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Connexions entre le Rhône et son delta (partie 1) : évolution du trait de côte du delta du Rhône depuis le milieu du XIXe siècle

Connections between the Rhône River and its delta (part 1): changes in the Rhône delta coastline since the mid-19th century
Grégoire M. Maillet, François Sabatier, Damien Rousseau, Mireille Provansal et Thomas J. Fleury
p. 111-124

Résumés

Bien que démontrée à l’échelle mondiale, l’influence de l’anthropisation sur la diminution des apports sédimentaires à la mer n’est pas clairement définie dans le cas du Rhône. Depuis le xixe siècle, la tendance à la réduction de la charge solide de ce fleuve semble avérée, mais il reste difficile d’en estimer l’impact sur l’évolution du littoral. Cet article a pour but de déterminer l’influence des apports terrigènes sur l’évolution du littoral deltaïque du Rhône. Les gains et pertes de superficie du littoral deltaïque sont quantifiés depuis 1823 par la superposition diachronique de cartes historiques, et mis en relation avec les chroniques de débits liquide et solide disponibles sur le Rhône pour cette période. À l’échelle du delta, les résultats montrent un ralentissement de la croissance deltaïque entre le xixe et le xxe siècle d’un facteur 10 (de +0,220 km2/an à +0,021 km2/an), ainsi qu’un renforcement de l’influence du secteur de l’embouchure du Grand Rhône dans les bilans surfaciques totaux du delta (53 % de la croissance totale au xixe siècle, 136 % au xxe siècle). On montre ainsi que l’évolution du littoral deltaïque est déconnectée de la variabilité des apports fluviaux contemporains. L’essentiel de son alimentation provient de stocks sédimentaires secondaires, issus par exemple de la biosédimentogenèse ou du démantèlement des lobes prodeltaïques fossiles. Seul le secteur de l’embouchure active bénéficie d’apports fluviaux directs ; cette particularité justifie qu’une deuxième partie de cette étude soit menée plus précisément sur ce secteur (Maillet et al., ce volume).

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Errata

Article reçu le  23 novembre 2005, accepté le 27 avril 2006.

Notes de la rédaction

Remerciements
Cette étude a été réalisée dans le cadre des programmes européens Eurodelta (n° EVK3-CT-2001-20001) et Eurostrataform (n° EVK3-CT-2002-00079). Elle bénéficie du soutien du programme national ORME et du GDR Marges. Les auteurs remercient le Pr. Pichard pour les données qu’il a mises à notre disposition. G. Arnaud-Fassetta, J-C. Thouret et un correcteur anonyme sont remerciés pour leurs remarques constructives et Y. Gunnell pour le soin apporté à la correction du texte anglais. La Compagnie Nationale du Rhône a fourni les données hydrologiques au xxe siècle.

Texte intégral

Introduction

1À l’instar de nombreux autres deltas, celui du Rhône est un environnement écologiquement riche activement exploité principalement pour la production de riz et de sel. La population du delta est d’environ 7 000 habitants permanents mais dépasse fréquemment les 15 000 personnes durant la période estivale. Cette forte activité touristique balnéaire, ainsi que les importantes ressources économiques et environnementales présentes dans le delta sont actuellement menacées par une érosion littorale significative (Paskoff, 2004). Or, depuis 150 ans environ, différents indicateurs témoignent d’un changement climatique, essentiellement caractérisé par un réchauffement atmosphérique (Bradley et Jones, 1993 ; Magny, 1995 ; IPCC, 2001). Cette période fait suite à un épisode pluri-séculaire, désigné sous le terme de petit âge glaciaire, qui, selon les marqueurs retenus, débute au cours du xive siècle et s’achève à la fin du xixe siècle (Crowley, 2000 ; Reynaud et Vincent, 2002). Ces modifications climatiques, en entraînant un changement dans l’équilibre des forces qui modèlent les deltas (houles, marées et fleuve d’après la classification de W.E. Galloway, 1975), s’expriment fortement dans la morphologie deltaïque tout au long du xixe siècle. Mais le xixe siècle est également la période de profonds bouleversements sociétaux qui conduisent à d’importantes mutations fluviales parfois antagonistes (Provansal et al., 2005). C’est en effet une période clef dans les mutations de l’hydrosystème fluvial et deltaïque, dont le contexte de société rurale dans le bassin versant évolue vers la mainmise totale des ingénieurs sur le fleuve, au gré des progrès scientifiques et technologiques. Ainsi, l’impact humain, autrefois passif ou intégré au fonctionnement naturel du bassin versant, devient-il un facteur dynamique des modifications des relations entre le fleuve et le delta (Berendsen et Stouthamer, 2000 ; Stouthamer, 2001). Pour une période plus récente, F. Sabatier (2001) a montré la concomitance entre l’impact des aménagements récents du Rhône (construction des barrages hydroélectriques depuis 1948) et le ralentissement de l’érosion du littoral deltaïque, durant la seconde moitié du xxe siècle. La morphologie de ce dernier semblerait ainsi essentiellement influencée par les aménagements de défense côtière et n’enregistrerait que faiblement la réduction du flux solide rhodanien liée aux barrages.

2Pour tenter d’expliquer la dégradation actuelle du littoral, il apparaît donc nécessaire de replacer l’évolution actuelle du trait de côte (Sabatier et Suanez, 2003) dans un contexte historique plus large pour tenter de mettre en évidence des tendances et des mécanismes lents. L’objectif de ce travail est ainsi de caractériser la dynamique spatio-temporelle du littoral du delta du Rhône depuis le début du xixe siècle. Nous disposons pour cela d’un ensemble de cartes topographiques historiques du littoral du delta, dont la comparaison permet d’en décrire les mutations de la marge littorale deltaïque, et de proposer quelques interprétations sur les moteurs de cette évolution. Par la suite, la seconde partie de cette étude (Maillet et al., ce volume, 125-140) sera consacrée au comportement spécifique au cours des deux derniers siècles de l’embouchure active du Rhône, secteur d’interface particulièrement sensible à l’influence des forçages fluviaux-marins.

Le site d’étude

Caractéristiques générales

Fig. 1 – Carte de localisation du site étudié et des toponymies locales.
Fig. 1 – Location map of the studied site and place names.

Fig. 1 – Carte de localisation du site étudié et des toponymies locales. Fig. 1 – Location map of the studied site and place names.

A : Localisation du bassin versant du Rhône. B : Organisation du réseau hydrographique du Rhône et localisation du delta. C : Le delta du Rhône : localisation des principaux lobes deltaïques mis en place depuis le xviie siècle. 1 : lobe deltaïque sous-marin.
A : Location of the Rhône catchment area. B : Detail of the Rhône catchment area and its main tributaries, with location of the Rhône delta. C : The Rhône delta : position of main deltaic lobes built since the 17th century. 1 : submarine delta lobe

3Le Rhône, l’un des plus grands fleuves méditerranéens, draine un bassin versant de 97 800 km2 inscrit dans les zones climatiques alpines, océaniques et méditerranéennes. Ce fleuve s’écoule depuis la chaîne des Alpes jusqu’au sud de la France, et forme un delta dans sa partie terminale (fig. 1). Durant les 6 000 dernières années, cette large plaine deltaïque a gagné plus de 25 km sur la mer, depuis le nord de l’étang de Vaccarès jusqu’à l’actuelle ligne de rivage (L’Homer et al., 1981). Ces dépôts correspondent à la partie sommitale du prisme de haut niveau marin, développé à la faveur du ralentissement de la remontée du niveau marin depuis 6 000 ans BP (Dubar et Anthony, 1993 ; Vella et Provansal, 2000). L’avancée la plus importante se situe entre 4 000 et 2 000 ans BP, et résulte de la conjonction entre une quasi-stabilité du niveau marin (Vella et Provansal, 2000), un fort apport sédimentaire (L’Homer, 1991) et un faible espace d’accumulation (Vella et al., 2005). Entre 1586 et 1711 (Arnaud-Fassetta, 2003), le Rhône construit un lobe proéminent, appelé le lobe du Bras de Fer (fig. 1), puis dévie dans un canal d’irrigation pour former l’actuel chenal du Grand Rhône. Depuis cette période, le Rhône n’a plus subi de défluviation et s’écoule dans sa plaine deltaïque par deux bras. Ces deux bras sont totalement endigués depuis les années 1860. Les embouchures, éloignées de plus de 40 km, sont reliées par une digue qui a été construite dès 1859 en arrière du littoral deltaïque pour réguler l’intrusion des eaux marines dans le delta. À l’ouest, l’embouchure du Petit Rhône, appelée grau d’Orgon, existe depuis l’an 1550 (L’Homer et al., 1981). Ce bras du fleuve draine 10 % du débit liquide total le long d’un cours très sinueux (indice de sinuosité λ/L compris entre 1,5 et 4,5). À l’est, l’embouchure du Grand Rhône, nommée grau de Roustan, expulse 90 % des volumes d’eau et constitue l’exutoire d’un chenal assez rectiligne (1,06 < Is < 1,2). Cette embouchure est restée pluri-chenalisée (de 3 à 6 graus) jusqu’en 1855, date à laquelle d’importants travaux d’aménagement conduisent à l’obstruction de tous les graus secondaires pour ne conserver que le principal.

