Grâce aux nouveaux moyens de recherche et aux publications récentes qui en font état, des précisions peuvent être apportées sur les problèmes de fonctionnement et les perspectives d'utilisation de ces sources.

II - Situation et fonctionnement : des phénomènes d'interface

4D'une manière générale, en première approximation, leur position résulte de la remontée holocène du niveau de la mer, envahissant un relief karstique développé, et d'un flux d'eau douce suffisant pour vaincre l'intrusion de l'eau salée dans le réseau karstique (O. BONACCI, 1987).

1 ) Localisation géographique (Tab. I et Fig. 1)

Tableau I - Quelques sources littorales et sous-marines, classées par rapport au niveau actuel de la mer.

Tableau I - Quelques sources littorales et sous-marines, classées par rapport au niveau actuel de la mer.

Figure 1 - Carte des karsts littoraux autour de la Méditerranée et des principales sources littorales et sous-marines.

Figure 1 - Carte des karsts littoraux autour de la Méditerranée et des principales sources littorales et sous-marines.

D'après les indications dans M. BREZNIK (1974), B. HAKIM (1995 – carte F) et les auteurs en référence du tableau I.
Cas particulier dans la péninsule salentine : SC = Santa Cesarea Terme, source thermale sulfureuse dans une grotte littorale.
Voir également les cartes en Annexes.

5Du fait de la très grande variété des littoraux calcaires méditerranéens, en rapport avec les dispositifs tectoniques, il y a divers types de sites (premier inventaire en France, G. DUROZOY et H. PALOC, 1967).

6De nombreuses exsurgences jaillissent directement au pied des falaises calcaires, correspondant le plus souvent à des escarpements de faille comme les sources littorales et sous-marines du Carso triestin (Aurisina : 7 sources sur une ligne de 100 m), celle de La Mortola dans les Alpes-Maritimes à la frontière franco-italienne, Font Estramar et Font-Dame en bordure des Corbières (voir chapitre III) et diverses émergences du massif des Calanques de Marseille. Le lac-source hydrothermal de Vouliagmeni, sur la côte méridionale de l'Attique, est une doline d'effondrement dans une zone de broyage.

7Certaines sources sous-marines sont en rapport avec une calanque et son dispositif tectonique, comme celle de Port-Miou, près de Cassis, très importante par son débit (Qm = 6 à 7 m3/s – É. GILLI et al., 2004), mais aussi Bulaž dans une calanque du sud de l'Istrie (O. BONACCI, 1987) et celles de la baie de Bakar près de Rijeka en Croatie (M. SURIĆ et al., 2002). Des émergences littorales et sous-marines de réseaux noyés situés à faible profondeur existent dans les calanques des calcarénites miocènes de la péninsule salentine, au SE de l'Italie et sur la côte orientale de l'île de Majorque. Dans les covas de Majorque l'étude des concrétions a donné des indications précises sur la remontée holocène du niveau marin (J.J. FORNOS et al., 2002 ; P. TUCCIMEI et al., 2006) (voir chapitre V).

8Dans le système orogénique dinarique, la côte adriatique de la Croatie est caractérisée par des chaînes littorales dominant les kanali (canali), vallées synclinales ennoyées. De nombreux vruljés jaillissent au voisinage de ces grandes unités chevauchantes, comme le Velebit et le Biokovo, alimentés par les importantes précipitations sur ces hauts reliefs et les ponors des poljés d'altitude (Fig. 2). Le terme croate vrulja (pluriel vruljé), désigne uniquement des sources sous-marines plus ou moins caractérisées par un tourbillon

Figure 2 - Position des vruljés de Žrnovnica, près de Senj, sur le littoral adriatique nord de Croatie.

Figure 2 - Position des vruljés de Žrnovnica, près de Senj, sur le littoral adriatique nord de Croatie.

La source sous-marine est alimentée par le massif karstique du Velebit et la perte de la rivière Gačka, distante d'environ 17 km. Références in J. NICOD 2003, p. 34.

9Le dispositif est le même pour la source Ljuta, près de Kotor au Monténégro (Fig. 3) et l'Almyros d'Héraklion en Crète.

Figure 3 - Source Ljuta, à Orahovac, sur le littoral au nord de Kotor (Monténégro).

Figure 3 - Source Ljuta, à Orahovac, sur le littoral au nord de Kotor (Monténégro).

D'après S. MILANOVIĆ, 2005, schéma complété.

2 ) Conditions hydrogéologiques

10Les grosses sources littorales et sous-marines sont les émergences d'aquifères karstiques importants et bien structurés. La plupart sont de type vauclusien, caractérisées par des vasques et conduits subverticaux : les vruljés en crue se manifestent par un tourbillon – et c'est pour ne pas l'avoir observé qu'Ė.A. MARTEL avait relégué Port-Miou au rang des galéjades... ! Sur le littoral croate, à Bakar et dans les kanali, dont la profondeur n'excède guère 60 m, l'origine des exutoires et la structuration du karst est mise en rapport avec les phases régressives du Quaternaire (M. SURIĆ, 2002). Mais lorsqu'on a pu explorer les puits jusqu'à une profondeur plus importante, de l'ordre de 150 m, comme dans le réseau de Port-Miou, à Font-Estramar, et à Ljuta près de Kotor (Tab. I), on doit envisager comme à la Fontaine de Vaucluse, une karstification profonde en fonction de la régression messinienne (sur Port-Miou, B. BLAVOUX et al., 2004). Régressions marines et mouvements néotectoniques peuvent interférer, comme cela se produit certainement en bordure du Velebit, dans le cas de la source sous-lacustre du lac de Siutghiol sur le littoral de la Dobrodgea (voir chapitre IV), à l'Almyros d'Héraklion en Crète et, plus évident encore, dans la circulation karstique à travers l'île de Céphalonie (voir chapitre V).

