Géologie du Gapeau

L’histoire actuelle du Gapeau

 

1. Climatologie actuelle

Le climat varois est caractérisé par deux grandes tendances locales, la tendance « provençale » anticyclonique avec prédominance du mistral donnant un climat sec et des températures très contrastées. La seconde tendance « niçoise » est régie par la dépression centrée sur le golfe de Gênes amenant de l’humidité accompagnée de précipitations et des températures douces.
Une troisième tendance plus globale est régie par les vents de sud (Sirocco) ou de sud-est (Chergui) traversant la Méditerranée relativement chaude. Ces vents de printemps et d’automne se chargent en humidité en passant sur la mer et provoquent des « entrées maritimes » qui engendrent de fortes précipitations sur les versants sud des reliefs côtiers.
Lorsque les contrastes thermiques entre les entrées maritimes et l’atmosphère du continent sont trop importants, on assiste à des orages violents avec de fortes précipitations ou des averses de grêle. Les cumuls de pluie peuvent devenir très importants (plus de 100 mm d’eau par heure). La durée des averses et les vents violents sur le littoral entrainent des inondations dans les plaines littorales. Ce phénomène appelé « épisode cévenol » fût bien décrit lors des catastrophes de Nîmes, Vaison-la-Romaine, Auribeau-sur-Siagne.
Il conjugue ces apports pluvieux importants avec un relief karstique à versant abrupt souvent proche de zones urbanisées empiétant sur la zone drainante du bassin versant, c’est-à-dire du lit majeur du cours d’eau.
L’extension des zones bétonnées ou asphaltées de ces agglomérations ne permet pas l’infiltration et amplifie les écoulements superficiels qui deviennent dévastateurs.

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Mécanismes de circulation des masses d'air et des eaux dans le karst toulonnais.

 

2. L'hydrologie karstique

Le réseau du Gapeau draine tout le karst des plateaux calcaires du versant sud-est de la Sainte-Baume, des Morrières et des barres de Cuers. Les massifs calcaires sont percés de réseaux karstiques formant des zones de rétention d’eau régulées par des seuils hydrauliques ou des siphons.
L’Été, les eaux circulent en général dans les zones fracturées avec un débit faible ; de nombreux boyaux de drainage sont à sec. Les sources en point haut dîtes sources de trop-plein n’offrent aucune eau sur la périphérie des massifs. Seules les résurgences en point bas sont pérennes, mais le débit reste faible (figure ci-dessous) ; parfois, la sécheresse peut entrainer la disparition de certains cours d’eau et des lacs alimentés par celles-ci comme le lac de Besse-sur-Issole.

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Régime d'étiage ; écoulement gravitaire des eaux.

Lors des pluies printanières ou automnales, les cavités du karst se remplissent ; le niveau des eaux atteint les seuils régulateurs et la circulation des eaux se rétablit dans l’ensemble du réseau karstique. Les sources de trop-plein se mettent en charge et les eaux sont restituées rapidement dans l’ensemble du réseau de surface avec une montée des cours d’eau (figure ci-dessous).
Lors des fortes précipitations, les apports de surface sur les plateaux calcaires alimentent très rapidement le karst sous-jacent.
Le niveau d’eau dans le réseau karstique monte très vite, les salles sont ennoyées et présentent des risques très forts pour les spéléologues ; le débit des sources devient important et s’ajoute aux écoulements de surface provoquant des crues importantes avec des inondations.

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Régime de crue ; apport de surface et sources de trop-plein.

Pendant un épisode cévenol, les eaux de surfaces deviennent rapidement menaçantes pour les zones urbaines établies le long des cours d’eau ou des vallées sèches. Les trois facteurs qui régissent ce mécanisme sont en premier lieu les reliefs en « amphithéâtre » ouverts aux entrées maritimes et couronnant des réseaux avec de fortes pentes dans le bassin de réception. Le cours moyen se caractérise par un étranglement qui concentre la circulation des eaux de surface et le cours inférieur possède une faible pente et est établi dans une large vallée hébergeant des zones urbaines denses dans le lit majeur du réseau et souvent imperméabilisées par les asphaltes des voies de circulation ou par le béton des constructions. On assiste alors à des lames d’eau importantes souvent chargées de matériel en suspension (sédiments ou embâcles) qui provoquent des catastrophes comme à Nîmes, à Vaison-la-Romaine ou plus récemment à La Londe-les-Maures.
Le second facteur est un contraste entre des eaux marines relativement « chaudes » et des mouvements d’air puissants et « froids ». L’atmosphère se charge en humidité et se concentre en nuages bas qui viennent se bloquer sur les reliefs donnant de grosses averses subites.
Le troisième facteur concerne l’urbanisation du cours inférieur avec parfois des étranglements du lit majeur comme des ouvrages (pont, rocade surélevée pour éviter la submersion des voies de circulation, zones fortement urbanisées…).
Ces trois facteurs entraînent des écoulements souvent chargés en sédiments depuis les cours supérieurs et moyens qui participent à l’érosion importante des berges du cours inférieur provoquant des glissements de terrain qui entravent l’écoulement.
Le niveau de l’eau remonte en amont et le cours d’eau envahit son cours supérieur puis la plaine environnante. La végétation des berges est aussi un facteur aggravant lorsque celles-ci sont fortement érodées augmentant les chances d’embâcle au niveau des goulets d’étranglement du cours d’eau. Enfin le matériel emporté vers l’embouchure démultiplie son engorgement surtout si le déferlement marin contrarie l’écoulement du cours d’eau.