4De nos jours, le delta du Rhône est considéré comme un delta influencé par les houles, selon la terminologie de W.E. Galloway (1975) et comme un mouthbar-type delta of low-gradient highly stable suspension-load river with levees, soit le type 8 de la classification de G. Postma (1995). La plaine deltaïque couvre une superficie de 1 742 km2. Elle est séparée de la mer par un cordon littoral sableux long d’environ 90 km entre les flèches de La Gracieuse et de l’Espiguette (fig. 1).

Dynamiques et évolution des forçagessur le trait de côte

5Les conditions éoliennes qui affectent le delta du Rhône sont très contrastées. Les vents continentaux (Mistral, Tramontane) sont les plus fréquents (70 % du temps) et les plus forts (vitesse moyenne de 8 à 11 m/s et maximale > 28 m/s). Les vents de mer sont les plus morphogènes. Les plus fréquents sont de secteur est à sud-est (Levant, Eissero) et sont particulièrement violents (>20 m/s) durant les tempêtes d’équinoxe (Suanez, 1997). Les vents moyens engendrent un courant de dérive littorale orienté vers l’ouest pour la partie occidentale du delta, et orienté vers l’est pour la partie orientale. Ces courants sont notamment responsables de la formation des flèches littorales de la Gracieuse à l’est et du système Beauduc-Espiguette à l’ouest (fig. 1). Le littoral est caractérisé par un très faible marnage (30 cm) et un niveau marin s’élevant de 2,1 mm.an-1 depuis 1905 (Suanez et Provansal, 1998), valeur considérée comme stable par T. Mulder et J.P.M. Syvitski (1996). En accord avec la terminologie de L.D. Wright et A.D. Short (1984), les plages du delta du Rhône sont de type « dissipatif » (Sabatier, 2001). Le littoral subit un climat de houle caractérisé actuellement par des vagues de haute énergie (2,108 J.m2 selon F. Sabatier, 2001), mais il est impossible de déterminer l’influence du changement climatique sur ce facteur de mobilité. Les chroniques historiques restent tout aussi imprécises sur l’évolution des fréquences et de l’intensité des tempêtes. C. Bruzzi (1998) note une recrudescence des naufrages entre les périodes 1750-1800, 1800-1850 et 1850-1900, mais observe également une paradoxale stabilité de la proportion de naufrages liés aux tempêtes durant les trois périodes considérées (autour de 20 %). Aussi, l’augmentation du nombre de naufrages semble davantage correspondre à l’expansion de la navigation commerciale et de plaisance qu’à une réalité météo-marine, et au final les conditions marines du xixe siècle restent très mal connues.

Fig. 2 – Variations historiques de l'hydrologie du Rhône. Les fréquences de crue sont calculées sur la base des huit périodes considérées dans cette étude (données d'après G. Pichard, 1995).
Fig. 2 – Historical variations of the Rhône hydrology. Flood frequency are based on the eight periods considered in this study (after G. Pichard, 1995).

Fig. 2 – Variations historiques de l'hydrologie du Rhône. Les fréquences de crue sont calculées sur la base des huit périodes considérées dans cette étude (données d'après G. Pichard, 1995). Fig. 2 – Historical variations of the Rhône hydrology. Flood frequency are based on the eight periods considered in this study (after G. Pichard, 1995).

1 : Mois avec crues > 4 600 m3.s-1 ; 2 : moyenne annuelle par période (en mois de crues > 4 600 m3 pt/s-1 par an).
1 : month with floods > 4600 m3.s-1 ; 2 : monthly mean per period (in months with floods > 4600 m3.s-1per year).

6À l’inverse, le travail des historiens a permis la reconstitution du régime du Rhône (Pichard, 1995), notamment grâce aux chroniques des fortes crues que subit le Rhône au cours du xixe siècle (fig. 2). Or l’influence des fleuves sur la mobilité littorale des deltas est attestée au travers de nombreuses publications (Van Straaten, 1957 ; Galloway, 1975 ; Colleman et Wright, 1975 ; Orton et Reading, 1993 ; Hori et al., 2002). Deux critères principaux de cette influence sont retenus par ces auteurs : la nature et la quantité de la charge solide fluviale et la capacité du fleuve à évoluer dans sa plaine deltaïque (défluviation). Dans le cas du Rhône, le niveau marin peut être considéré comme stable et le fleuve est totalement endigué, ce qui conduit à l’immobilisation artificielle de l’embouchure depuis plus de 150 ans. Par conséquent, l’évolution du littoral deltaïque au cours du xixe siècle dépend principalement des variations de la charge solide fluviale, elle-même liée aux changements hydrologiques inhérents à la fin du petit âge glaciaire, ainsi qu’aux mutations de l’occupation du sol dans le bassin versant.

Méthodologie

7Les cartes topographiques historiques du delta du Rhône retrouvées à ce jour permettent de reconstituer l’histoire de cette zone jusqu’au milieu du xve siècle. Le dépouillement des archives a révélé une soudaine augmentation de la production de cartes et de plans du delta à partir des années 1660 (Caritey, 1995) avec le développement de la navigation marchande sur le Rhône et du commerce en Méditerranée. Les informations que contiennent ces cartes anciennes doivent, selon la manière dont la carte a été établie, être lues comme des données qualitatives, analogiques ou réellement quantitatives (Pinot, 1999). Si l’intérêt historique de ces documents est indéniable, il ne s’agit pourtant souvent que de dessins figuratifs, réalisés sur des zones stratégiques pour répondre à des commandes à finalités militaires ou commerciales. De même, la diversité des échelles utilisées et l’absence de points de repères géométriques rendent les comparaisons et le traitement informatique très difficiles (Pichard, 2002). Ainsi, faute de sources cartographiques vraiment fiables à l’échelle du delta au xviiie siècle, nous considérons que la carte de 1823 est la première que l’on puisse utiliser à des fins de quantification. Afin de constater des évolutions réelles tout en conservant une bonne résolution temporelle (< 20 ans) entre chaque observation, sept cartes différentes ont été utilisées pour caractériser l’évolution du delta sur 150 ans (fig. 2, tab. 1). La position du trait de côte de l’année 2000 est utilisée comme référence de l’état actuel du delta, afin d’homogénéiser nos données avec celles de F. Sabatier et S. Suanez (2003) et de permettre les comparaisons.

Tableau 1 – Liste des cartes utilisées pour l’analyse des positions historiques du trait de côte dans le delta du Rhône.
Table 1 – List of maps used to determine historical coastline shifts in the Rhône delta.

Tableau 1 – Liste des cartes utilisées pour l’analyse des positions historiques du trait de côte dans le delta du Rhône.Table 1 – List of maps used to determine historical coastline shifts in the Rhône delta.

1 : Arch. Dép. Des B-d-R : archives départementales des Bouches du Rhône ; 2 : CCIMP : Chambre de Commerce et d’Industrie de Marseille-Provence ; 3 : EPSHOM : Etablissement Principal du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine ; 4 : CEREGE : Centre Européen de Recherche et d’Enseignement en Géosciences de l’Environnement.

8Pour permettre la superposition des traits de côte, en accord avec la méthodologie de R.A. McBride et al. (1991), toutes les cartes sélectionnées ont été digitalisées, rectifiées et géo-référencées dans un système de coordonnées identique (WGS84) avec le logiciel ER Mapper® 6.0. Chaque trait de côte a ensuite été redessiné manuellement et compilé dans un SIG (logiciel MapInfo 6.5©). Sur l’ensemble du linéaire côtier du delta, 84 profils perpendiculaires au littoral et régulièrement espacés (~ 1 000 m) ont été établis pour calculer les vitesses moyennes de déplacement du trait de côte. Les changements de superficie que l’on peut en déduire ont été calculés en divisant la mesure absolue par la durée de la période séparant les deux cartes comparées. La reconstitution historique de l’évolution de la position du trait de côte entre 1823 et chaque date, ainsi que des variations de surface, ont ainsi permis les comparaisons avec les mutations fluviales qui leur sont contemporaines.