11En revanche, certains réseaux sont de type différent. Sur la côte orientale de la Sardaigne, dans le massif karstique de Sopramonte, si les émergences du système Utopia-Ispuligedenie, au sud du massif, sont situées entre -30 et -80 m (J. DE WAELE), les eaux cascadantes de l'important réseau de Codula di Luna débouchent au voisinage du niveau marin actuel : dans Bue Marino, la célèbre Grotte du Phoque et dans l'exutoire sous-marin de Cala Luna. Sur les littoraux de certains plateaux karstiques, comme celui de calcarénites miocènes de la péninsule Salentine, les exsurgences correspondent à des réseaux horizontaux proches du zéro actuel. Il en est de même dans le cas d'Aïn Zayanah, en Cyrénaïque (Fig. 4).

Figure 4 - Aïn Zayanah (Cyrénaique).

Figure 4 - Aïn Zayanah (Cyrénaique).

a : Réseau en partie noyé (en noir) dans les calcaires miocènes. b : coupe de Bukarma puits de 40 m de diamètre, exploré à -55 m (d'après J.C. DOBRILLA, 1991).
Références et discussion sur l'ancienneté et le fonctionnement du système in J. NICOD (2000 – d'après les travaux de K.H. PFEFFER, 1975).

12Dans le cas de Chekka, il s'agit des émergences ennoyées d'un système artésien alimenté par le karst du Mont Liban (Fig. 5).

Figure 5 - Le système artésien de Chekka, au Liban (au sud de Tripoli), émergences entre -5 et -120 m dont le captage était projeté.

Figure 5 - Le système artésien de Chekka, au Liban (au sud de Tripoli), émergences entre -5 et -120 m dont le captage était projeté.

Faisabilité reprise dans le projet MEDIDATE 2004/2007, jugée non concluante (La Recherche, n° 421, 2008, p. 58).

3 ) Le fonctionnement hydrologique

13Les variations de débit et l'afflux d'eau salée à certaines saisons dans les sources littorales avaient été déjà remarqués dans l'Antiquité : ainsi, à Syracuse, dans la patrie d'Archimède, les dysfonctionnements de la source Aretusa (Photo 1) – pics de salinité et tarissements subits en relation avec les séismes – faisaient l'objet d'une légende. Comme il est analysé dans de nombreux ouvrages (M. BREZNIK, 1973 ; O. BONACCI, 1987 ; D.C. FORD et P.W. WILLIAMS, 1989 ; É. GILLI et al., 2004 ; etc.) nous rappellerons seulement que ces émergences fonctionnent à l'interface eau douce - eau salée dans les aquifères karstiques, la première moins dense se superposant dans les aquifères au biseau salé. Mais un certain mélange peut s'opérer, en raison de la complexité des réseaux karstiques, et les eaux devenir plus ou moins saumâtres, le plus souvent en saison estivale ou seulement épisodiquement et, dans les cas de captage, par l'effet du cône de dépression induit par les pompages.

Photo 1 - La fontaine Aretusa, dans l'île d'Ortygie, cœur de Syracuse. [cliché : Jean NICOD, 2000]

Photo 1 - La fontaine Aretusa, dans l'île d'Ortygie, cœur de Syracuse. [cliché : Jean NICOD, 2000]

Ses dysfonctionnements (pics de salinité et tarissements subits en relation avec les séismes) avaient suscité la légende de la nymphe Aréthuse.

Photo 2 - Le golfe d'Argostoli et les Moulins de la mer dans l'île de Céphalonie. Nouvelles roues construites après le séisme de 1953. [cliché : Jean NICOD, 1963]

Photo 2 - Le golfe d'Argostoli et les Moulins de la mer dans l'île de Céphalonie. Nouvelles roues construites après le séisme de 1953. [cliché : Jean NICOD, 1963]

Photo 3 - Le gouffre de Melisani (-66 m), près de Sami, à l'est de l'île de Céphalonie. [cliché : Jean NICOD, 1963]

Photo 3 - Le gouffre de Melisani (-66 m), près de Sami, à l'est de l'île de Céphalonie. [cliché : Jean NICOD, 1963]

Lac saumâtre, profond de 36 m, regard sur la circulation karstique à travers l'île. Haut-lieu touristique.

14Cette émergence karstique importante (Qm = 5m3/s), située à 20 km au N de Benghazi, avait été étudiée par la Société des Eaux de Marseille dans le but d'un captage à des fins agricoles et domestiques. Mais elle est plus ou moins saumâtre, suivant les saisons, par mélange d'eau douce et d'eau de mer. Elle jaillit entre +1,2 et +1,5 m sur le rebord d'un plateau de calcaire helvétien particulièrement karstifié, avec dolines d'effondrement et galeries noyées : El Habibi, vaste doline de 140 m de diamètre donnant accès au plan d'eau, El Merisi, réseau de 2177 m de conduits noyés. Le plateau calcaire ne reçoit que de faibles précipitations (< 300 mm/an), mais en situation de piémont par rapport au J. Akhdar plus arrosé (485 mm à El Marsah) son aquifère en charge contrebalance l'intrusion d'eau marine.

15 D'une manière générale, comme cela se passe à Aïn Zayanah, la salinité diminue fortement lors des crues et augmente à l'étiage lorsque le flux d'eau continentale n'est plus suffisant pour refouler l'eau de mer (Fig. 6). Le processus a été particulièrement bien étudié à l'Almyros d'Héraklion et à la source Pantan près de Trogir en Dalmatie (M. BREZNIK, 1973 ; C. BÈZES et C. JOSEPH, 1983 ; O. BONACCI, 1987 ; R. MAIRE, 1990 ; É. GILLI, 1999).