3 Le bassin du Gapeau

Il se compose de deux cours d’eau principaux : Le Gapeau et le Réal Martin. Bien distincts jusqu’à une petite dizaine de kilomètres de l’arrivée à la mer, les deux bassins sont constitués d’une géologie bien distincte avec la zone provençale calcaire pour le Gapeau et le massif ancien des Maures (plutonique et métamorphique) pour le Réal Martin.

3.1 Le Gapeau

C’est le bassin principal, il s’étend sur 180 km2. Le bassin de réception de Signes est un poljé(1) entouré au Nord par les versants sud-est du massif de la Sainte-Baume et dans sa partie méridionale par les hauteurs du plateau des Morières. Un autre poljé est bordé au nord par les hauteurs de Mazaugues et de la Loube et par les barres de Cuers au Sud. Il est drainé par un petit affluent qui alimente le cours supérieur du Gapeau en passant par Méounes. Ces deux grandes cuvettes structurales et de dissolution ont longtemps fonctionné en réceptacles fermés ou drainés par des ponors(2) comme les lacs de la Roquebrussanne. Les ponors et des avens(3) permettent la mise en charge des réseaux karstiques qui alimentent les sources du Gapeau à Signes.

Le cours supérieur démarre à la sortie du poljé de Signes et s’enfonce dans des gorges étroites entre Méounes-lès-Montrieux et Solliès-Pont. Cette vallée reçoit des cours d’eau très courts (résurgences) drainant le plateau des Morières et les barres de Cuers. La géographie des gorges du Gapeau découle de la conjugaison d’accidents majeurs orientés NNO-SSE donnant le sens de l’écoulement principal et d’accidents secondaires NE-SO transversaux contrariant la progression du cours d’eau en créant des ressauts ou des rapides. Dans la partie haute du drainage du poljé de la Roquebrussanne, des accidents nord-sud encaissent rapidement ce petit affluent du Gapeau jusqu’au croisement de la route de Signes et de Belgentier où il rejoint le Gapeau. Tous ces accidents obliques à l’axe principal des gorges sont des sources de trop-plein ou de petites résurgences qui alimentent latéralement le cours d’eau principal.

Le cours moyen du Gapeau s’établit au débouché des gorges dans la dépression périphérique des Maures. Cette vallée ourle les Maures depuis Toulon à l’ouest jusqu’à Saint-Aygulf à l’est, elle est drainée par le Gapeau que dans son tiers occidental depuis Gonfaron sommairement. Le cours d’eau traverse en diagonale cette vallée sans vraiment tenir compte des zones basses de La Garde ; c’est une défluviation dont la plus connue en Europe est celle de la plaine du Po en Italie du Nord. Il recoupe profondément un épandage de sables et de galets calcaires que l’on appelle géomorphologiquement une « crau » comme au nord de la Camargue. Le Gapeau coulait donc au-dessus du profil de la vallée. Ces trois cours d’eau se rejoignent au niveau du lieu-dit la Castille. Au niveau de la commune de La Crau, la partie basse du cours moyen traverse à l’emporte-pièce une étroiture constituée des hauteurs des Sauvans et du fenouillet et dévale dans la vallée de Sauvebonne.