9L’incertitude liée aux procédés de levés cartographiques, au mode de représentation ainsi qu’à la part habituelle d’interprétation caractérisant tout document cartographique, nous incite à considérer la marge d’erreur de nos résultats comme importante mais difficile à estimer pour les cartes antérieures à 1872. Après cette date, et tout au long du xixe siècle, en accord avec les études historiques et les documents techniques d’époque (Pichard, 2002), les mesures topographiques ont été effectuées par triangulation, en utilisant un théodolite couplé à un cercle hydrographique. L’erreur potentielle associée à cette technique de cartographie pour la position d’un trait de côte est estimée par les Services Hydrographiques de la Marine Française à ± 10 m, c’est-à-dire ~ 0,1 m.an-1 (Mc Bride et al., 1995).

Changement de position du littoral entre 1823 et 2000

10Dans un premier temps, la superposition des traits de côte de 1823, 1895 et 2000 permet de dégager des tendances générales et d’estimer l’importance de la progradation du delta du Rhône durant presque deux siècles (fig. 3A et tab. 2). Cependant, le territoire représenté sur la carte de 1823 ne permet pas de tenir compte de l’ensemble du linéaire côtier, et exclut de l’étude la zone de la flèche de l’Espiguette, zone de forte accumulation (Sabatier et Raivard, 2002). Aussi, les valeurs que nous avançons doivent être a priori majorées pour les gains sédimentaires.

Tableau 2 – Évolution à long terme de la surface du delta du Rhône et incidence du secteur de l’embouchure du Grand Rhône sur le bilan surfacique total du delta.
Table 2 – Long-term evolution of the Rhône delta surface area and role of the Grand Rhône mouth area in the sediment budget of the delta.

Tableau 2 – Évolution à long terme de la surface du delta du Rhône et incidence du secteur de l’embouchure du Grand Rhône sur le bilan surfacique total du delta. Table 2 – Long-term evolution of the Rhône delta surface area and role of the Grand Rhône mouth area in the sediment budget of the delta.

a : d’après Sabatier F., Suanez S. (2003)

11L’évolution du delta du Rhône sur 177 ans révèle un bilan sédimentaire global largement positif, caractérisé par une augmentation de surface de 18,09 km2. Cette évolution n’est pas spatialement homogène, comme en témoignent les bilans partiels avec une surface gagnée sur la mer double de la surface perdue, et des zones d’accumulation qui ne concernent que 51 % du linéaire côtier étudié (fig. 3B). Les secteurs qui progradent sont l’embouchure du Grand Rhône et la pointe de Beauduc, tandis que les secteurs de l’embouchure du Petit Rhône et de Faraman s’érodent (fig. 3B). Les variations du trait de côte montrent des vitesses moyennes d’évolution séculaire élevées, positives à l’embouchure de Roustan (+13 m/an) et à la flèche de Beauduc (+14,5 m/an) et négatives à l’embouchure d’Orgon (-8,5 m/an) et à la plage de Faraman (-6,2 m/an). Les tableaux 2 et 3 nous permettent d’observer ces évolutions dans le temps. À long terme (tab. 2), on constate une nette différence de progression entre le xixe et le xxe siècle. En moyenne, le delta s’étend de 0,22 km2/an au xixe siècle, puis seulement 0,021 km2/an au xxe siècle, soit un rapport de un à dix. Ces bilans sont fortement influencés par les évolutions de l’embouchure de Roustan. Au xixe siècle, l’accroissement de surface de ce secteur compte pour plus de 50 % dans l’avancée totale du delta. Cette tendance est encore exagérée au xxe siècle, puisque l’accroissement de la surface de la zone d’embouchure dépasse l’accroissement total du delta. Ainsi, au xxe siècle, la tendance érosive du linéaire côtier apparaît comme très généralisée, puisque seul l’accroissement de surface du secteur de l’embouchure permet de conserver un bilan global positif.

Fig. 3 – Variations du trait de côte entre 1823 et 2000.
Fig. 3 – Coastline fluctuations between 1823 and 2000.

Fig. 3 – Variations du trait de côte entre 1823 et 2000. Fig. 3 – Coastline fluctuations between 1823 and 2000.

A : évolution globale et position des profils (d’après F. Sabatier et S. Suanez, 2003). B : variations de la position du trait de côte par profils et par secteurs entre 1823, 1895 et 2000. C : évolutions détaillées au cours du xixe siècle.
A : General evolution and position of the profiles (adapted from F. Sabatier and S. Suanez, 2003). B : Variations in the position of the coastline profiles for each area between 1823, 1895, and 2000. C : Detailed evolution during the 19th century.

12A l’échelle du xixe siècle, la surface du delta s’accroît donc au total de 15,87 km2. La comparaison des sept traits de côtes historiques nous permet d’affiner l’étude de cette croissance (tab. 3). La période 1823-1837 présente un delta très différent de celui qui se dessine par la suite. On constate en effet que les secteurs soumis à long terme à une importante érosion (embouchure du Petit Rhône, plage de Faraman) sont encore le siège d’une accumulation permettant la progradation du littoral (fig. 3C). Il s’agit des derniers indicateurs morphologiques d’une période durant laquelle la forme du delta est encore localement sous l’influence des dynamiques fluviales, caractérisées au xviie et xviiie siècles par d’abondants apports sédimentaires aux bouches actives (Arnaud-Fassetta, 2003).

Tableau 3 – Évolution de la surface du delta du Rhône au xixe siècle entre les secteurs de la Petite Camargue et la flèche de la Gracieuse.
Table 3 – Evolution of the Rhône delta surface area during the 19th century between the Petite Camargue and the Gracieuse Spit.

Tableau 3 – Évolution de la surface du delta du Rhône au xixe siècle entre les secteurs de la Petite Camargue et la flèche de la Gracieuse.Table 3 – Evolution of the Rhône delta surface area during the 19th century between the Petite Camargue and the Gracieuse Spit.

13Cette diminution progressive de la charge solide fluviale s’exprime par une tendance au ralentissement graduel de la croissance du delta au xixe siècle. Ce ralentissement s’effectue en deux phases successives autour de la période clef 1853-1866, qui est la seule à présenter un delta globalement en érosion. Constatant la très forte reprise de l’accroissement deltaïque durant la période suivante (1866-1872), qui paraît anormale par rapport au ralentissement de l’avancée deltaïque, il est possible de douter de la qualité des informations fournies par la carte de 1866. En outre, considérant l’effet des fortes crues très fréquentes pendant la période 1840-1856 (Pichard, 1983) et le début des travaux d’endiguement du fleuve, la période 1853-1866 est généralement considérée comme une période d’augmentation du transit de la charge solide dans le fleuve (Maillet et al., 2005 ; Provansal et al., 2005). On pourrait ainsi légitimement s’attendre à observer une augmentation relative de la progradation deltaïque au cours de la période 1853-1866, au lieu de la valeur d’érosion obtenue. Il est donc possible que la carte de 1866 n’ait pas été établie avec la même rigueur que les autres cartes utilisées dans cette étude, bien qu’elle n’ait jamais fait l’objet de critique sur ce point. Cependant le travail de géoréférencement ayant été effectué de la même manière que pour les autres cartes, et la forte progradation au cours de la période 1866-1872 pouvant tout à fait résulter de l’effet de chasse hydraulique provoquée par l’endiguement du Rhône achevé en 1860, la rigueur scientifique veut que nous accordions aux résultats obtenus avec la carte de 1866 le même crédit qu’à ceux fournis par les autres cartes, nonobstant leur aspect inattendu.

14L’étude de l’évolution des 84 profils perpendiculaires au littoral durant le xixe siècle (fig. 3C et fig. 4) permet d’atténuer la possible imprécision des données de 1866. Elle met en évidence sept secteurs au comportement homogène à partir de 1837 : la Petite Camargue (S1) à l’ouest du Petit Rhône, l’embouchure du Petit Rhône (S2), La Fourcade (S3) de l’est du Petit Rhône au phare de la Gacholle, Beauduc (S4) regroupant le golfe et la pointe de Beauduc, Faraman (S5) autour de l’ancienne embouchure du Bras de Fer, Piémanson (S6) situé à l’ouest du grau de Roustan et l’embouchure du Grand Rhône (S7) constitué du lobe moderne (grau de Roustan, grau de Pégoulier, Flèche de la Gracieuse). Chaque secteur a été étudié par période (fig. 4) et nous présentons ci-dessous les observations relevées.