Figure 6 - Diminution de la salinité lors des crues à l'Almyros d'Heraklion (du fait des actions hydrodynamiques : mise en charge élevée qui bloque l'intrusion d'eau de mer) et à Port-Miou, (par dilution de l'eau de mer dans l'afflux d'eau douce).

Figure 6 - Diminution de la salinité lors des crues à l'Almyros d'Heraklion (du fait des actions hydrodynamiques : mise en charge élevée qui bloque l'intrusion d'eau de mer) et à Port-Miou, (par dilution de l'eau de mer dans l'afflux d'eau douce).

Extrait des figures 4 et 5 de B. ARFIB et al., 2006.

16Lors des crues à Port-Miou, il s'agit plutôt d'un phénomène de dilution. En cas d'exploitation, le pompage, en période de moindre alimentation d'eau douce, crée une dépression qui facilite l'intrusion de l'eau de mer par les multiples fissures, comme cela se produit à Port-Miou (É. GILLI et al., 2004).

4 ) Le problème de l'exploitation des sources littorales et sous-marines

17En raison de ces conditions hydrologiques, le captage de ces sources, qui représentent une ressource considérable pour la fourniture d'eau d'irrigation et d'alimentation urbaine sur les rivages de la Méditerranée, est malheureusement aléatoire (O. BONACCI, 1987 ; É. GILLI et al., 2004). Diverses techniques ont été expérimentées pour limiter l'intrusion d'eau salée (B. MIJATOVIĆ, 2005).

18Dans le Carso, la ville de Trieste, après une première tentative en 1860, a pu capter l'une des sources sous-marines d'Aurisina (Brojnica) en l'entourant d'une digue (F. GEMITI, 2004).

19De même à Kivéri, sur la côte orientale du Péloponnèse, on a eu recours à un barrage en demi-cercle isolant l'émergence (Fig. 7). Ces captages ont été réussis, car les exutoires étaient peu profonds et les structures favorables. Le captage a été réalisé en 1970. Cette exsurgence sous-marine à -5 m est principalement alimentée par le ponor de Nestani, dans le poljé de Tripolis, à 636 m d'altitude, distant de 27 km. Elle peut donner jusqu'à 10 m3/s ; grâce à la puissance du débit, l'eau n'est que légèrement chlorurée (3 à 4 g/l de Cl-) (D.J. BURDON, 1965 ; M. BREZNIK, 1973).

Figure 7 - Source captée d'Agios Georgios, près de Kivéri.

Figure 7 - Source captée d'Agios Georgios, près de Kivéri.

Croquis d'après une photo.

20Dans d'autres cas, la solution le plus souvent envisagée est d'essayer de forer en amont de l'exutoire, sur le cours souterrain préalablement reconnu : hélas, échec partiel à Port-Miou, malgré le barrage construit dans le conduit (Fig. 8), et expérimentation non concluante sur l'émergence sous-marine de Cabbé, près de Roquebrune-Cap Martin (É. GILLI, 2002).

Figure 8 - Le barrage de Port-Miou, d'après L. POTIÉ (1974).

Figure 8 - Le barrage de Port-Miou, d'après L. POTIÉ (1974).

La flèche indique le déversoir de crue.

III - Font Estramar et Font-Dame : sur le littoral des corbières et un curieux milieu lagunaire

21Ce sont deux sources vauclusiennes à la fois bien connues des pêcheurs de l'étang de Salses (ou de Leucate), et curieusement ignorées, bien qu'en bordure de la R.N. 9 à l'incessant trafic. Elles sont pourtant très intéressantes par leur site et les conditions de fonctionnement.

1 ) Les sites : au pied de l'escarpement des Corbières sur l'étang de Salses

22Font Estramar (ou source de la Rigole) jaillit au pied d'un escarpement d'origine tectonique, sur le rebord d'un plateau de près de 200 m d'altitude, dans les calcaires massifs de faciès urgonien (barrémo-aptiens). Font-Dame est une source sous-lacustre, formée de huit fissures émissives dissimulées par un marais flottant de phragmites (prolongement des "sagnes" de Salses). Toutes les deux sont des sources vauclusiennes importantes : Font Estramar, Qm = 1,5 m3/s, Font-Dame 2 m3/s. Mais elles présentent de grands écarts de débits : Font Estramar entre 60 et 0,7 m3/s. D'autres sources jalonnent le même contact tectonique : l'exsurgence temporaire du Malpas, et des émergences à travers les alluvions, dans la plaine de Salses (H. SALVAYRE, 1974, 2002). L'ensemble représente les exutoires de l'hydrosystème karstique des Corbières sud-orientales.

2 ) Font-Estramar : une réplique de la Fontaine de Vaucluse et de Port-Miou (Fig. 9)

Figure 9 - Le système de la résurgence de Font Estramar (Corbières d'Opoul), d'après H. SALVAYRE (2002).

Figure 9 - Le système de la résurgence de Font Estramar (Corbières d'Opoul), d'après H. SALVAYRE (2002).

Développement longitudinal du réseau : 410 m environ.

23Les récentes explorations en plongée donnent une idée d'un réseau noyé très important (SALVAYRE 2002). Les éléments principaux sur les 2750 m actuellement connus comportent une vasque, un réseau presque horizontal, de -36 à -50 m, et une vaste cavité oblique, reconnue jusqu'à ­147 m de profondeur. Comme à la Fontaine de Vaucluse et à l'extrémité connue de Port-Miou, l'existence d'une cavité de ce type témoigne d'une évolution lors d'une phase régressive très importante, vraisemblablement celle du Miocène supérieur (Messinien). Deux autres éléments sont à noter :

  • la température élevée de l'eau (18°C) témoigne d'une zone noyée profonde importante, dans un contexte géothermique lié à la tectonique ;

  • dans la grande cavité terminale, la présence de concrétions et des bancs de galets siliceux signifie des phases de dénoyage du réseau, au cours du Quaternaire.