Le cours inférieur est canalisé dans la vallée de Sauvebonne, cette vallée structurale est délimitée à l’ouest par les hauteurs permiennes des Pousselons et à l’est par les Maures. Cette vallée a une altitude de 19 m alors que le cours moyen s’établit entre 80 et 40 m d’altitude. Elle est en pente faible et canalise les eaux du Réal Martin principal affluent du Gapeau. La confluence de ces cours d’eau se fait anormalement, le Gapeau coupe à angle droit le cours rectiligne du Réal Martin au niveau du camping du « Vert-Gapeau ». On notera que le profil d’équilibre du Gapeau est beaucoup plus pentu que celui de son affluent en amont de la confluence. Par la suite le Gapeau parcourt la basse vallée vers l’est en recoupant des alluvions sableuses rubéfiées jusqu’à la mer. La direction ouest-est correspond aux grands accidents affectant le massif des Maures.

3.2. Le Réal Martin

Ce bassin versant est constitué de roches métamorphiques des Maures ; les reliefs sont escarpés et les zones drainantes sont étroites rarement sédimentaires donc les écoulements sont essentiellement de surface. Le chevelu du réseau du Réal Collobrier jusqu’à la dépression périphérique des Maures à la hauteur de Pierrefeu draine une zone assez importante dénuée de nappe phréatique importante et les eaux arrivent très vite sur le littoral. Si les vents d’est bloquent les embouchures avec un déferlement important, les eaux ennoient les basses vallées et provoquent des catastrophes dans les quartiers orientaux de Hyères ou à La Londe-les-Maures.

4. Le cadre géologique du bassin du Gapeau

L’ouest du bassin est établi sur la Provence calcaire émergée à la fin du Jurassique reliant les massifs primaires des Maures et les Cévennes. Les massifs calcaires de la Sainte-Baume et de la Sainte-Victoire sont les témoignages de ces reliefs occupés par les dinosaures et les dépressions lacustres recueillant les bauxites. Ces massifs calcaires isolent la mer alpine au nord de la Téthys méridionale, ils seront repris au cours de la formation des Alpes à la fin du Tertiaire. L’est du bassin regroupant les eaux du Réal Martin et du Réal Colobrier est caractérisé par des formations métamorphiques très imperméables du Primaire avec des versants abrupts.

Le bassin oriental drainé par le Réal Colobrier est essentiellement métamorphique, les granites du Plan-de-la-Tour et de la presqu’île de Saint-Tropez n’appartiennent pas à cette zone. Les couvertures sédimentaires sont concentrées dans le fond des vallées étroites, généralement les formations de versants sont pauvres en aquifère. L’essentiel des aquifères se trouve dans les grands accidents qui cloisonnent le massif donnant très peu de sources d’altitude.

Sur le plan tectonique, l’ouest calcaire est marqué par des ondulations orientées ouest-est qui sont recoupées par une énorme boutonnière ourlée au Sud par les falaises de la Sainte-Baume et au Nord par celles de la Sainte-Victoire. Lors de la formation des Alpes apparaissent de grands accidents ouest — est dirigés par la reprise de ceux du socle primaire. La marge secondaire des Alpes naissantes est recoupée par de grands accidents nord – sud qui entaillent la Provence centrale et donnent naissance aux grands fossés d’effondrement de la vallée du Rhône et de la Durance. Pour le bassin hydrographique du Gapeau, la conjugaison de ces différents accidents avec le socle donne la géométrie des cours supérieurs avec les gorges du Gapeau à l’ouest et des vallées du Réal Martin et du Réal Collobrier à l’est. Les surfaces structurales du permo-trias de la dépression périphérique des Maures pendent vers l’ouest entre Cuers et Toulon, les hauteurs des Pousselons isoleront pendant un temps les cours du Gapeau et du Réal Martin.

5. Le Quaternaire régional

En Méditerranée, cette période est marquée par des oscillations importantes des lignes de rivage (avec des transgressions jusqu’à des hauteurs de 108 à 110 m au-dessus du zéro actuel (Calabrien moyen) et des régressions importantes, dont la plus grande, se situe vers 100 à 120 m au-dessous du niveau actuel (Tardiglaciaire). Beaucoup des dépôts quaternaires ont disparu, effacés par l’érosion continentale ou engloutis en mer, cependant les manifestations des plus récents persistent dans le paysage et impriment un caractère particulier au littoral depuis les plaines alluviales jusqu’au plateau continental immergé.

La période -300 000 à -120 000 ans possède deux appellations suivant que l’on s’intéresse au quaternaire continental alpin (Riss) ou au quaternaire marin méditerranéen (Sicilien-Tyrrhénien). Elle est marquée en mer par deux épisodes transgressifs entrecoupés par deux épisodes régressifs. D’après les travaux de E. BONIFAY, les oscillations de la mer s’atténuent vers l’Actuel avec dans l’ordre chronologique : le Néosicilien transgressif atteignant les +33 m et l’Eutyrrhénien II avec un maximum à + 20 à 22 m par rapport au zéro actuel.