Fig. 4 –Classification des taux d'évolution du trait de côte (m.an-1) du delta du Rhône par secteurs et par périodes au cours du xixe siècle.
Fig. 4 – Rates of Rhône delta coastline evolution (m.yr-1) ranked according to area and period during the 19th century.

Fig. 4 –Classification des taux d'évolution du trait de côte (m.an-1) du delta du Rhône par secteurs et par périodes au cours du xixe siècle.Fig. 4 – Rates of Rhône delta coastline evolution (m.yr-1) ranked according to area and period during the 19th century.

Secteur S1 (Petite Camargue)

15L’absence de donnée relative à la flèche de l’Espiguette rend difficile l’analyse de l’évolution de ce secteur. Le bilan général entre 1823 et 1895 est positif. En effet, bien que soumis à une forte exposition aux houles, il reste sous l’influence de l’embouchure du Petit Rhône. Potentiellement alimenté par les sédiments apportés par le Grau d’Orgon, il est également protégé par le haut fond que constitue le lobe sous-marin du Petit Rhône qui dévie les houles de sud-est (les plus morphogènes) vers l’est. Il résulte de la combinaison de ces forçages une évolution chaotique tant dans le temps (succession de phases d’érosion et d’accrétion) que dans l’espace (profils en accumulation et en érosion durant la même période).

Secteur S2 (grau d’Orgon)

16À l’embouchure du Petit Rhône, le recul du littoral, très rapide de nos jours (Sabatier, 2001), débute à partir de 1841-1853. Au milieu du xixe siècle, ce bras du fleuve drainait 20 % du débit liquide du Rhône (Surell, 1847), 16 % en 1890 (François, 1937), puis seulement 10 % actuellement, (Ibanez et al., 1997). L’affaiblissement du débit du Petit Rhône est donc partiellement responsable du déficit sédimentaire du secteur et du recul du rivage. Ce secteur est d’abord attaqué par les houles qui se concentrent sur le lobe saillant, et il est de plus en plus érodé jusqu’en 1872. Nous ne trouvons de témoignages de protection du littoral contre l’érosion qu’au début du xxe siècle (François, 1937). Mais il est probable que le cordon littoral, qui abritait en 1880 une ville de plus de 1 000 habitants (Lenthéric, 1881), ait été protégé artificiellement dès la deuxième partie du xixe siècle, ce qui pourrait expliquer la nette réduction de l’érosion observée après 1872.

Secteur S3 (La Fourcade)

17Ce secteur est une zone charnière entre l’embouchure du Petit Rhône, fortement érodée, et la flèche de Beauduc subissant une accrétion constante. Les houles de sud-est, les plus morphogènes, sont réfractées par la flèche de Beauduc et s’orientent parallèlement au rivage. Ceci limite fortement les effets de la dérive littorale en période de tempête. De ce fait, aucune tendance significative n’est observée. Le trait de côte oscille de manière assez confuse autour d’une position fixe, sensiblement assimilable à celle du trait de côte de 1823 (fig. 3C). La partie ouest du secteur, subissant l’influence de l’évolution du secteur S2, est sensiblement soumis à l’érosion, tandis que la moitié orientale s’engraisse, sous la dominance du secteur de Beauduc.

Secteur S4 (Beauduc)

18La pointe de Beauduc est la zone de convergence de deux dérives littorales de sens opposé, provenant de l’ouest du secteur et du littoral de Faraman (fig. 4). Elle est par conséquent le lieu d’une intense sédimentation qui débute en 1711 avec l’abandon du chenal du Rhône du Bras de Fer, et le démantèlement progressif du lobe sous-marin correspondant. Ce mécanisme semble constant dans le temps et ne devrait se terminer que lorsque le trait de côte sera totalement régularisé entre l’embouchure du Grand Rhône et la ville du Grau du Roi. Orientée vers l’ouest en 1823, la flèche de Beauduc a tendance à croître en se déplaçant vers le nord-ouest, sous l’influence des houles de sud-est. Cette croissance est continue durant la période d’étude, avec une acmé de progradation entre 1837 et 1853.

Secteur S5 (côte de Faraman)

19La côte entre Beauduc et le Grand Rhône recule de manière quasi permanente sur l’ensemble de ce secteur. La plage est très exposée aux houles de sud-est qui atteignent la côte avec une incidence de 45° et engendrent un fort courant de dérive littorale vers l’ouest. Ce secteur correspond à l’ancienne embouchure du Rhône du Bras de Fer. La réfraction des houles sur les haut-fonds reliques accentue la pression des dynamiques marines sur cet espace déconnecté des apports rhodaniens. Ce recul présente deux caractéristiques importantes. D’une part le recul du trait de côte ne s’inscrit dans aucune tendance particulière et il est caractérisé par une irrégularité des vitesses d’évolution. D’autre part, à l’échelle séculaire, la tendance est tout de même au ralentissement de l’érosion, le recul du trait de côte étant limité au nord par la présence de la digue littorale construite en 1859.

Secteur S6 (plage de Piémanson)

20À l’ouest du promontoire du Grand Rhône, le secteur S6 illustre les diverses possibilités d’évolution d’un littoral deltaïque. De 1823 à 1853, le littoral gagne sur la mer à une vitesse qui décroît progressivement. Cette tendance est à mettre en relation avec le comblement du chenal fluvial qui affecte également le grau de Piémanson. En 1855, les faibles apports rhodaniens par le chenal de Piémanson sont détournés par la fermeture artificielle du grau. L’influence directe du fleuve ayant disparu, les houles remobilisent les dépôts prodeltaïques qui viennent alimenter la côte proximale en provoquant une augmentation de surface de 0,34 km2/an. Cet apport sédimentaire n’a cependant qu’une durée limitée. Après un ralentissement de la progradation, l’érosion débute dès 1895, montrant ainsi que même les secteurs les plus proches de l’embouchure active ne bénéficient pas des apports rhodaniens.

Secteur S7 (lobe actuel)

21Le secteur de l’embouchure de Roustan montre la plus forte mobilité au cours du temps. Directement soumis à l’influence du Rhône, il réagit à l’action simultanée du fleuve (variation des débits et du nombre des embouchures) et de la mer (fréquence et amplitude des houles de tempête). De ce fait il est très difficile de mettre en évidence des tendances. Avant 1855, l’avancée générale du lobe, sous l’influence des forts apports sédimentaires caractérisant cette époque, est contrariée par la présence de trois principaux graus. La division des flux est à l’origine, d’une part, d’une tendance préférentielle à l’empâtement plutôt qu’à l’avancée en pointe du lobe et, d’autre part, de la faiblesse de la puissance hydraulique du Rhône qui renforce l’influence relative des dynamiques marines. En 1855, la réunification artificielle des graus en un seul chenal confirme cette interprétation, puisque on note une progradation très rapide de l’embouchure de Pégoulier, tandis que le littoral à proximité du grau de Roustan recule sous l’influence des houles réfractées sur les lobes deltaïques abandonnés de Piémanson et de Roustan. La relative stabilité globale de ce secteur après 1872 masque donc une variabilité interne très importante.

22De manière générale, nous observons donc trois secteurs relativement stables (S1, S3, et S6), qui séparent des zones caractérisées par une évolution positive ou négative constante dans le temps. Ces zones charnières correspondent à des points d’inflexion entre les secteurs dynamiques dont la position n’évolue pas au cours du temps. Ceci montre à quel point les variations du trait de côte sont fortement liées à une réorganisation par les houles des stocks sédimentaires préexistants. De plus, l’étude de l’évolution de la position des traits de côte sur près de 200 ans montre un fonctionnement similaire au xixe et au xxe siècle (fig. 3B, 3C) malgré des changements hydrosédimentaires significatifs (réduction des fortes crues et de la charge sédimentaire) et une augmentation progressive de l’influence humaine dans le bassin versant rhodanien. Cela met en évidence la faible influence du fleuve sur le fonctionnement et l’alimentation du littoral deltaïque, au moins à l’échelle séculaire.