3 ) L'alimentation du système : le Karst des Corbières d'Opoul et les pertes de l'Agly (Fig. 10)

Figure 10 - Le karst des Corbières d'Opoul et l'Étang de Salses – Leucate.

Figure 10 - Le karst des Corbières d'Opoul et l'Étang de Salses – Leucate.

Données hydrogéologiques d'après H. SALVAYRE (2002) et la carte géologique Leucate

24au 1/50000 (BGRM, 1982).

25Cet ensemble de plateaux est constitué par les séries carbonatées du Jurassique (surtout les calcaires blancs du Malm, 200 m de puissance) et celle du Crétacé inférieur de faciès urgonien. Entre les deux les calcaires marneux du Berriasien peuvent déterminer des petits aquifères perchés, mais ne constituent pas un obstacle infranchissable à la pénétration des eaux, du fait de la fracturation. L'ensemble, qui fait partie de la nappe des Corbières mise en place lors de la phase paroxysmale pyrénéenne, est affecté par un réseau de faille NE-SO et NNO-SSE. La position élevée (60 m environ) du plateau de calcaires lacustres pliocènes de Leucate témoigne d'une néotectonique récente, probablement quaternaire, d'après les indications données par les miroirs de failles affectant des remplissages karstiques dans la carrière de Font-Dame (M. CALVET, 1999, p. 262). Le système de faille NO-SE se raccorde à la faille de la Têt, qui joue en décrochement senestre (séisme de Caramany, 1978).

26Toutefois la karstification est en grande partie héritée, comme le montrent la position du poljé d'Opoul et celle de certains avens, par exemple le Barrenc de l'Hydre (-354 m), perché sur le Montoullié de Périllou à 626 m d'altitude (Fig. 10).

27Le poljé d'Opoul est un bassin karstique d'orientation NE-SO, au pied d'un escarpement de faille très évolué de même orientation. Son fond à 155-152 m d'altitude est un peu en contrebas d'un paléo-niveau de karst à buttes probablement miocène. Les plans de cette paléo-topographie sont situés vers 200 m d'altitude, donc au-dessus du seul aplanissement net, celui du Plat de la Coume Servi (128 m) marqué par un dépôt de Miocène inférieur marin (sur ces paléo-topographies des Corbières, cf. M. CALVET, 1992).

28Différentes dépressions karstiques et vallons secs, exploitant les accidents tectoniques, comme l'ouvala du Mas d'en Bac (fond aussi à 153 m) et le poljé lui-même sont inscrits dans cette paléo-topographie. Le poljé s'est développé en partie dans les marnes jaunes du Bédoulien, permettant une certaine étanchéité de son fond, donc des possibilités de submersion temporaire : un lac de 15 ha, lors des pluies diluviennes des 12-13 novembre 1999 (248 mm à Tautavel).

29Les eaux de ce lac épisodique, et celles de deux petits cours d'eau temporaires sont absorbées par les deux avens des Amandiers, qui jouent le rôle de ponors. Une coloration effectuée le 11 novembre 1962 a montré les relations rapides avec Font Estramar. Un forage profond réalisé en 1997 au sud d'Opoul a permis d'atteindre la zone noyée : débouchant dans une cavité à 250/300 m de profondeur : cela confirme les informations sur la karstification profonde de ce secteur des Corbières (H. SALVAYRE, 2002).

30Ce bassin d'alimentation karstique s'étend loin vers le SE, comme l'ont montré les traçages effectués à partir du gouffre du pont sur le Roboul (alt. 200 m, -105 m) et des pertes de l'Agly et du Verdouble, près d'Estagel (à 16/18 km des résurgences). La perte principale dans le lit de l'Agly, celle des "Tourbillons" est située au niveau du gué d'Estagel, d'autres existent en aval, et assèchent le cours d'eau en période d'étiage. Celles du Verdouble sont multiples dans le canyon en aval de Tautavel, la plus fréquente se trouve au contact des dolomies du Bathonien. L'ensemble des pertes apporterait 0,5 m3/s au système de Font Estramar-Font-Dame (ibidem).

4 ) Les rapports avec le milieu lagunaire

31Il s'agit de l'évolution d'un ancien golfe en fonction des variations du niveau marin au cours de l'Holocène. Vers 7000 BP la mer est à -7 m et l'Agly construit un delta dans la partie méridionale actuelle de la l'étang de Salses. Vers 4500 BP la mer atteint son niveau actuel, et les matériaux du paléo-delta sont remaniés pour constituer le cordon littoral externe, puis un cordon intermédiaire, celui de l'îlot de la Rascasse, vers 2700-2000 BP, lors d'un niveau marin redescendu de 1 à 2 m, ce qui isole le bassin sud, celui des sources (C. DUBOUL-RAZAVET et R. MARTIN, 1981).

32Des tessons de poterie romaine reposant sur une plage de sable fin à -4 m, découverts lors de travaux routiers près du Moulin de Font-Dame indiquent que le marais flottant n'existait pas alors. Sa création est en rapport avec l'élévation post-romaine du niveau marin attestée dans la basse vallée de l'Aude (P. AMBERT et al., 1978) et les conditions de sédimentation dans l'étang.

