Some water samples were taken during a low flow period, at different depths, upstream from the dam, with its floodgates open, allowing the seawater to enter. The chemical analysis of the major elements, of the Br⁻, and the stable isotopes of the water molecule (²H and ¹⁸O) show a very clear stratification with an upper level, low in salinity, approximately 2 m thick, and a homogenous more mineralised water lying at a depth of between 3 and 12 m. In Table 1, one can compare these samples with fresh karstic water from the Coulin borehole, with the water from some springs of Provence, and also with the seawater of the Cassis area. Figs. 2–4 only concern the sea, the two main levels in Port-Miou and the Coulin borehole.

As depicted in Table 2, we can evaluate the proportion of the marine water in an assumed mixing with fresh karstic water. Using the ratios of Cl⁻, Na⁺, SO₄²⁻, Mg²⁺ and K⁺, we can conclude that the spring water contains 13 to 15% of seawater in the upper level and more than 30% at the bottom of the gallery. We can provide two origins for the contribution of the sea water: the first one very far upstream into the karst, giving equal values at −147 and 2200 m from the entrance of the cave and in the upper level of the gallery, the second one in the downstream part of the cave, by a direct intrusion from the open sea.

We have no indication of a participation of evaporites to the mineralization; moreover, the Br⁻/Cl⁻ ratios of all the samples fluctuate around the specific value of the seawater of 1.53, whilst the evaporites value always falls between 0.7 and 1.2.

When we consider the ratios of ¹⁸O and ²H on the one hand and of the HCO₃⁻ on the other hand, we have to envisage a contribution of lower karstic areas to the freshwater flow between Coulin and Port-Miou. A precipitation of calcite caused by mixing of fresh and marine water can explain the low rates of carbonate and calcium in the deeper part of the gallery.

Regarding the karstic areas in the proximity, we know since 1986 that the block of the Sainte-Baume loses 50% of its infiltrated water and a comparison with the results of past dye tests allows us to consider the drainage of the water towards Port-Miou along an Urgonian limestone belt. The drilling of some boreholes has confirmed the presence of an important groundwater flow, with a regular gradient of 6‰ following an east–west, then NNE–SS(E) (W) structural direction (Fig. 5). The regional stratigraphy and the structure of the Urgonian belt do not give credibility to a contact between karstic water and evaporites.

The entirety of the chemical results indicates a mixing of the sea and the karstic waters upstream from the limits of exploration. However, some of these results imply a contribution of other karsts complementing the region of the Sainte-Baume.

As we consider an average discharge of 6 m³ s⁻¹ of freshwater in the Port-Miou system, a regional study, including the rainfall, the infiltration, the discharge of springs and rivers, suggests extending the catchment area to 1200 km². The isotopic study indicates an average altitude of 480 m that can include an important part of the western Lower Provence.

Our multi-disciplinary study allows us to consider that the Port-Miou karstic system is lying on a large part of the calcareous lower Provence. The seawater is introduced very far into the karst and mixed with the freshwater system at a depth of more than 147 m below sea level. It may be suggested that the very important excavation of the system has its origin in the Messinian lowering of the Mediterranean Sea level. With regard to this viewpoint, it may be possible that the submarine blind canyon of Cassidaigne, 6 km south of Cassis, has been cut by the Messinian palaeoriver of Port-Miou a few hundred metres below the present sea level.

Située dans la calanque de Port-Miou, à l'ouest de Cassis, la source marine de Port-Miou naı̂t d'une galerie noyée à 6 m sous le niveau de la mer ; un fort courant d'eau douce, visible lorsque la mer est calme, s'en échappe (Fig. 1). Elle fait partie d'un groupe de sources littorales et sous-marines, dont celle du Bestouan.

Les premières descriptions de la source sont attribuées à Marsigli en 1725 [16], puis à Martel [18], mais l'exploration de la galerie noyée n'a débuté que dans les années 1950, dès l'invention du scaphandre autonome. Un premier plan fut dressé par l'OFRS en 1957 [5]. Par la suite, au début des années 70, d'importants moyens ont été mis en œuvre dans le cadre des travaux du Syndicat des recherches de Port-Miou (SRPM – groupement de la Société des eaux de Marseille et du Bureau des recherches géologiques et minières), destinés à mettre en place un captage expérimental. Une importante galerie noyée, atteignant 20 m de diamètre, a pu être reconnue et levée sur plusieurs centaines de mètres, sans atteindre le fond de cette grotte. À la suite de ces travaux, l'exploration s'est poursuivie en fonction des progrès de la plongée spéléologique et, en 1993, un point ultime à 147 m de profondeur a été atteint à 2200 m de l'entrée [8], dans un énigmatique puits vertical ; néanmoins, le conduit se poursuit au-delà. On atteint ici les limites raisonnables de l'exploration humaine et la suite imposera vraisemblablement l'utilisation d'un engin téléguidé.