D’une manière générale, les phases transgressives s’inscrivent dans le paysage par des ruptures rapides des versants suivies de fonds de plaine quasiment horizontaux. Cette modification topographique correspond à la mise en place de plate-forme d’abrasion marine et au démantèlement par la mer des formations de versant. Cette particularité se distingue facilement sur les cartes topographiques du pays toulonnais et sur les îles d’Hyères, la courbe de niveau des 30 m marque un brusque changement entre les courbes très écartées sous-jacentes et celles très serrées des versants en amont. Sur le plan sédimentologique, on remarque la présence de limons fins dans les parties basses limités en amont par des gravières à galets aplatis d’origine diverses entre 30 et 34 m d’altitude puis on passe à des éboulis de versant.

Le tableau ci-après montre un essai de corrélation entre les différentes chronologies du Quaternaire.

1800 5 50 2 00 30 Âges
(x 1000 ans)
Calabrien Sicilien Tyrrhénien Versilien Chronologie
Méditerranée
Pléistocène inférieur Pléistocène moyen Pléistocène
supérieur
Holocène Chronologie
continentale
Donau — Günz Günz Mindel Riss Würm Postglaciaire Chronologie
alpine

Corrélations chronologiques du Quaternaire (d’après A. FOUCAULT & J.-F. RAOULT — 1984)

Dans le sud du Var, les étages continentaux quaternaires les plus marqués sont les formations fluviatiles et de versants du Riss et du Würm. En milieu marin, les rivages fossiles sont nombreux et bien étudiés dans les Alpes-Maritimes et les Bouches-du-Rhône. Souvent l’altitude des niveaux est faussée par la tectonique surtout à l’est du fleuve Var entre Nice et Menton. Sur le littoral varois, on distingue souvent un brusque changement des pentes des versants vers la courbe de niveau des 30 m.

Le littoral néosicilien du cours inférieur du Gapeau est constitué par la large plaine de Sauvebonne littorale qui s’enfonce très profondément dans les terres jusqu’au lieu-dit « La Décapris » (altitude 30 m) avec une pente de moins d’un mètre par kilomètre longitudinalement. Cette vallée est couverte d’une épaisse formation limoneuse rubéfiée de 3 à 5 m de puissance ; les cailloutis cristallophylliens se rencontrent seulement à l’approche des versants limitrophes. La mer du Néosicilien a donc envahi largement les plaines littorales créant ainsi des rias larges ou des golfes intérieurs comme la plaine de La Garde. Les passes étroites relient ce golfe intérieur à la mer ouverte ; de nombreuses îles encombrent le littoral avec les hauteurs actuelles de La Colle Noire, Giens et les îles actuelles d’Hyères, dont Porquerolles découpée en plusieurs îlots. Les hauteurs du Paradis et du mont des Oiseaux restent rattachées au massif du Fenouillet et constituent deux presqu’îles.

5.1. L’évolution quaternaire du bassin du Gapeau

Dès le début du Quaternaire, Le Gapeau, le Réal Martin et le Réal Collobrier ont des réseaux indépendants. Le Gapeau draine le karst et le bassin de Signes alors que les cours orientaux collectent les eaux des versants occidentaux des Maures. Le Gapeau se jette dans la rade du Toulon en traversant La Garde ; son canyon part vers l’est dans la direction des grands accidents affectant le socle primaire et une pente relativement forte. Le Réal Martin est canalisé par le contact entre le Permo-trias et le socle métamorphique. Le pendage vers l’ouest des grés et marnes des Pousselons bloque les eaux venant des Maures et les obligent à suivre les grands accidents nord-sud qui compartimentent l’Ouest du massif. Les compartiments dont les limites sont nord — sud et ouest — est basculent vers le nord-est. Ils s’étagent en gradins de plus en plus bas vers le sud et vers l’ouest. Les topographies de la vallée de Sauvebonne et du canyon suivant obéissent à ces grands accidents du massif.