33L'étang de Salses-Leucate est vaste (5400 ha), relativement profond (jusqu'à 3,5 m) et soumis aux influences marines par les graus. Dans le bassin nord le vent dominant du NO induit un courant qui entraîne les particules fines vers la rive sud-occidentale, permettant le déve loppement des marais à roseaux. Ils sont soumis à une double influence : celle des eaux douces des résurgences, et d'afflux d'eau saumâtre, lors des vents d'est, provoquant une montée du niveau de la lagune jusqu'à +1 m. On note aussi, comme dans de nombreuses sources littorales, du type almyros, une certaine contamination par les eaux d'origine marine : la chlorinité peut y dépasser 1 g/l de Cl- en période d'étiage.

34Dans le passé les sources avaient été utilisées. Au XIXème siècle un barrage établi dans les marais de Font-Dame permettait de faire tourner un moulin. Mais maintenant il s'agit d'une utilisation indirecte de leurs eaux : deux établissements piscicoles, établis dans les marais proches, peuvent élever des espèces variées, comme les loups et les dorades, profitant d'un milieu biologiquement très riche, à cause de la confrontation des eaux douces et marines. Mais ce milieu a été modifié du fait de l'aménagement des passes navigables (les deux graus de Leucate et de Saint Georges-Port Barcarès) à travers le lido devenu espace touristique, ce qui a entraîné l'augmentation de la salinité et permis le développement de la conchyliculture (C. VERLAQUE, 1981).

IV - L'alimentation karstique du lac Siutghiol sur le littoral de la Debrodgea

35Cet exemple, découvert à l'occasion du VIème Colloque de Géographie franco-roumain (1975) sous la direction de P. GAŞTESCU et A. GUILCHER, présente une similitude de position avec les sources du front des Corbières dans la lagune de Salses-Leucate. Toutefois le fonctionnement du système est différent.

36La côte initialement sinueuse de la Dobrodgea sur la Mer Noire a été régularisée au cours de l'Holocène par des flèches formées par les alluvions provenant du Delta du Danube. Le cordon sableux de Mamaia isole complètement le lac Siutghiol (19 km2) dont le niveau moyen naturel est à +1,8 m. Ce lac est alimenté sur sa bordure ouest par de grosses émergences sous-lacustres, entonnoirs émissifs sondés à -18 m. Elles sont situées sur le tracé de la faille N-S Ovidiu-Capidava, en position de barrage karstique (Fig. 11).

Figure 11 - Situation du karst de la Dobrodgea méridionale (J. NICOD, 1977, fig. 1).

Figure 11 - Situation du karst de la Dobrodgea méridionale (J. NICOD, 1977, fig. 1).

37Le plateau de la Dobrodgea méridionale (Fig. 12) est constitué par les calcaires sarmatiens superposés à la série carbonatée mésozoïque. Sa karstification est importante et ancienne : formes de surface, paléo-poljés plus ou moins masqués par la couverture loessique, et anciens réseaux (dont la célèbre Peştera de la Movile plus au sud, près de Mangalia). Il s'agit de paléokarsts réalisés en fonction des mouvements néotectoniques, et des niveaux régressifs de la Mer-Noire (lac Euxin) et réactivés (C. LASCU et al., 1994/95). Un sondage effectué à proximité du lac, à Palazu Mare pour l'alimentation en eau de Constanţa, a rencontré d'importants conduits noyés vers -550 m, au voisinage du contact calcaires/roches métamorphiques (M.D. BLEAHU, 1974, p. 472). Dans ce secteur, l'aquifère des calcaires jurassiques sous les marnes aptiennes fonctionne en charge.

Figure 12 - Coupe à travers la Dobrodgea méridionale (d'après NICOLESCU, 1965).

Figure 12 - Coupe à travers la Dobrodgea méridionale (d'après NICOLESCU, 1965).

38L'eau des sources sous-lacustres de la Dobrodgea (2 à 2,5 m3/s) provient des précipitations sur les parties élevées du secteur (le plateau de Deli-Orman reçoit 600 mm environ de pluie par an). Cette alimentation assure au lac un niveau, contrôlé par un barrage sur son émissaire, supérieur à celui de la Mer Noire ; aussi la chlorinité est-elle faible, résultant principalement d'infiltrations profondes à travers le cordon de Mamaia (effet classique du "biseau salé"). Toutefois, dans les années 60, la surexploitation des eaux du lac pour l'irrigation et l'industrie avait dangereusement abaissé son niveau de près d'un mètre et accru sa salinité ! (P. GAŞTESCU et A. BREIER 1975).

V - L'énigme des Moulins de la mer d'Argostoli, dans l'Île de Cépholonie (Grèce)

39Les Moulins de la mer d'Argostoli (Photo 2) constituent une curiosité unique, décrite succinctement dans tous les guides de voyage. Connue en France grâce à É.A. MARTEL (1922), elle a fait l'objet de nombreuses études et interprétations contradictoires. L'énigme a été résolue, pour l'essentiel, par les recherches de l'école hydrogéologique de Graz (V. MAURIN et J. ZÖTL, 1960, 1965). Ces travaux sur ce problème ont largement contribué à la connaissance sur le fonctionnement des sources littorales saumâtres et des sources sous-marines.

40Ces moulins sont situés sur le littoral est de la péninsule d'Argostoli, au nord de la ville, dans la partie occidentale de l'île montagneuse de Céphalonie. Les moulins anciens fonctionnaient grâce à la chute de courts ruisseaux d'eau de mer, absorbée par les katavothres sur lesquels ils étaient installés. Détruits par le séisme de 1953, ils ont été remplacés par des roues métalliques, qui tournent pour satisfaire la curiosité des touristes... (Fig. 13).

Figure 13- Les Moulins de la mer d'Argostoli.

Figure 13- Les Moulins de la mer d'Argostoli.

D'après une photo prise en 1983 lors de la visite du site sous la direction d'Anna PETROCHILOU.