Relations entre les apports fluviauxet les variations du trait de côtedeltaïque

23Les différences d’extension du delta entre le xixe et le xxe siècle (tab. 2) montrent que, en période d’abondante charge solide grossière, la croissance deltaïque est dix fois plus importante qu’à l’heure actuelle. Le vecteur des produits de l’érosion du bassin versant étant le fleuve, les variations de débit liquide et solide conditionnent, en principe, les phases d’avancée et de recul deltaïque. Mais cette simple observation doit être nuancée à l’échelle séculaire et selon les périodes considérées. Il apparaît effectivement que les variations du secteur de l’embouchure active conditionnent fortement au xixe siècle, voire totalement au xxe siècle, le bilan sédimentaire du delta du Rhône (tab. 2). Les volumes sédimentaires apportés à l’embouchure du fleuve ne sont pas ou très peu redistribués sur le littoral deltaïque. Aussi, la cinématique du trait de côte doit être abordée distinctement selon que l’on se trouve loin de l’embouchure du Rhône ou que l’on s’en approche. Au loin, le long de la frange littorale deltaïque, le fonctionnement sédimentaire correspond dès 1837 à quatre cellules littorales (Komar, 1998), associant chacune un secteur qui s’érode à un secteur qui stocke les sédiments (Sabatier et Suanez, 2003). L’engraissement de la flèche et du golfe de Beauduc (secteur S4) est alimenté par l’érosion des secteurs S2, S3 et S5. Le mécanisme déterminant est donc ici la dérive littorale, ce qui explique l’absence de corrélation directe entre la fréquence d’occurrence des crues du Rhône et les phases d’évolution du trait de côte du delta (fig. 5). À proximité de l’embouchure du Rhône (secteur S7), on trouve la zone d’accumulation de la plupart des apports rhodaniens (Sabatier et al., 2006) qui forment le lobe deltaïque actuel. Celle-ci est donc extrêmement sensible aux fluctuations de la charge solide, et se présente comme la zone dans laquelle l’évolution de la superficie des terres émergées est la plus dynamique. Les bilans surfaciques à l’échelle du delta dépendent de ce fait fortement de ses variations (Guieu et al., 1993 ; Noel, 1996 ; Thomas, 1997 ; Sabatier et al., 2006) et une étude plus détaillée s’impose (Maillet et al., ce volume, 125-140).

Fig. 5 – Relation entre l’occurrence des crues et l'évolution de surface du delta du Rhône (km2.an-1). L'absence de corrélation entre les deux variables exprime la déconnexion entre les apports fluviaux et l'évolution du trait de côte deltaïque.
Fig. 5 – Relation between flood events and the evolution of the Rhône delta surface area (km2.yr-1). Absence of a clear correlation between the two variables reflects the disconnection between river sediment supply and coastline evolution.

Fig. 5 – Relation entre l’occurrence des crues et l'évolution de surface du delta du Rhône (km2.an-1). L'absence de corrélation entre les deux variables exprime la déconnexion entre les apports fluviaux et l'évolution du trait de côte deltaïque. Fig. 5 – Relation between flood events and the evolution of the Rhône delta surface area (km2.yr-1). Absence of a clear correlation between the two variables reflects the disconnection between river sediment supply and coastline evolution.

1 : succession chronologique des périodes de mesure.
1 : chronology of successive periods of measurements.

24Il existe par conséquent une différence importante entre les variations de l’embouchure et celles de la côte. Indépendamment du forçage à long terme que représentent les apports rhodaniens, il est possible de distinguer d’autres sources sédimentaires dont l’influence pourrait expliquer l’origine des dépôts sur les plages du delta. La première source est l’ensemble des volumes sédimentaires issus de la biosédimentogenèse. Des mesures in situ des teneurs en bioclastes dans les sables du delta (Maillet, 2001) ont en effet montré que la fraction d’origine biologique représente en moyenne 20 % à 30 % des volumes sédimentaires littoraux actuels. Sur les secteurs qui s’engraissent, comme la flèche de Beauduc, cette fraction peut atteindre 80 % des sables. Dans les secteurs subissant l’érosion, le volume biosédimentaire n’est que d’environ 10 %, en raison des fortes conditions hydrodynamiques qui limitent le dépôt de coquilles sur le littoral (Van der Wal, 2000). Outre le rôle direct que les fragments coquilliers jouent dans la constitution des cordons sédimentaires littoraux, il faut également souligner leur rôle de protection contre l’érosion qu’ils exercent en recouvrant les cordons sableux (Keary et Keegan 1975 ; Carter, 1976). La production biologique contribuerait ainsi de manière significative à la stabilité et à la croissance de la surface de la plaine deltaïque, d’autant plus lorsque les volumes sédimentaires apportés par le fleuve diminuent. La fluctuation de cette production carbonatée biologique serait donc une donnée essentielle pour expliquer la variabilité temporelle des volumes sédimentaires littoraux. Malheureusement, la sensibilité des bioclastes aux mécanismes d’érosion (dissolution notamment) ne permet pas de déterminer avec une précision suffisante l’évolution de cette contribution dans le temps.

25Le second stock de sédiments est issu des lobes deltaïques immergés, hérités des positions historiques des embouchures du fleuve, notamment de l’abandon du Bras de Fer en 1711 et de la fermeture artificielle des graus de Roustan et Piémanson en 1855. Le remaniement des lobes s’effectue sous l’influence prépondérante des dynamiques marines. Ce mécanisme explique le décalage chronologique que l’on observe entre les périodes d’évolution maximale des secteurs qui s’engraissent (1837-1853) et celles des secteurs qui s’érodent (1853-1872) (fig. 3C). En effet, dans un premier temps, l’érosion des lobes immergés alimente en sédiments les secteurs situés en aval de la dérive littorale. Dans un deuxième temps, leur arasement raidit le profil transversal des petits fonds et provoque le recul du trait de côte au droit des anciennes embouchures. Au Grau de la Dent, embouchure du Rhône jusqu’en 1711 et en accord avec L. François (1937), la période 1823-1837 apparaît comme la dernière où l’on note une avancée généralisée de ce secteur, probablement en raison d’apports sédimentaires provenant de l’érosion du lobe immergé du Rhône du Bras de Fer (fig. 1). Ce phénomène est également visible lorsque l’érosion du secteur du Grau d’Orgon (embouchure du Petit Rhône) est comparée à l’accrétion de la flèche de Beauduc : tandis que la phase de progradation maximale de Beauduc s’établit entre 1837 et 1841, il faut attendre la période 1841-1853 pour observer un recul du littoral au Grau d’Orgon, littoral jusque-là nourri par les produits de l’érosion du lobe immergé du Petit Rhône. Enfin le lobe immergé de Pégoulier contribue de façon substantielle à l’édification de la flèche de la Gracieuse dès la fermeture du Grau (début du xxe siècle), tandis que le recul de la côte n’y devient sensible que depuis les années 1960 (Vernier, 1976 ; Suanez, 1997 ; Sabatier et al., 2006). À une autre échelle temporelle, C. Vella et al. (2005) ont montré le rôle essentiel joué par le démantèlement du lobe fossile antique de Saint-Ferréol dans le colmatage du Golfe d’Aigues-Mortes. En tant qu’interface dominée par les houles, le littoral du delta du Rhône évolue donc prioritairement sous l’effet d’une redistribution le long de la côte du sable issu des lobes abandonnés par les défluviations. L’épuisement progressif de ces stocks explique en grande partie le ralentissement de la croissance du delta au xxe siècle.

Conclusions

26En dépit des nombreuses données disponibles sur les variations du trait de côte et sur l’hydrologie du fleuve au xixe siècle, la compréhension de l’évolution du trait de côte du delta du Rhône au cours des deux derniers siècles reste encore incomplète. Il manque en effet de nombreuses données sur la période clé du milieu du xixe siècle (tempêtes, surcôtes, stocks sédimentaires biogènes…) et cette étude ne pourra être approfondie que lorsque ces caractéristiques seront découvertes ou déduites d’autres paramètres (Moron et Ulmann, 2005). En outre, la connaissance de l’évolution temporelle de la bathymétrie littorale (entre 0 et -20 m) est également insuffisante, malgré les récents travaux de F. Sabatier et al. (2006), dont la résolution temporelle est incompatible avec la présente étude.