5.1.1. État des lieux au Néosicilien

Cet étage méditerranéen correspond au transgressif à + 33 m n. g.F. (nivellement général de la France). Il y a environ 200 000 ans, le Gapeau ne se jette pas dans la Méditerranée, il est bloqué par un cordon de sable et galets au niveau de la route actuelle entre La Crau et La Farlède. Ce cordon littoral relie le Fenouillet au pied du Coudon et isole une lagune au niveau de la Castille où se jettent les eaux du Gapeau, mais aussi les ruisseaux de la Jonquière et du petit Réal qui drainent l’Est de la vallée des Solliès. Les galets plats souvent asymétriques témoignent d’une usure littorale avec un dépôt relativement bien lité sans trace de régime torrentiel. Le sédiment est pauvre en sable et témoigne d’un apport grossier important depuis une zone calcaire. Sur sa frange continentale du cordon, les conglomérats se solidifient par la cristallisation des carbonates provoquée par les alternances de périodes de sécheresse et de submersion liées au niveau d’eau dans la lagune. Le littoral est constitué par un golfe assez étendu peu profond occupant la zone entre le Pradet et La Garde. De plus le tri du ressac entraîne les particules fines (argiles et sables) vers le centre du golfe ou la ria de Sauvebonne. Une passe relie ce golfe à la mer ouverte entre Le Pradet et Carqueiranne, on doit avoir un accès de la mer par la rade de Toulon aux travers des îlots constituant les hauteurs actuelles de la zone de Saint Jean du Var ou d’exutoire actuel de l’Eygoutier. Ce dernier exutoire est souligné par les coupes de la plaine de l’Eygoutier où apparaissent des formations de galets sous les sédiments récents Fy et au-dessus des sédiments anciens du Gapeau qui se jetait dans la rade de Toulon. La coupe nord – sud de la basse vallée du Gapeau de GOUVERNET 1965 in BURGEAP 1994 montre bien que les galets calcaires descendaient vers le Sud en direction de la mer et non pas vers la plaine de Sauvebonne à l’est. De plus la carte BRGM au 1/50 000 de Toulon montre bien que les formations Fy soulignent ce tracé ancien du Gapeau.

Pour la vallée de Sauvebonne on trouve une ria qui remonte jusqu’à la Mayonnette où se trouve le premier pont enjambait le Réal grâce à l’affleurement de son soubassement rocheux. La vallée est remplie d’alluvions fluvio-marines qui sont rubéfiées lors du recul de la mer vers le rivage actuel.

5.1.2. La période Tyrrhénienne

Elle se caractérise par deux périodes régressives dont les traces sont invisibles sur le continent et deux transgressifs (Eutyrrhénien et Néotyrrhénien) respectivement à + 22 m et + 7 m n. g.F. qui n’affecte le continent que dans les basses vallées littorales. Les golfes du Néosicilien s’assèchent et deviennent des zones humides. Cette période est responsable des grands bouleversements climatiques sur l’ensemble du globe, elle atteint son maximum autour de 38 000 ans av. J.-C. avec un retrait des océans de plus de 100 m. Le refroidissement entraîne un bouleversement de la végétation et l’érosion devient très importante sur les reliefs. Le Gapeau franchit la vallée des Solliès en diagonale. Il charrie énormément de sédiments et dépose de nombreux cônes de déjection coalescents sur lesquels il avance largement au-dessus du précédent tracé soutendu par le soubassement rocheux de la vallée. Ce remplissage d’alluvions isole le Gapeau surélevé de la Jonquière et le Petit-Réal deux petits cours d’eau drainant le Nord de la vallée et qui butent sur la défluviation.

Les eaux du Gapeau s’infiltrent dans le cordon dunaire et retracent son ancien cours vers Toulon en suivant le tracé actuel du Lambert puis de l’Eygoutier au niveau de La Garde. Il faut savoir qu’au cours du XXe siècle, la plaine de La Garde subira des crues certainement par les débordements du Gapeau ou les infiltrations au travers du cordon de galets comme en témoigne une étude du B.R.G.M. par MOULIN M., GOURCY L en 2006.

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5.1.3. Le dernier régressif du Tardiglaciaire