L'eau de Port-Miou est abondante, mais saumâtre, ce qui interdit son utilisation directe pour l'alimentation en eau potable. La présence d'un flux d'eau de mer entrant en partie basse de la galerie, qui pouvait expliquer la salinité de la source, a justifié la construction d'un barrage sous-marin destiné à empêcher le mélange des deux eaux.

Une première tentative, commencée en 1972 à l'aide d'un ouvrage en béton allégé construit directement sur les sédiments karstiques, a permis de limiter partiellement l'intrusion marine. La salinité de l'eau est passée de 10 à 6 g l⁻¹ en surface et de 20 à 6 g l⁻¹ au fond. Une deuxième tentative, en 1975–1976, surélevant le barrage, a créé une mise en charge effective de 3 m. Ceci a permis de séparer efficacement les deux milieux, mais en amont du barrage, l'eau conservant cependant une salinité résiduelle proche de 3 g l⁻¹ [26].

L'examen des données collectées par le SRPM montre que la salinité varie en fonction inverse du débit de la source, sans jamais descendre au-dessous du seuil de 2,5 g l⁻¹. L'absence de zonage dans le conduit et l'homogénéité des valeurs à l'étiage laissent alors supposer que le mélange a une origine lointaine [21].

À l'heure actuelle, le suivi a été abandonné et le barrage ne provoque plus de mise en charge, car ses vannes profondes restent ouvertes. Les explorations spéléologiques de 1993 ont montré qu'à l'étiage, au fond de la grotte, à 147 m de profondeur, une salinité de 6 g l⁻¹ est toujours présente [8].

Durant les travaux de construction du barrage, entre 1972 et 1973, la source a fait l'objet d'un suivi. Le débit mesuré par courantographes sur des sections connues de la galerie noyée de Port-Miou a été estimé entre 3 et 160 m³ s⁻¹, avec un débit moyen d'environ 7 à 8 m³ s⁻¹ [12,21].

Des essais de corrélation avec la pluie à Cassis et à Cuges montrent que la pluviosité et le débit des sources de Cassis sont liés. Aucune corrélation simple n'a cependant pu être mise en évidence, ce qui traduit un système à grande inertie [3,17].

À l'époque des travaux, la SEM a mené une réflexion sur l'origine de la salinité résiduelle à Port-Miou [25]. La participation de l'eau de mer au débit de la source a été estimée à 15–20 %. Une reconstitution de la composition de l'eau avant mélange avec l'eau de mer indiquait des teneurs faibles en chlorures (Cl⁻=30 mg l⁻¹) et raisonnables en sulfates (SO₄²⁻=100 mg l⁻¹). Postérieurement, une étude isotopique sur les sulfates [27] a conclu qu'ils avaient en partie une origine continentale, liée au lessivage des terrains du Trias ou de l'Oligocène. Il semble que cette explication ait été amplifiée et étendue aux chlorures pour expliquer la salinité résiduelle, limitant ainsi l'intérêt des futures expérimentations à Port-Miou. Ce problème de salinité résiduelle est commun à de nombreuses émergences karstiques littorales ou sous-marines du pourtour méditerranéen et différentes explications sont actuellement proposées pour leur fonctionnement [1,2,10]. C'est dans le cadre de cette nouvelle réflexion que notre étude préliminaire a été menée à Port-Miou.

En mars 2001, en étiage d'hiver, de l'eau a été prélevée en plongée à différentes profondeurs dans la source de Port-Miou en amont du barrage, les vannes profondes de ce dernier étant ouvertes et permettant l'intrusion de l'eau de mer.