1 ) Le contexte tectonique et géomorphologique

41Céphalonie est une île de 750 km2, se présentant comme un ensemble de plateaux et massifs élevés de 900 à 1000 m d'altitude au nord, et culminant au sud au Mont Aenos (1628 m). Elle appartient au système structural des îles ioniennes. Presque entièrement carbonatée (Fig. 14), elle est surtout constituée par la puissante série de calcaires bien lités du Crétacé, appartenant à la zone isopique pré-apulienne, et en pendage isoclinal vers l'ENE sur la transversale Argostoli-Sami. En revanche, le massif au sud de Sami est formé des calcaires jurassiques de la zone Ionienne, chevauchant les flyschs, et avec extrusion du Trias évaporitique au sud. Cet ensemble est très tectonisé : charriage vers l'ouest, système orthogonal de failles ayant rejoué à diverses époques. La tectonique reste active, le séisme catastrophique de 1953 a produit un léger basculement de l'île, marqué par des exhaussements de 0,8 à 1 m sur la côte SO, et de 0,3 m à Argostoli ; par contre, à Haghia Euphemia, au NE, le niveau de la mer s'est élevé de 0,3 m, et les sources littorales saumâtres seraient devenues de ce fait sous-marines (V. MAURIN et J. ZÖTL, 1960). La subsidence du littoral de Sami est attestée dès l'Holocène ancien (P.A. PIRAZZOLI et al., 1994).

Figure 14 - Carte structurale et hydrogéologique de Céphalonie.

Figure 14 - Carte structurale et hydrogéologique de Céphalonie.

D'après : Carte géologique de l'Épire au 1/100000 (Éditions Technip, 1966) ; V. MAURIN et J. ZÖTL, 1965 ; B. BOUSQUET, 1974.

42Les séries carbonatées ont été affectées, grâce à la fracturation, d'une importante karstification traduite par des dolines-lacs d'effondrement (les deux Akoli) et le gouffre de Melisani (Photo 3), ainsi que par le petit poljé de Valsamata, perché vers 600 m d'altitude au cœur de l'île. Le système hydrogéologique postule une karstification profonde réalisée lors des niveaux marins régressifs, lorsque le golfe d'Argostoli fonctionnait comme poljé.

2 ) L'analyse hydrologique

43Les conditions bioclimatiques représentent un autre facteur favorable au développement de l'infiltration karstique : soumise au climat ionien, l'île est relativement bien arrosée (Pm annuelles :860 mm à Argostoli) et elle était boisée. Mais des forêts de chênes et de sapins ne subsistent que dans des espaces protégés, surtout sur le Mont Aenos (réserve d'Abies Cephalonica) ; le pastoralisme, surtout à basse altitude, leur a substitué des phryganes, landes à euphorbes et à pimprenelles épineuses (Poterium spinosum).

44La plupart des sources sont proches du littoral, et se répartissent en trois catégories, d'après l'analyse minutieuse de V. MAURIN et J. ZÖTL (1960) :

  • quelques sources d'eau douce, dont celles de Kutavos (captée pour Argostoli) et celles de Sami ;

  • des sources d'eau saumâtre sur le littoral du golfe de Sami, particulièrement celle de Karavomylos près de Nea-Vlachata, et celles d'Haghia Euphemia ;

  • des sources sous-marines dans le golfe de Sami.

45Les traçages à l'uranine depuis les Moulins de la mer ont montré que le flux principal s'établissait d'Argostoli vers les sources près de Nea Vlachata. À proximité l'énorme gouffre de Mélisani (-66 m) contient un petit lac souterrain d'eau légèrement saumâtre, profond de 36 m, d'environ 5000 m3 : c'est un regard sur la circulation karstique en diagonale à travers l'île (Fig. 15 ; Photo 3). De plus, il a été affecté par le séisme de 1953 : effondrement au fond, inclinaison des stalactites.

Figure 15 - Schéma hydrogéologique de l'île de Céphalonie, d'après V. MAURIN et J. ZÖTL (1965).

Figure 15 - Schéma hydrogéologique de l'île de Céphalonie, d'après V. MAURIN et J. ZÖTL (1965).

3 ) Comment fonctionne le système ?

46Évidemment on a fait appel d'une manière classique, à la théorie des vases communicants. L'eau de mer des pertes (Qm = 0,3 m3/s) est plus dense (delta = 1,026) que l'eau saumâtre de Melisani et des sources voisines : une dépression moyenne de -1 m aux pertes serait équilibrée d'après les calculs théoriques à une surélévation de +2 m à Melisani (E.W. BAUER, 1971). Le mélange des eaux s'effectue dans le karst profond. Mais il faut un moteur pour pousser les eaux dans le sens Argostoli-Sami.

47V. MAURIN et J. ZÖTL (1963, 1965) ont démontré le rôle de chutes d'eau issues des pertes dans le poljé de Valsamata et du karst d'altitude ; les gouffres sont inclinés suivant le pendage général vers l'ENE, et l'énergie cinétique des chutes contribue à pousser la circulation interne dans cette direction. Ce modèle théorique a été repris dans plusieurs manuels (O. BONACCI, 1987 p. 109 ; D.C. FORD et P.W. WILLIAMS, 1989, p. 505 ; É GILLI et al., 2004 ; etc.).

48Récemment une autre hypothèse a été présentée (C. DROGUE et G. SOULIOS, 1988). Elle fait intervenir le rôle du courant marin en général orienté SSO-NNE dans la Mer Ionienne, qui produit une surélévation de niveau de près de 30 cm dans le golfe d'Argostoli. Le mouvement ainsi initié est relayé par le courant de densité à travers le karst profond de l'île. Mais cela suppose que les pertes de charge dans le système soient faibles, en rapport avec une karstification développée pendant les périodes de niveau marin régressif. Cette seconde hypothèse permet d'expliquer des variations périodiques du flux d'eau de mer absorbé à Argostoli, mais n'exclut pas, à notre avis, le rôle des chutes d'eau dans la détermination du sens général de la circulation hypogée.