Lors du réchauffement du climat vers 22 000 ans, le débit des cours d’eau augmente et mobilise beaucoup de matériel grossier. D’importantes masses de sédiments migrent vers le littoral. La charge en matériel grossier favorise le creusement des lits du cours d’eau et l’érosion remonte largement sur l’ensemble des bassins hydrographiques. L’érosion régressive dans le cours moyen et supérieur du Gapeau est marquée par la terrasse basse qui surmonte par endroit le lit mineur de plusieurs mètres. Le nouveau développement de la couverture végétale ralentit la mobilisation de l’érosion des versants ; les cours d’eau mobilisent les anciens dépôts des berges et ils s’encaissent très profondément. La grande plaine de La Garde ne permet pas la mobilisation des sédiments vers la mer ; le Gapeau est dévié vers l’est suite à l’érosion régressive d’un exutoire de trop-plein de la zone de la Castille sur la bordure occidentale de Sauvebonne.
Les débordements de cette zone vers la vallée de Sauvebonne est soulignée par les dépôts de galets dans la zone de la Gensolène à La Crau jusqu’au niveau de la Grillonne. Cet exutoire n’est pas pérenne comme en témoigne le tracé du Gapeau actuel avant sa rencontre avec le Réal Martin. Dans la matrice des alluvions marines précédentes, les galets calcaires, marqueurs des apports du Gapeau, diminuent rapidement du lieu-dit de la Grillonne vers les Mesclans. À ce dernier niveau, les galets sont de 1 à 4 cm et très isolés dans les premiers mètres d’épaisseur des alluvions marines. Les eaux de la zone de la Castille s’écoulent principalement en bordure du Fenouillet et à chaque seuil rocheux le cours d’eau remonte vers le nord pour passer celui-ci. Le seuil entre le mont Redon et le Fenouillet est entaillé par l’érosion régressive puis celui des Sauvans qui capture ainsi les eaux du Gapeau piégées au niveau de la Castille. Le creusement de plusieurs mètres du lit mineur concentre l’érosion vers l’aval, elle est accélérée par l’arrivée de matériel grossier (sables et gros galets roulant sur le fond).
Le Gapeau est capturé par le Réal Martin au niveau du camping du Vert-Gapeau après un tracé dans la plus forte pente et perpendiculaire au Réal Martin. Ce tracé dénonce la rapidité de l’érosion après le passage du seuil des Mesclans.

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5.4. L’évolution de la plaine littorale du Gapeau

La plaine de Sauvebonne est marquée par un fond assez plat avec des pieds de versants mollement arrondis. Cette topographie trahit un passé marin où les diamètres décroissent rapidement depuis le piémont vers le centre de la vallée. Entre les altitudes + 30 m et la confluence. Le long profil d’équilibre du Réal Martin est assez plat alors que celui du Gapeau est très pentu et sur une distance très courte. En aval de la confluence, le cours d’eau est canalisé entre des berges assez abruptes jusqu’au barrage anti-sel ; à ce niveau nous avons une encoche marine de la mer aux environs des + 6 m au Néotyrrhénien et aussi un delta constitué du remaniement des anciennes alluvions marines où se sont implantées des exploitations maraichères. Plus bas en altitude, les zones basses littorales sont cernées par une encoche littorale à + 2 m. Ces zones basses marécageuses sont isolées de la mer par le cordon littoral actuel.
Les agglomérations des Vieux salins et de l’Ayguade, commune d’Hyères, sont disposées de part et d’autre de l’embouchure actuelle du Gapeau. Toutes les zones marécageuses littorales se trouvent coincées entre ce niveau + 2 m du Versilien et le littoral actuel entre La Londe et Carqueiranne.

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6. Les arguments de la capture du Gapeau

Les arguments sont de plusieurs ordres : stratigraphie du Quaternaire, géographiques, sédimentologiques et hydrologiques.

Nous avons vu auparavant l’histoire du Quaternaire récent des bassins versants du Gapeau et du Réal Martin. Elle démontre les relations entre les cours moyens des deux cours d’eau en établissant une chronologie basée sur les dépôts sédimentaires du Quaternaire récent.

6.1. Les arguments géographiques

Le cours moyen du Réal Martin est plus bas d’une bonne dizaine de mètres que le cours moyen du Gapeau au niveau de la vallée de Sauvebonne. Il faut remonter vers Pierrefeu pour approcher les 60 m d’altitude sur le Réal Martin alors qu’à même latitude le Gapeau est à 80 m d’altitude au débouché dans la vallée des Solliès. Le versant est du Gapeau moyen est fermé par les hauteurs des Ruscats et des Pousselons, ce qui l’isole de la vallée de Sauvebonne où coule le Réal Martin. Cette frontière naturelle se poursuit par les Sauvants, le mont Redon et le Fenouillet au niveau de La Crau.

De nombreux pointements rocheux barrent le cours du Gapeau moyen entre La Castille et Sauvebonne, ces 6 seuils rocheux correspondent à des affleurements des lignes de crête des hauteurs des Sauvants, du Collet long et surtout de l’alignement du mont Redon et du Fenouillet qui isolent la bordure occidentale de la plaine de Sauvebonne. Le premier seuil au niveau des Sauvants, long de 150 m en gradins successifs est marqué par un lit majeur large de seulement 200 m qui canalise les eaux vers l’Est. Les suivants en aval de La Crau sont différents, ils obligent le cours d’eau à partir vers le nord. Les seuils sont plus hauts vers le Fenouillet que vers le nord grâce à la géométrie des compartiments structuraux du socle basculés vers le nord et vers l’est. Après le passage du seuil, les eaux reviennent vers le sud puis en direction de l’est. Au niveau des Mesclans, un gué traduit un haut-fond rocheux entre le mont Redon et le Fenouillet sur la bordure occidentale de la plaine de Sauvebonne. Après le seuil, le Gapeau dévale cette zone avec un profil dans la plus forte pente du versant pour rejoindre le Réal Martin. Il existait donc bien une barrière naturelle entre le Gapeau et le Réal Martin, celle-ci barrait l’accès à la plaine de Sauvebonne.