Les anions et cations majeurs, le brome et les isotopes stables de la molécule d'eau (oxygène 18 et deutérium) ont été analysés au laboratoire d'hydrogéologie d'Avignon sur les huit échantillons du profil vertical en galerie. Les résultats montrent une stratification très nette des eaux. Une couche d'eau saumâtre de surface, épaisse d'un peu plus de 2 m et de conductivité proche de 10 000 μS cm⁻¹ (6 g l⁻¹ de minéralisation totale), repose sur une tranche d'eau homogène de 3 à 12 m de profondeur et plus minéralisée, avec une conductivité de 21 300 μS cm⁻¹ (13,5 g de minéralisation totale). Leurs compositions ont été comparées (Tableau 1), d'une part, à celle d'une eau prélevée le 6 avril 2001 dans le forage de Coulin, à Gémenos, à l'altitude de 140 m (niveau piézométrique à 70 m NGF) sur un réseau karstique profond en relation avec la source de Port-Miou et, d'autre part, à celle de l'eau de la Méditerranée, prélevée près de Cassis, loin des venues d'eau douce. Quelques analyses de sources karstiques du même environnement sont fournies en complément.

L'hypothèse a été faite que ces eaux saumâtres pouvaient résulter d'un simple mélange entre l'eau de mer et l'eau douce du karst, représentée par le forage de Gémenos. Le calcul des proportions de chacune des composantes dans le mélange à l'aide de tous les éléments supposés conservatifs (Cl⁻, Na⁺, SO₄²⁻, Mg²⁺ et K⁺) donne les mêmes résultats pour tous les éléments utilisés et fournit, pour la tranche d'eau superficielle, une participation de 13 % d'eau de mer en surface et de 15 % à 2 m de profondeur, alors qu'elle est de près de 33 % pour toute la tranche inférieure homogène de 3 m de profondeur jusqu'au fond (Tableau 2). Sur les diagrammes sodium–chlorures et sulfates–chlorures (Figs. 2 et 3), la réalité des mélanges entre les mêmes composantes est bien démontrée pour les deux tranches d'eau.

Si une partie des mélanges dans la couche inférieure peut s'expliquer par un flux d'eau de mer pénétrant par la galerie horizontale, l'hypothèse selon laquelle la couche supérieure (6 g l⁻¹ de minéralisation) est représentative des écoulements remontant par le conduit vertical semble raisonnable, d'autant plus que l'exploration spéléologique a montré qu'une salinité de 6 g l⁻¹ y était toujours présente, à l'étiage, à 147 m de profondeur. Cette salinité résiduelle résulte aussi du mélange d'une eau des calcaires, assimilable à celle du forage de Gémenos avec l'eau de mer, mais ce premier mélange se produit à grande profondeur dans le réseau karstique. En amont, la composante eau douce continentale est donc une eau bicarbonatée calcique, dont les teneurs en chlorures (14 mg l⁻¹) sont très faibles et héritées des pluies et les teneurs en sulfates à peine plus élevées (<40 mg l⁻¹). En aucun cas ces eaux ne sont marquées, comme on a pu le supposer, par un contact avec des évaporites. Le rapport Br⁻/Cl⁻ (en 10³ mequiv l⁻¹) de tous les échantillons oscille autour de la valeur de 1,53, caractéristique de l'eau de mer, et exclut tout apport de Cl⁻ par des évaporites, pour lesquelles le rapport serait compris entre 0,7 et 1,2 [9].