27Les données historiques les plus nombreuses se concentrent essentiellement sur le fleuve, au détriment des mesures en mer. Elles montrent la faible influence du Rhône sur l’évolution de la frange littorale de la plaine deltaïque au xixe siècle comme au xxe siècle. L’action érosive des houles ne peut être compensée par la fraction sableuse des apports fluviaux, qui se réduit sensiblement au xxe siècle et reste piégée à l’embouchure du Grand Rhône. L’évolution morphologique du littoral du delta est donc dominée par la redistribution sédimentaire, sous la contrainte dominante des houles. En accord avec la classification de R.A. McBride et al. (1995), le delta s’inscrit ainsi dans une dynamique de type « lateral-movement ». La rareté des périodes d’alimentation des plages du delta à partir des volumes de sédiments stockés à l’embouchure s’exprime à long terme par une symétrie du lobe, qui traduit la prépondérance des débits liquides sur la dérive littorale (Bhattacharya et Giosan, 2003).

28La croissance relative des volumes sédimentaires d’origine bioclastique dans le budget sédimentaire total du littoral du delta, proportionnelle à la diminution des apports terrigènes, contribue à réduire l’influence des variations des apports fluviaux sur la mobilité littorale (Maillet, 2001). L’impact de l’aménagement du système fluvial sur les variations du trait de côte est complexe, voire contradictoire, mais contribue de manière générale à déconnecter le fleuve de son littoral deltaïque. En effet, l’endiguement du Rhône a amélioré le transit sédimentaire à partir des années 1860 mais a fixé la position de l’embouchure dès 1895. Cette stabilisation a contribué à réduire le rôle des apports fluviaux sur l’évolution du trait de côte, quelles que soient les caractéristiques de la charge solide fluviale. Au droit de l’embouchure du Rhône, l’énergie liée à l’expulsion des flux liquides dissipe suffisamment celle des houles pour que la redistribution sédimentaire, via la dérive littorale, soit minime et limitée au littoral limitrophe. Aussi, tant que le fleuve continuera à couler au dessus du lobe sous-marin actuel, rien de ce qu’a apporté le Rhône depuis que son embouchure est fixe ne pourra être remobilisé et entrer dans le bilan sédimentaire du delta. Utilisée comme analogue pour la compréhension des paléo-environnements, cette observation permettrait d’associer la présence d’un littoral rectifié à une période de stabilité de la position de l’embouchure, dans des environnements semblables à ceux du delta du Rhône (littoraux dominés par les houles et/ou les apports fluviaux). Sur la base de ce même constat, les projections de l’évolution future du trait de côte à long terme, alarmantes pour la sauvegarde des intérêts patrimoniaux, écologiques et industriels dans le delta du Rhône (Sabatier, 2001), posent la question du déplacement contrôlé de l’embouchure actuelle. Le transfert de la charge solide et liquide du Rhône en un autre point du linéaire côtier permettrait en effet la protection de zones érodées de manière chronique, et favoriserait la remobilisation des sédiments du lobe sous-marin actuel du Grand Rhône. Cette remobilisation pourrait alors contribuer à l’alimentation des plages orientales du delta (celle de Piémanson notamment).

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Bibliographie

Arnaud-Fassetta G. (2003) – River channel changes in the Rhône delta (France) since the end of the Little Ice Age : geomorphological adjustement to hydroclimatic change and natural resource management. Catena, 51, 141-172.

Bhattacharya J.P., Giosan, L. (2003) – Wave-influenced deltas : geomorphological implications for facies reconstruction. Sedimentology, 50, 187-210.

Berendsen H.J.A., Stouthamer E. (2000) – Late Weichselian and Holocene palaeogeography of the Rhine-Meuse delta, The Netherlands. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 161, 311-335.

Bradley R.S., Jones P.D. (1993) – ‘Little Ice Age’ summer temperature variations : their nature and relevance to the global warming trends. The Holocene, 3(4), 367-376.

Bruzzi C. (1998) – Les tempêtes et l’évolution morphosédimentaire des plages orientales du delta du Rhône. Thèse de doctorat non publiée, université de Provence, 326 p.

Caritey C. (1995) – L’évolution de l’embouchure du Rhône du milieu du xviie à la fin du xixe siècle. Relations avec le régime du fleuve. Mémoire de DEA non publié, université de Provence, 100 p.

Carter R.W.G. (1976) – Formation, maintenance and geomorphological signifiance of an aeolian shell pavement. Journal of Sedimentary Petrology, 46 (2), 418-429.

Clary M., Joannon M., Tirone L. (1994) – Pour une approche didactique de la géographie - de la théorie à la pratique. In CRDP Editeur, Marseille, 144 p.

Coleman J.M., Wright L.D. (1975) – Modern river deltas : variability of processes and sandstones bodies. In Broussard M.L. (Ed.), Deltas, model for exploration. Houston, Geology Society, 99-150.

Crowley T.J. (2000) – Causes of climate change over the past 1000 years. Science, 289 (5477), 270-277.

Dubar M., Anthony E.J. (1995) - Holocene environmental change and river-mouth sedimentation in the Baie des Anges, French Riviera. Quaternary Research, 43, 329-343.

François L. (1937) – étude sur l’évolution actuelle des côtes de Camargue. Institut des Etudes Rhodaniennes. Revue de Géographie Régionale, 13, 71-126.

Galloway W.E. (1975) – Process framework for describing the morphologic and stratigraphic evolution of deltaïc depositional systems. In Broussard M.L. (Ed.), Deltas, model for exploration, Houston, Geology Society, 87-98.

Guieu C., Zhang J., Tomas A.J., Martin J.M., Bruncottan J.C. (1993) – Significance of atmospheric fallout on the upper layer water chemistry of the north western Mediterranean. Journal of Atmosphere Chemistry, 17, 45-60.

Hori K., Saito Y., Zhao Q.H., Wang P.X. (2002) – Evolution of the coastal depositional systems of the Changjiang (Yangtze) River in response to late Pleistocene-Holocene sea-level changes. Journal of Sedimentary Research, 72 (6), 884-897.

Ibanez C., Pont D., Prat N. (1997) – Characterization of the Ebre and Rhone estuaries : A basis for defining and classifying salt-wedge estuaries. Limnology and Oceanography, 42 (1), 89-101.

IPCC (2001) – Climate Change, Impacts, Adaptation and Vulnerability. Cambridge University Press, vol 2, New York, 1032 p.

Keary R., Keegan B.F. (1975) – Stratification by in-fauna debris : a structure, a mechanism and a comment. Journal of Sedimentary Petrology, 45 (1), 128-131.

Komar P.D. (1998) – The modelling of processes and morphology in the coastal zone-reflexions on the maturity of our science. Shore and Beach, 66, 10-22.

Lenthéric C. (1881) – La région du bas Rhône. Hachette Edition, Paris, 304 p.

L’Homer A. (1991) – Sea-level changes and impacts on the Rhône delta coastal lowlands. In M.J. Tooley and S. Jelgersma (Eds), Impacts of sea-level rise on european coastal lowlands, 136-152.

L’Homer A., Bazile J., Thommeret J., Thommeret Y. (1981) – Principales étapes de l’édification du delta du Rhône de 7000 BP à nos jours, variations du niveau marin. Oceanis, 7 (4), 389-408.

Magny M. (1995) – Une histoire du climat, des derniers mammouths au siècle de l’automobile. Errance, Paris, 175 p.

Maillet G.-M. (2001) – Quantification, origine et devenir des bioclastes dans les cordons meubles actuels du littoral camarguais. Mémoire de DEA non publié, université de Provence, 96 p.

Maillet G.-M., Provansal M., Vella C., Sabatier F. (2006) – Connexions entre le Rhône et son delta. Partie 2 : Evolution de l’embouchure du Rhône depuis le début du xviiie siècle. Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2, 125-140.

Maillet G.-M., Rizzo E., Revil A., Vella C. (2005) – High resolution ERT applied in sand-bed channel mouth infilling. The test site of Pégoulier channel in the Rhône Delta, France. Marine Geophysical Researches, 26, (2-4), 317 – 328 DOI : 10.1007/s11001-005-3726-5

Mc Bride R.A., Hiland M.W., Penland P.S., Williams S.J., Byrnes M.R., Westphal K.A., Jaffe B., Sallenger A.H. (1991) – Mapping barrier island changes in Louisiana : techniques, database, and results. In Kraus NC et al. (Eds), Coastal Sediments 1991, American Society of Civil Engineers, NY, 1, 1011-1026.

Mc Bride R.A., Byrnes M.R., Hiland M.W. (1995) - Geomorphic response-type model for barrier coastline - a regional perspective. Marine Geology, 126 (1-4), 143-159.