49Ainsi l'île de Céphalonie constitue un cas privilégié pour l'étude des phénomènes et du fonctionnement hydrologique d'interface eau douce / eau marine dans un karst profond particulièrement développé dans un contexte néotectonique.

VI - Conclusion : diversité des problèmes et essor des recherches

50Les besoins en eau sur les littoraux méditerranéens suscitent un grand intérêt pour le captage des sources sous-marines et justifient de nombreuses recherches (É GILLI et al., 2004). La télédétection infra-rouge et les mesures de température et de salinité ont permis de localiser de nombreuses émergences, jusqu'alors ignorées. Sur les sources connues, la complexité des réseaux qui les alimentent a été mise en évidence par les investigations géophysiques et par les explorations spéléologiques.

51Dans l'ensemble ces réseaux noyés sont hérités d'une longue évolution où ont interféré les variations du niveau marin, les mouvements néotectoniques, et les cycles climatiques commandant l'apport des eaux continentales, comme le montrent bien les exemples de Port-Miou, de Font Estramar et d'Argostoli.

52Du fait des variations hydrologiques rapides induites par les pics d'apport des eaux continentales et l'influence des tempêtes et des courants marins, ces conduits noyés ou semi-noyés peuvent être affectés de phénomènes hydromécaniques, qui, surtout dans le cas des plateaux de molasse, peuvent se répercuter en surface : exemple sur le karst littoral des calcarénites de la péninsule salentine, de l'apparition subite et éphémère de trous dans la plage, liés au fonctionnement des sources sous-marines (M. DELLE ROSE et M. PARISE, 2002).

53Avec l'essor des explorations spéléologiques en plongée, de nombreuses observations ont été effectuées sur les concrétions et les datations isotopiques obtenues précisent les variations du niveau marin et les modalités de fonctionnement des hydrosystèmes. C'est particulièrement le cas dans les grottes marines des covas (calanques) dans les calcarénites miocènes de la côte SE de Majorque : vastes réseaux labyrinthiques de la Cova Genovesa (plus de 7 km) et de la Cova dell Coll. Elles contiennent de nombreuses concrétions stalagmitiques, réalisées en régime vadose, pendant les périodes des régressions marines quaternaires et aujourd'hui submergées. Les observations ont porté surtout sur les excroissances d'origine biogénique sur les spéléothèmes (POS = phreatic overgrowths on speleothems) marquant les phases de stabilité du niveau marin (Fig. 16). Au-dessus du plan d'eau actuel, leur position correspond à trois stades de l'interglaciaire éémien ; et au contraire, en position noyée, ces excroissances indiquent des phases de stabilité des niveaux régressifs (J.J. FORNOS et al., 2002 ; P. TUCCIMEI et al., 2006). De même dans deux grottes du littoral adriatique de la Croatie, une étude récente précise les séquences d'incrustation biogéniques (organismes perforants) sur les stalagmites submergées (M. SURIĆ et al. 2007).

Figure 16 - Schéma d'une grotte du karst littoral de Majorque, montrant les excroissances phréatiques sur les spéléothèmes (POS = phreatic overgrowths on speleothems).

Figure 16 - Schéma d'une grotte du karst littoral de Majorque, montrant les excroissances phréatiques sur les spéléothèmes (POS = phreatic overgrowths on speleothems).

Les tiretés marquent les hauteurs des niveaux marins. Les alignements de POS plus hauts que le niveau actuel sont en rapport avec des périodes chaudes (interglaciaire éémien), tandis que les plus bas représentent les stades de périodes froides (P. TUCCIMEI et al., 2006, fig. 1).

54Il est bon de rappeler que ces grottes marines constituent un milieu d'une grande biodiversité, et souvent un refuge pour les espèces menacées (comme les phoques de la grotte du Bue Marino en Sardaigne). Et les plongeurs ne désespèrent pas de découvrir un jour une seconde Grotte COSQUER !

Annexe 1-a - Les karsts d'Europe moyenne autour de la Méditerranée occidentale.

Annexe 1-a - Les karsts d'Europe moyenne autour de la Méditerranée occidentale.

Annexe 1-b - Les karsts d'Europe moyenne autour de la Méditerranée orientale.

Annexe 1-b - Les karsts d'Europe moyenne autour de la Méditerranée orientale.

Remerciements : Nous avons bénéficié de multiples informations de la part de nombreux collègues, et sommes particulièrement redevable à Andrej KRANJC de Postojna, pour la documentation qu'il nous a fournie sur les vruljés, ainsi qu'à Éric GILLI et Bruno ARFIB qui nous ont tenu au courant de leurs travaux. Nous remercions Alain MARRE et Claude MARTIN pour leur relecture du manuscrit.