Le calcul des fractions d'eau marine participant au mélange à partir des isotopes stables donne des valeurs, certes du même ordre de grandeur que celles obtenues avec les éléments chimiques, mais proportionnellement plus fortes avec les deux isotopes et pour tous les échantillons (Tableau 2). En fixant les proportions fournies par l'ensemble des éléments chimiques, on calcule en retour que les teneurs isotopiques de la composante continentale s'élèvent à −7,0 δ¹⁸O‰ et −40,8 δ²H‰, contre respectivement −7,56 et −45,4 pour le forage Coulin. Cette différence implique un apport d'eau complémentaire au réseau karstique en aval du forage, apport dont le contenu isotopique enrichi atteste un impluvium d'altitude plus basse. Sur un diagramme ¹⁸O–Cl⁻ (Fig. 4) on vérifie que la meilleure droite de mélange recoupe l'axe des ordonnées (Cl⁻ à quelques mg l⁻¹) pour un δ¹⁸O de −7,0‰. Comme la teneur en hydrogénocarbonate de la couche de surface de la galerie est supérieure à celle des deux composantes du mélange, la concentration de la composante d'eau douce, et donc de cet apport complémentaire à l'écoulement du réseau karstique, doit aussi être plus forte. Dans l'hypothèse où cet élément serait conservatif, on calcule, comme précédemment avec les isotopes stables, une concentration minimum en hydrogénocarbonate de 385 mg l⁻¹ pour la composante d'eau douce qui s'apparente à celle rencontrée communément dans les aquifères calcaires fissurés ou dans les aquifères karstiques sous couverture, alors que les exsurgences karstiques régionales ont des concentrations en HCO₃⁻ qui ne dépassent pas 280 mg l⁻¹. On remarquera enfin qu'en retenant cette concentration minimum de 385 mg l⁻¹ pour la composante d'eau douce, le calcul de la teneur en hydrogénocarbonate de la couche inférieure d'eau saumâtre de la galerie, à l'aide des proportions fournies par l'ensemble des éléments conservatifs, donne une concentration homogène de 310 mg l⁻¹, à comparer aux 255 mg l⁻¹ mesurés. Cette perte d'hydrogénocarbonate impliquerait la précipitation de calcite lorsque se produit le mélange de l'eau du conduit vertical avec l'eau de mer pénétrant dans la couche inférieure de la galerie. Un échantillon de la boue légère qui recouvre le sol de la galerie noyée a été prélevé en amont du barrage. Un essai à l'acide chlorhydrique révèle la présence de carbonates. Il s'agit vraisemblablement de calcite de précipitation.

Depuis les travaux de Coulier [6], le très important déficit d'écoulement de surface du massif de la Sainte-Baume, certainement supérieur à 50 % de la fonction d'entrée du karst, est démontré. Ce déficit doit être rapproché du fait que des colorations anciennes [23] montrent une alimentation des sources de Cassis par la bande urgonienne qui les unit au bord sud de la Sainte-Baume. Autour de ce massif, les nombreux systèmes annexes nourrissent des sources perchées. De fait, la complexité structurale du secteur se prête à la conservation de structures de stockage des eaux, alors même que les karsts s'y développent sans doute depuis la fin du Miocène. La partie est du massif, l'Agnis, alimente le Gapeau, qui descend vers Hyères et qui reçoit des eaux d'autres karsts, comme ceux de Cuers ou de Siou Blanc. La ligne de partage des eaux, à l'est et au sud–est du bassin de Port-Miou, n'est pas connue avec certitude.

Deux expériences de coloration du BRGM, effectuées en saison humide, ont depuis longtemps prouvé les relations Gémenos sud–Port-Miou [3]. Celle de l'embut de Coulin, en 1965, dans la zone absorbant les eaux de la nappe alluviale à l'est d'Aubagne [20], a donné un transfert à Port-Miou en 42 j (12 m h⁻¹). Celle du tunnel du Mussuguet (Fig. 5) en 1966, en aval et dans une partie plus active du karst, a été positive en 7 j (32 m h⁻¹).

Bien qu'un essai de traçage du groupe spéléologique de Provence [19] sur l'embut aval du poljé de Cuges n'ait rien donné en six mois de surveillance, cette grande structure karsto-tectonique est certainement drainée vers Port-Miou. Un déversement vers le sud est peu probable, l'Urgonien s'y révélant indemne de karstification, malgré les nombreux essais de foration. En 1981, un forage implanté à Cuges ouest (Puyricard) révéla des circulations actives, avec une surface piézométrique moyenne à 90 m NGF. D'autres forages furent ensuite implantés notamment à Coulin entre Cuges et l'embut de Coulin, avec une surface piézométrique vers 70 m NGF. Ceci traduit une inclinaison régulière de la surface piézométrique de 6 m km⁻¹ de Cuges vers Port-Miou selon les directions est–ouest puis NNE–SSW qui correspondent à la structure (Fig. 6).

Les forts débits reconnus sur les forages de Puyricard et de Coulins et la constance du gradient hydraulique confirment l'idée que les drains principaux vers Port-Miou longent la zone faillée est–ouest de Cuges jusqu'à Coulin. Ils sont suralimentés par le déversement profond des karsts étagés de la Ste Baume, dont celui qui nourrit la source de St Pons (100 à 200 l s⁻¹), exutoire de système annexe et celui du Vèze, révélé par des suintements saisonniers et par un forage artésien [24].