Moron V., Ullmann A. (2005) – Relationship between sea-level pressure and sea-level height in the Camargue (French Mediterranean coast). International Journal of climatology, 25, 1531-1540.

Mulder T, Syvitski J.P.M. (1996) – Climatic and morphologic relationships of rivers : Implications of sea-level fluctuations on river loads. Journal of Geology, 104 (5), 509-523.

Noël M.H. (1996) – Le plutonium comme traceur du transfert et de l’accumulation des apports particulaires du Rhône en Méditerranée nord-occidentale. Thèse de doctorat non publiée, université Paris – Val-de-Marne (Paris 12), n°1996PA120033, 337 p.

Orton G.J., Reading H.G. (1993) – Variability of deltaic process in terms of sediment supply, with particular emphasis on grain size. Sedimentology, 40, 475-512.

Paskoff R. (2004) – Potential Implications of Sea-Level Rise for France. Journal of Coastal Research, 20 (2), 424–434.

Pichard G. (1983) – Marine royale et histoire de l’environnement en Provence. Actes du 108e Congrès National des Sociétés Savantes, Colloque d’histoire maritime, Grenoble, 287-316.

Pichard G. (1995) – Les crues sur le bas Rhône de 1500 à nos jours. Pour une histoire hydro-climatique. Méditerranée, 3-4, 105-116.

Pichard G. (2002) – Terroirs et paysages provençaux au xviiie siècle. La cartographie à grande échelle des militaires de Génie. Histoire et Sociétés Rurales, 17, 153-185.

Pinot J.-P. (1999) – L’apport des cartes anciennes à la gestion du littoral. Actes du 124e Congrès national des sociétés historiques et scientifiques, Nantes, 25-39.

Postma G. (1995) – Causes of architectural variation in deltas. In Oti M. N. et Postma G. (Eds), Geology of Deltas, A. A. Balkema, Rotterdam, 3-16.

Provansal M., Maillet G., Antonelli C. (2005) – La géomorphologie entre nature et société : retour sur un vieux débat à propos de l’histoire récente du delta du Rhône. In A. Bouet et F. Verdin (Eds) : Territoires et paysages de l’âge du fer au Moyen âge. Mélanges offerts à Philippe Leveau. Ausonius, Mémoires, Bordeaux, 16, 227-239.

Reynaud L., Vincent C. (2002) – The period of glacier extension named Little Ice Age. Houille Blanche, 8, 16-19.

Sabatier F. (2001) – Fonctionnement et dynamiques morpho-sédimentaires du littoral du delta du Rhône. Thèse de doctorat non publiée, université Aix-Marseille III, 268 p.

Sabatier F., Maillet G., Provansal M., Fleury J., Stive M., Suanez S., Vella C. (2006) – Sediment budget of the Rhône delta shoreface since the middle of the 19th century.. Marine Geology (sous presse).

Sabatier F., Suanez S. (2003) – Shoreline changes of the Rhone delta coast since the end of the 17th century. Géomorphologie : relief, processus, environnement, 4, 283-300.

Stouthamer E. (2001) – Sedimentary products of avulsions in the Holocene Rhine-Meuse delta, The Netherlands. Sedimentary Geology, 145 (1-2), 73-92.

Suanez S. (1997) – Dynamiques sédimentaires actuelles et récentes de la frange littorale orientale du delta du Rhône. Thèse de doctorat non publiée, université de Provence, 283 p.

Suanez S., Provansal M. (1998) – Large scale evolution of the littoral of the Rhone delta (southeast France). Journal of Coastal Research, 14 (2), 493-501.

Surell E. (1847) – Mémoire sur l’amélioration des embouchures du Rhône. Imprimerie cévenole, Nîmes, France, 148 p.

Syvitski J.P.M., Vörösmarty C.J., Kettner A.J., Green P. (2005) – Impact of humans on the flux of terrestrial sediment to the global coastal ocean. Science, 308, 376-380.

Thomas A.J. (1997) – Input of artificial radionucleides to the Gulf of Lions and tracing the Rhône influence in marine surface sediments. Deep Sea Research (Part II), 44, 577-596.

Van der Wal D. (2000) – Grain-size-selective aeolian sand transport on a nourished beach. Journal of Coastal Research, 16 (3), 896-908.

Van Straaten L.M.J.U. (1957) – Dépôts sableux récents du littoral des Pays Bas et du Rhône. Geology Mijnbouw, 19, 196-213.

Vella C., Fleury T.J., Raccasi G., Provansal M., Sabatier F., Bourcier M. (2005) – Evolution of the Rhône delta plain in the Holocene. “Mediterranean Prodelta Systems”, Marine Geology, 222-223, 235-265.

Vella C., Provansal M. (2000) – Relative sea-level rise and neotectonic events during the last 6500 yr on the southern eastern Rhône delta, France. Marine Geology, 170, 27-39.

Vernier E. (1976) – édification et évolution de la flèche de la Gracieuse, ouest du Golfe de Fos. Bulletin BRGM série 2, 4 (2), 103-115.

Wright L.D., Short A.D. (1984) – Morphodynamic variability of surf zones and beaches : a synthesis. Marine Geology, 56, 93-118.

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Annexe

Abridged English Version

The coastline of the Rhône delta is currently threatened by erosion. To explain this situation it is useful to study the recent evolution of the coastline in a long historic context. This study, which is based on topographic historic maps, deals with the hydrological and sedimentary links between a river and its delta. The first part of this paper deals with the characterisation of the coastal dynamics at distinct time and spatial scales during the 19th century. In a companion paper, we focus on the river mouth area, which is directly influenced by marine and fluvial factors.

The Rhône River is one of the largest fluvial systems of the Mediterranean Sea (fig. 1). For the last 6 000 years, the delta plain had prograded 25 km from north of Lake Vaccarès to the current coastline. Between 1586 and 1711, the Rhône River built a prograding lobe, the Bras de Fer lobe (fig. 1), before changing its direction towards a man-made channel to form a new river mouth. Since this period, the Rhône River has never avulsed and now flows to the sea by two arms, the Grand Rhône and the Petit Rhône. In the western part of the delta plain, the Petit Rhône mouth, called Grau d’Orgon, was established in 1550. In the eastern part of the delta plain, 90% of the water discharge flows through the Grand Rhône mouth, called Grau de Roustan.

Eight maps were used to characterise the evolution of the coastline over a period of 150 years (fig. 2, tab. 1). These maps were successively scanned, georeferenced and digitized under a single geographic system (WGS84) using the ER Mapper® 6.0. software. Successive coastline positions were compiled in a Geographical Information System (MapInfo 6.5© software). Eighty-four cross-shore profiles, with a regular spacing of 1000 m, were established to measure the evolution of the coastline between each date since 1823. The speed of coastline displacements and the surface changes were calculated by dividing the distance (in m) by the period (in years) between two consecutive maps.

The superposed coastlines of 1823, 1895 and 2000 show the global trend of beach evolution and estimates progradation during the last two centuries (fig. 3A and tab. 2). Meanwhile, the 1823 map does not cover the entire delta plain, in particular the Espiguette Spit which constitutes a zone of high accumulation. Therefore, the sedimentary budget detailed here is probably an underestimate. The sedimentary budget of the Rhône delta during the last 177 years indicates a positive growth of 18.09 km2. This aggradation is not uniform and concerns only 51% of the coast line (fig. 3B). The accumulation areas are the Grand Rhône mouth and the Beauduc Spit, whereas the mouth of the Petit Rhône and the Faraman coastline are eroded (fig. 3B). The velocities of coastline variations are rapid, positive in the case of  the Roustan mouth (+13 m.yr-1) and the Beauduc spit (+14.5 m.yr-1), but  negative in the case of the Grau d’Orgon (-8.5 m.yr-1) and Faraman beach (-6.2 m.yr-1).

Tables 2 and 3 evidence the differences in evolution between the 19th and the end of the 20th century. The average delta progradation was 0.22 km2.yr-1 during the 19th century, but decreased to as little as 0.021 km2.yr-1 during the 20th century. During both centuries, the sedimentary budget was strongly influenced by the Grand Rhône mouth area. During the 19th century, progradation of the Grand Rhône mouth contributed up to 50% to the total growth of the delta plain. During the 20th century, the prograding part of Grand Rhône mouth increased up to 140%. Subsequently, erosion prevailed in the other segments of the delta coast, and the global positive budget was only maintained by the Grand Rhône mouth area accumulation. Comparison of the seven coastlines during the 19th century allows to improve a detailed study of the delta growth (tab. 3). The 1823–1837 period is very different from the following periods. After 1837, some areas (mouth of Petit Rhône, Faraman beach) still continued to record accumulation, whereas the secular trend had been erosive (fig. 3C). The progressive decrease in fluvial sediment discharge is probably linked to the gradual decrease in delta progradation that occurred during the 19th century. This slowdown happened during two successive periods, but the 1853–1866 period is the only one to show a global retreat of the delta coast. The 1866–1872 period is characterised by a strong increase in progradation rate.