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Table des illustrations

Titre Tableau I - Quelques sources littorales et sous-marines, classées par rapport au niveau actuel de la mer.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 652k
Titre Figure 1 - Carte des karsts littoraux autour de la Méditerranée et des principales sources littorales et sous-marines.
Légende D'après les indications dans M. BREZNIK (1974), B. HAKIM (1995 – carte F) et les auteurs en référence du tableau I.Cas particulier dans la péninsule salentine : SC = Santa Cesarea Terme, source thermale sulfureuse dans une grotte littorale.Voir également les cartes en Annexes.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 988k
Titre Figure 2 - Position des vruljés de Žrnovnica, près de Senj, sur le littoral adriatique nord de Croatie.
Légende La source sous-marine est alimentée par le massif karstique du Velebit et la perte de la rivière Gačka, distante d'environ 17 km. Références in J. NICOD 2003, p. 34.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 264k
Titre Figure 3 - Source Ljuta, à Orahovac, sur le littoral au nord de Kotor (Monténégro).
Légende D'après S. MILANOVIĆ, 2005, schéma complété.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 216k
Titre Figure 4 - Aïn Zayanah (Cyrénaique).
Légende a : Réseau en partie noyé (en noir) dans les calcaires miocènes. b : coupe de Bukarma puits de 40 m de diamètre, exploré à -55 m (d'après J.C. DOBRILLA, 1991).Références et discussion sur l'ancienneté et le fonctionnement du système in J. NICOD (2000 – d'après les travaux de K.H. PFEFFER, 1975).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-5.jpg
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Titre Figure 5 - Le système artésien de Chekka, au Liban (au sud de Tripoli), émergences entre -5 et -120 m dont le captage était projeté.
Légende Faisabilité reprise dans le projet MEDIDATE 2004/2007, jugée non concluante (La Recherche, n° 421, 2008, p. 58).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-6.jpg
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Titre Photo 1 - La fontaine Aretusa, dans l'île d'Ortygie, cœur de Syracuse. [cliché : Jean NICOD, 2000]
Légende Ses dysfonctionnements (pics de salinité et tarissements subits en relation avec les séismes) avaient suscité la légende de la nymphe Aréthuse.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-7.jpg
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Titre Photo 2 - Le golfe d'Argostoli et les Moulins de la mer dans l'île de Céphalonie. Nouvelles roues construites après le séisme de 1953. [cliché : Jean NICOD, 1963]
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-8.jpg
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Titre Photo 3 - Le gouffre de Melisani (-66 m), près de Sami, à l'est de l'île de Céphalonie. [cliché : Jean NICOD, 1963]
Légende Lac saumâtre, profond de 36 m, regard sur la circulation karstique à travers l'île. Haut-lieu touristique.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-9.jpg
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Titre Figure 6 - Diminution de la salinité lors des crues à l'Almyros d'Heraklion (du fait des actions hydrodynamiques : mise en charge élevée qui bloque l'intrusion d'eau de mer) et à Port-Miou, (par dilution de l'eau de mer dans l'afflux d'eau douce).
Légende Extrait des figures 4 et 5 de B. ARFIB et al., 2006.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-10.jpg
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Titre Figure 7 - Source captée d'Agios Georgios, près de Kivéri.
Légende Croquis d'après une photo.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-11.jpg
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Titre Figure 8 - Le barrage de Port-Miou, d'après L. POTIÉ (1974).
Légende La flèche indique le déversoir de crue.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-12.jpg
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Titre Figure 9 - Le système de la résurgence de Font Estramar (Corbières d'Opoul), d'après H. SALVAYRE (2002).
Légende Développement longitudinal du réseau : 410 m environ.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-13.jpg
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Titre Figure 10 - Le karst des Corbières d'Opoul et l'Étang de Salses – Leucate.
Légende Données hydrogéologiques d'après H. SALVAYRE (2002) et la carte géologique Leucate
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-14.jpg
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Titre Figure 11 - Situation du karst de la Dobrodgea méridionale (J. NICOD, 1977, fig. 1).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-15.jpg
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Titre Figure 12 - Coupe à travers la Dobrodgea méridionale (d'après NICOLESCU, 1965).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-16.jpg
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Titre Figure 13- Les Moulins de la mer d'Argostoli.
Légende D'après une photo prise en 1983 lors de la visite du site sous la direction d'Anna PETROCHILOU.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-17.jpg
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Titre Figure 14 - Carte structurale et hydrogéologique de Céphalonie.
Légende D'après : Carte géologique de l'Épire au 1/100000 (Éditions Technip, 1966) ; V. MAURIN et J. ZÖTL, 1965 ; B. BOUSQUET, 1974.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-18.jpg
Fichier image/jpeg, 712k
Titre Figure 15 - Schéma hydrogéologique de l'île de Céphalonie, d'après V. MAURIN et J. ZÖTL (1965).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-19.jpg
Fichier image/jpeg, 304k
Titre Figure 16 - Schéma d'une grotte du karst littoral de Majorque, montrant les excroissances phréatiques sur les spéléothèmes (POS = phreatic overgrowths on speleothems).
Légende Les tiretés marquent les hauteurs des niveaux marins. Les alignements de POS plus hauts que le niveau actuel sont en rapport avec des périodes chaudes (interglaciaire éémien), tandis que les plus bas représentent les stades de périodes froides (P. TUCCIMEI et al., 2006, fig. 1).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-20.jpg
Fichier image/jpeg, 284k
Titre Annexe 1-a - Les karsts d'Europe moyenne autour de la Méditerranée occidentale.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-21.jpg
Fichier image/jpeg, 576k
Titre Annexe 1-b - Les karsts d'Europe moyenne autour de la Méditerranée orientale.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/13575/img-22.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean Nicod, « Sur quelques sources littorales et sous-marines autour de la Méditerranée »Physio-Géo, Volume 18 | -1, 19-39.

Référence électronique

Jean Nicod, « Sur quelques sources littorales et sous-marines autour de la Méditerranée »Physio-Géo [En ligne], Volume 18 | 2022, mis en ligne le 30 avril 2022, consulté le 02 juin 2023. URL : http://journals.openedition.org/physio-geo/13575 ; DOI : https://doi.org/10.4000/physio-geo.13575

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Auteur

Jean Nicod

Professeur émérite à l'Université de Provence jusqu'en 1993.

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