La structure du massif calcaire intermédiaire rend peu probable un contact des eaux du karst avec des évaporites triasiques ou oligocènes.

Pour tous les éléments majeurs, excepté les hydrogénocarbonates et le calcium, la minéralisation des eaux de la galerie de Port-Miou peut s'expliquer par un simple mélange entre l'eau de mer et l'eau du karst, représentée par le forage de Coulin. Un premier mélange à raison de 15 % d'eau de mer s'effectue au-delà de 147 m de profondeur, avant la remontée par le conduit vertical, et s'écoule sans autre perturbation dans la couche supérieure de galerie noyée. Le barrage étant actuellement ouvert, l'eau de mer pénètre dans la tranche inférieure de la galerie et un mélange complémentaire à raison de 33 % s'opère de façon homogène entre 3 et 12 m de profondeur. Les chlorures et les sulfates présents dans l'eau de Port-Miou ont bien une origine essentiellement marine.

Les analyses isotopiques suggèrent un apport complémentaire d'eau douce issue d'un impluvium plus bas que celui du forage de Coulin, tandis que les teneurs en hydrogénocarbonates du mélange impliquent que cet apport soit plus concentré, avec donc une minéralisation qui s'apparente à celle d'aquifères calcaires sous couverture. La composante d'eau douce ne peut se résumer à la seule contribution d'un réseau karstique, comme celui intercepté au forage de Gémenos.

Si l'on retient l'existence d'un débit moyen de 7 à 8 m³ s⁻¹ drainant l'aquifère de Port-Miou–Bestouan, l'apport d'eau douce au système peut être estimé à 6 m³ s⁻¹, compte tenu d'un mélange avec l'eau de mer à raison de 15 %.

La pluviométrie de la basse Provence montre des valeurs comprises entre 350 et 600 mm pour les Bouches-du-Rhône et entre 700 et 900 mm pour le Var. En s'appuyant sur des bilans réalisés sur des bassins bien circonscrits, plateau d'Agnis [11] et massif de Néoules [7], qui donnent des modules d'infiltration de 10 1S⁻¹ km⁻² dans des contextes équivalents, on peut retenir un module compris entre 6 et 10 1S⁻¹ km⁻² pour les affleurements calcaires de ce secteur, soit une moyenne de 8 1S⁻¹ km⁻².

En retenant une valeur maximale de 10 1S⁻¹ km⁻², l'impluvium communément admis de Port-Miou– Bestouan comprenant l'auréole urgonienne du bassin du Beausset, augmentée d'une partie de la Sainte-Baume, couvre une superficie de 200 km² environ [14], qui peut fournir au maximum 2 m³ s⁻¹.

L'excédent de 4 m³ s⁻¹ à Port-Miou impose la recherche d'un bassin supplémentaire d'au minimum 500 km², vraisemblablement beaucoup plus, puisque les superficies nécessaires doivent déjà comporter un écoulement de surface. Par exemple, les débits des sources ou des prélèvements connus entre le bassin du Beausset et la Sainte-Victoire (sources de l'Argens, puits de l'Arc, etc.) atteignent 3 à 4 m³ s⁻¹ pour une surface d'affleurements de calcaires du Jurassique et du Crétacé d'environ 1000 km², ce qui ne représente que la moitié de l'infiltration annuelle, qui devrait théoriquement produire environ 8 m³ s⁻¹.

On dispose, pour situer l'impluvium de Port-Miou, d'un autre paramètre fourni par la teneur en oxygène 18 de la composante eau douce du système. Le δ¹⁸O de cet apport, qui a été estimé à −7‰, indique un impluvium à l'altitude moyenne de 480±50 m, compte tenu des rares valeurs dont on dispose sur la basse Provence et des gradients isotopiques avec l'altitude de $0,33‰/100$ m définis sur le bassin de Fuveau [4].

La teneur en ¹⁸O donnerait donc une indication proche de celle de l'essai de bilan. Au-delà de son bassin de 200 km² communément accepté, l'impluvium total de Port-Miou–Bestouan, estimé à près de 1200 km², pourrait au moins s'inscrire dans un périmètre remontant vers le nord, dans le bassin de l'Arc, jusqu'à la Sainte-Victoire et s'étendant vers l'est, en direction de Brignoles (Fig. 6).