The study of the evolution of 84 cross-shore profiles during the 19th century (fig. 3B, 3C, and fig. 4) shows seven homogeneous segments since 1837 (fig. 3B,C, and fig. 4): the Petite Camargue (S1), located to the west of the Petit Rhône; the Petit Rhône mouth (S2); the Fourcade grau sector (S3), between the Petit Rhône and the lighthouse of la Gacholle; the Beauduc Spit and the Beauduc bay behind the spit (S4); Faraman beach (S5) on both sides of the old mouth of Bras de Fer; the Piémanson beach (S6), located west from the grau de Roustan; and the mouth of the Grand Rhône, including the Gracieuse Spit (S7). Three stable segments (S1, S3, and S6) represent inflection points between more dynamic adjacent segments defined by coastal hydrodynamic cells that were recently highlighted by F. Sabatier and S. Suanez (2003).

The variations of the active mouth area strongly determine the total sedimentary budget of the Rhône delta during the 19th and the 20th centuries (tab. 2). However the sedimentary inputs are stored near the mouth and do not contribute to the sediment budget on remainder of the delta coast (fig. 4). Firstly, since 1837, the development of the deltaic fringe (river mouth excepted), corresponds to four coastal circulation cells, each associating a negative branch with a positive branch. The accumulation of the Spit and Gulf of Beauduc (S4 segment) is fed by the erosion of the S2, S3 and S5 segments. The mechanisms leading this flux are the longshore drift and swell dynamics, as confirmed by the indirect correlation between the frequency of Rhône floods and the variations of the delta coastline (fig. 5). Secondly, the Rhône River mouth (S7 sector) represents the only zone where the Rhône inputs are stored to form the current deltaic lobe. Thus, this zone is extremely sensitive to the evolution of the sediment discharge, and is the most dynamic area in terms of surface evolution. The global budget at the delta scale is therefore strongly dependent on the river mouth evolution.

As no direct inputs from the river mouth were found to be controlling the coastline evolution, two other potential sediment sources were examined:  bioclastic sand deposits, which constitute a mean of 20% to 30% of the total coastal sediment budget, and sediment stored in submerged delta lobes situated in front of the historical positions of the river mouths (lobes of the Bras de Fer until 1711, Roustan and Piémanson since 1855). Their dismantling is due to the prevailing marine dynamics in the area. This mechanism encompasses three stages: formation of the lobes, avulsion of the channel, and remobilisation of the lobe deposits by marine processes. This explains the chronological shift observed between the periods of maximum evolution of the prograding segments and those of the eroding segments, highlighted by a comparison of the 1837–1853 and 1853–1872 periods (fig. 3C). This trend has been observed three times during the two last centuries: closure of the Grau de la Dent, reduction of the sediment contributions through the Grau d’Orgon, and abandonment of the Grau de Pégoulier. C. Vella et al. (2005) also emphasized the crucial role played by the dismantling of the fossil lobe of Saint Ferréol in the infilling of the Gulf of Aigues Mortes. The littoral of the Rhône delta coast is swell-dominated, and so experiences the effect of longshore redistribution of sediment supplied by the inactive fossil lobes. The progressive exhaustion of these stocks sediment explains the decrease in delta growth during the 20th century.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation du site étudié et des toponymies locales. Fig. 1 – Location map of the studied site and place names.
Légende A : Localisation du bassin versant du Rhône. B : Organisation du réseau hydrographique du Rhône et localisation du delta. C : Le delta du Rhône : localisation des principaux lobes deltaïques mis en place depuis le xviie siècle. 1 : lobe deltaïque sous-marin.A : Location of the Rhône catchment area. B : Detail of the Rhône catchment area and its main tributaries, with location of the Rhône delta. C : The Rhône delta : position of main deltaic lobes built since the 17th century. 1 : submarine delta lobe
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-1.png
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Titre Fig. 2 – Variations historiques de l'hydrologie du Rhône. Les fréquences de crue sont calculées sur la base des huit périodes considérées dans cette étude (données d'après G. Pichard, 1995). Fig. 2 – Historical variations of the Rhône hydrology. Flood frequency are based on the eight periods considered in this study (after G. Pichard, 1995).
Légende 1 : Mois avec crues > 4 600 m3.s-1 ; 2 : moyenne annuelle par période (en mois de crues > 4 600 m3 pt/s-1 par an).1 : month with floods > 4600 m3.s-1 ; 2 : monthly mean per period (in months with floods > 4600 m3.s-1per year).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-2.png
Fichier image/png, 27k
Titre Tableau 1 – Liste des cartes utilisées pour l’analyse des positions historiques du trait de côte dans le delta du Rhône.Table 1 – List of maps used to determine historical coastline shifts in the Rhône delta.
Légende 1 : Arch. Dép. Des B-d-R : archives départementales des Bouches du Rhône ; 2 : CCIMP : Chambre de Commerce et d’Industrie de Marseille-Provence ; 3 : EPSHOM : Etablissement Principal du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine ; 4 : CEREGE : Centre Européen de Recherche et d’Enseignement en Géosciences de l’Environnement.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-3.png
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Titre Tableau 2 – Évolution à long terme de la surface du delta du Rhône et incidence du secteur de l’embouchure du Grand Rhône sur le bilan surfacique total du delta. Table 2 – Long-term evolution of the Rhône delta surface area and role of the Grand Rhône mouth area in the sediment budget of the delta.
Légende a : d’après Sabatier F., Suanez S. (2003)
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-4.png
Fichier image/png, 2,2k
Titre Fig. 3 – Variations du trait de côte entre 1823 et 2000. Fig. 3 – Coastline fluctuations between 1823 and 2000.
Légende A : évolution globale et position des profils (d’après F. Sabatier et S. Suanez, 2003). B : variations de la position du trait de côte par profils et par secteurs entre 1823, 1895 et 2000. C : évolutions détaillées au cours du xixe siècle.A : General evolution and position of the profiles (adapted from F. Sabatier and S. Suanez, 2003). B : Variations in the position of the coastline profiles for each area between 1823, 1895, and 2000. C : Detailed evolution during the 19th century.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-5.png
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Titre Tableau 3 – Évolution de la surface du delta du Rhône au xixe siècle entre les secteurs de la Petite Camargue et la flèche de la Gracieuse.Table 3 – Evolution of the Rhône delta surface area during the 19th century between the Petite Camargue and the Gracieuse Spit.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-6.png
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Titre Fig. 4 –Classification des taux d'évolution du trait de côte (m.an-1) du delta du Rhône par secteurs et par périodes au cours du xixe siècle.Fig. 4 – Rates of Rhône delta coastline evolution (m.yr-1) ranked according to area and period during the 19th century.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/558/img-7.png
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Titre Fig. 5 – Relation entre l’occurrence des crues et l'évolution de surface du delta du Rhône (km2.an-1). L'absence de corrélation entre les deux variables exprime la déconnexion entre les apports fluviaux et l'évolution du trait de côte deltaïque. Fig. 5 – Relation between flood events and the evolution of the Rhône delta surface area (km2.yr-1). Absence of a clear correlation between the two variables reflects the disconnection between river sediment supply and coastline evolution.
Légende 1 : succession chronologique des périodes de mesure.1 : chronology of successive periods of measurements.
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Pour citer cet article

Référence papier

Grégoire M. Maillet, François Sabatier, Damien Rousseau, Mireille Provansal et Thomas J. Fleury, « Connexions entre le Rhône et son delta (partie 1) : évolution du trait de côte du delta du Rhône depuis le milieu du XIXe siècle », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 12 - n° 2 | 2006, 111-124.

Référence électronique

Grégoire M. Maillet, François Sabatier, Damien Rousseau, Mireille Provansal et Thomas J. Fleury, « Connexions entre le Rhône et son delta (partie 1) : évolution du trait de côte du delta du Rhône depuis le milieu du XIXe siècle », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 12 - n° 2 | 2006, mis en ligne le 01 juillet 2008, consulté le 30 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/558 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.558

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