La confluence entre le Gapeau et le Réal Martin se fait sur un fond rocheux orienté nord-sud, le Réal Martin entaille le soubassement rocheux sur un à deux mètres avec un cours assez rectiligne et un profil assez plat. Le lit du Gapeau peu profond vient prendre à l’emporte-pièce le cours du Réal en butant sur cet affleurement rocheux qui lui barre le passage au niveau du camping du vert Gapeau. Cette disposition pose problème lors des crues subites des deux cours d’eau.

L’étude des vallées fluviales entre Les Solliès et les plaines de La Garde et de Sauvebonne confirme le cloisonnement des deux cours d’eau. Les formations alluviales datées Fy (Würm récent) de la carte géologique de Toulon soulignent l’écoulement ancien des eaux du Gapeau depuis la sortie des gorges à Solliès-Pont jusqu’à la position de l’agglomération de Toulon. Le profil d’équilibre du Gapeau confirme une évolution du cours moyen au cours du Quaternaire récent et son détournement vers l’est.

Le creusement du canyon au débouché de la rade de Toulon, orienté nord — sud ne peut pas provenir des petits cours d’eau qui arrivent des hauteurs dominant Toulon. Les cours d’eau ne disposent pas de bassins versants suffisants pour engendrer un tel creusement.

6.2. L’Hydrologie des deux cours d’eau

Le Gapeau possède personnellement un bassin plus vaste que celui du Réal Martin donc ses débits sont largement plus importants et plus pérennes que ceux du Réal. Avant le réaménagement du canal de l’Eygoutier, la vallée de La Garde était souvent inondée par les petits cours d’eau dévalant des hauteurs du Faron et surtout du Coudon. Les infiltrations venant de l’ancien cordon littoral entre La Farlède et La Crau s’ajoutaient aux précédents apports dénonçant l’ancienne dynamique du Gapeau vers Toulon. Des études récentes sur les teneurs en nitrates des eaux de la zone entre La Garde et Le Pradet confirment la circulation des aquifères venants du Nord (zone du Gapeau).

Pour le réseau du bas Gapeau, on a deux particularités qui amplifient les inondations ; la première est la géométrie de la confluence du Gapeau et du Réal Martin. Le profil longitudinal du Réal Martin est plus plat que celui du Gapeau qui dévale de La Crau. La seconde vient du fait que le tracé du Gapeau est perpendiculaire à celui du Réal Martin.

Lors des crues en amont de la confluence, les eaux du Gapeau arrivent avec un débit plus important et une vitesse plus forte à cause de son profil plus pentu que les eaux du Réal, formant ainsi un « bouchon hydraulique » qui refoule les eaux du Réal vers l’amont. Il faut ajouter un aménagement irresponsable au niveau des étangs de Sauvebonne diminuant de plus de la moitié la largeur du lit majeur ; les deux phénomènes provoquent les inondations spectaculaires dans une plaine pourtant très large et à faible pente d’écoulement en amont des étangs de Sauvebonne.

6.3. Les preuves sédimentologiques

Pendant la défluviation du Tardiglaciaire, le matériel calcaire ne se déverse pas dans la plaine de Sauvebonne alors qu’elle constitue un point bas. Les alluvions du Würm récent (Fy = Tardiglaciaire) ne recoupent pas les alluvions rissiennes antérieures au niveau de La Crau, mais se poursuivent vers la plaine basse de La Garde. Par contre au niveau de la Castille, les alluvions Fy montrent que la retenue d’eau est bloquée par les hauteurs des Sauvans au niveau de La Crau.

Sur la rive droite du Gapeau, la large plaine du Plan-du-Pont en aval de la confluence actuelle ne possède pas de galets calcaires en surface ; seul l’empierrement de chemins d’accès montre des galets. On trouve surtout des galets schisteux provenant des Maurettes et des alluvions noirâtres dénonçant une ancienne zone humide. Les galets calcaires sont présents dans le lit mineur du Gapeau au niveau de la confluence puis on ne les retrouve que sur tout le fond du « Gapeau » actuel vers l’aval jusqu’à l’embouchure.

On peut donc noter que seul le Gapeau tapisse les fonds de vallée moyenne avec ses formations de galets et de sable dans la vallée des Solliès. Pour la vallée de Sauvebonne, il y a absence de galets dans les terrasses hautes et basses qu’ils soient schisteux ou calcaires. Les sédiments grossiers siliceux et schisteux se cantonnent sur les piémonts c’est-à-dire sur les rivages de la ria néosicilienne.

7. La capture du Gapeau par le Réal Martin

Elle est récente sur le plan géologique certainement il y a près de 10 000 ans lorsque l’érosion régressive fut maximale avec les fortes précipitations dues au début du réchauffement climatique. Dans un premier temps et en aval des Daix, le Gapeau est dévié vers l’est par un affleurement rocheux qui soutend la route au niveau des Mauniers. L’écoulement du Gapeau se fait alors vers l’est dans la zone basse de la Castille. Certainement que l’apport de ses eaux ajoutées à ceux du Petit Réal et de la Jonquière vont attaquer le seuil des Sauvans. Une fois le verrou sauté, les eaux s’écoulent dans la plaine étroite entre le mont Redon et le Fenouillet principalement sur la bordure sud sans réellement entailler les sédiments antérieurs. Puis l’érosion creuse le lit mineur actuel depuis les Sauvants vers l’aval jusqu’au seuil des Mesclans. Ce dernier cède et donne le passage vers le cours du Réal Martin, une dizaine de mètres en contrebas. L’érosion devient alors très active dans le lit mineur donnant le profil d’équilibre actuel du Gapeau. Ces passages sur les zones basses des seuils vont réguler l’érosion en amont de celui des Mesclans, mais accélérer le tracé en avant de ce dernier. Le Gapeau s’incurve alors vers l’aval au niveau de la confluence formant un cône de déjection encombré de galets.

Il résulte que le Gapeau coule à partir du camping du Vert-Gapeau dans l’ancien lit du Réal Martin dans la basse vallée de Sauvebonne vers le canyon sous-marin entre les Maures et les îles d’Hyères.
Faut-il changer le schéma du bassin et nommer gagnant le Réal Martin à l’embouchure ? Je pense qu’il serait plus judicieux de régler les problèmes des inondations de la basse vallée de Sauvebonne que de rebaptiser le cours inférieur de cette zone.

A. Zarzoso

 

Lexique :

1 - Un poljé ; terme yougoslave, dépression généralement structurale et de grande taille puis de dissolution dans une formation calcaire. Lorsqu’elle ne dépasse pas quelques dizaines de mètres, on parle de doline.
2 - Un ponor, ;terme yougoslave, cavité dans laquelle disparaissent des eaux de surface d’un poljé ; en provençal on parle de « perte ». C’est l’inverse d’une résurgence.
3 - Un aven est aussi une perte, mais généralement il draine les eaux de ruissellement sur des surfaces assez limitées comme les ravins.

 

Bibliographie :

BONIFAY E. (1973) — Le Quaternaire : géodynamique, stratigraphie et environnement. — IXe congrès international INQUA (Christchurch 1973), pages 137 à 141.

BONIFAY E. (1975) – L’« Ère quaternaire » : définition, limites et subdivisions sur la base de la chronologie méditerranéenne. — Bull. Soc. Géol. (France), (7), XVII, n° 3, p. 380-393.

BURGEAP (1994) – Protection de la nappe alluviale du Bas-Gapeau vis-à-vis d’intrusions salines. Rapport R/Av.336.

MOULIN M., GOURCY L (2006) — Plaines de Bas-Gapeau et de l’Eygoutier (Département du Var) : Contribution à la détermination de l’origine des contaminations nitratées des eaux souterraines par l’approche hydrochimique ; Rapport final BRGM/RP – 54 515 — FR, janvier 2006. 100 pages ; 36 illustrations.

ZARZOSO A. (1976) — Évolution du littoral niçois : sédimentologie littorale, Quaternaire sous-marin. Thèse 3e cycle (Université de Nice). 183 p., 142 fig., 2 tableaux hors texte.

ZARZOSO A. (1982) — Hydrodynamique de la lagune de Moulay Bou Selham (merja zerga – Maroc atlantique). Travaux et Documents I.S.P.M. (Casablanca), n° 36 – 14 p., 7 fig., 3 planches hors texte.

ZARZOSO A. (1987) — Le Plio-Quaternaire du Haut-Rharb dans le contexte rifain. Évolution géodynamique dans le cadre néotectonique du Maroc septentrional. 246 p., 62 fig., 15 annexes, 15 tableaux.

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