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Connexions entre le Rhône et son delta (partie 2) : évolution du trait de côte du delta du Rhône depuis le début du XVIIIe siècle

Connections between the Rhône River and its delta (part 2) : changes in the Rhône delta coastline since the beginning of the 18th century
Grégoire M. Maillet, Claude Vella, Mireille Provansal et François Sabatier
p. 125-140

Résumés

Sur le littoral du delta du Rhône, seules les plages à proximité de l’embouchure actuelle du fleuve bénéficient encore des apports terrigènes du fleuve. Afin de préciser le modèle de fonctionnement général de ce delta et les processus d’alimentation des plages actuelles, cette étude propose une interprétation des phases historiques d’évolution de l’embouchure principale du Rhône s’appuyant sur la numérisation et le géoréférencement d’un important fond de données cartographiques historiques. La méthode utilisée consiste en une comparaison des distances maximales séparant deux traits de côtes consécutifs. L’analyse des vitesses maximales moyennes d’évolution du trait de côte au niveau de l’embouchure active au cours des deux derniers siècles montre ainsi une tendance générale au ralentissement de la progradation du lobe actif, une très forte variabilité de la position du trait de côte et l’apparition de périodes de recul du littoral dans la deuxième moitié du xxe siècle. Une approche qualitative permet de relier ces variations du trait de côte à l’embouchure à la double emprise de contraintes allocycliques qui influent sur la charge solide fluviale, et de contraintes autocycliques liées au rôle que joue l’espace disponible en mer sur l’accumulation et l’organisation des apports fluviaux à l’embouchure. Il apparaît ainsi que la diminution de la charge solide au cours des deux derniers siècles n’influe pas sur les modalités d’édification du lobe actif, mais sur la vulnérabilité de ce dernier.

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Errata

Article soumis le 13 décembre 2005, accepté le 13 juin 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 projet LOICZ, du programme national ORME et du GDR Marges. Les auteurs remercient le Pr. Pichard pour ses conseils et ses nombreuses trouvailles de cartes anciennes et d’archives hydrologiques dont cette étude a bénéficié. F. Sabatier, G. Arnaud-Fassetta, J. Raffy, J.–C. Thouret et Y. Gunnell sont également remerciés pour leurs conseils et corrections qui ont fortement enrichi cette étude. La Compagnie Nationale du Rhône a fourni les données hydrologiques fluviales au xxe siècle.

Texte intégral

Introduction

1Les littoraux deltaïques sont influencés par l’ensemble du système sédimentaire dans lequel ils sont intégrés, depuis les premiers processus hydroclimatiques dans les bassins versants jusqu’aux processus liés à l’action marine. L’évolution de ces environnements est contrôlée par de nombreux facteurs, dont les plus importants sont d’origine marine et fluvio-sédimentaires (Uribelarrea et al., 2003 ; Petts, 1989 ; Milliman et Meade, 1983), et dépend souvent des éléments morpho-structuraux du bassin versant et de la plate-forme continentale. Une évaluation détaillée de l’influence des sociétés sur l’évolution des systèmes fluviaux et côtiers a été entreprise récemment. La plupart des études anciennes, fondées sur le principe de la monographie, ont été concentrées sur de petits secteurs, et, par conséquent, sur des composantes élémentaires des systèmes sédimentaires. Dans ce contexte, l’impact de l’anthropisation, qui, à l’instar du climat, doit être appréhendé à petite échelle (Bertrand, 2002), a souvent été soit négligé, soit considéré comme unique forçage. Depuis trente ans, les chercheurs développent avec succès une approche plus dialectique combinant les effets du milieu naturel à ceux de l’anthropisation (Bethoux et Gentili, 1999 ; Marchetti, 2001 ; Bravard et Magny, 2002 ; Vandenberghe, 2003), afin de limiter les dérives d’une géomorphologie climatique souvent très interprétative. L’amélioration de la connaissance du cadre morphoclimatique historique a en effet permis l’observation dans leur globalité des processus morphologiques et des modelés qui en découlent, ainsi que la mise en évidence des changements liés à la perturbation anthropique.

2La charge sédimentaire transportée par des fleuves vers les océans est un indicateur pertinent de la dégradation des sols ; elle commande l’évolution des apports aux littoraux. L’étude des relations entre un fleuve et son delta ne peut donc pas s’affranchir d’une réflexion sur l’évolution de l’hydrologie du fleuve et, sur ce point, la bibliographie abonde (Milliman et Ren, 1995 ; Mulder et Syvitski, 1996 ; Syvitski et al., 2005). Mais la complexité des fluctuations temporelles et spatiales de la charge solide des fleuves indique que les flux de sédiment sont sensibles à de nombreuses influences. De ce fait, dans de nombreux cas, il est difficile de distinguer l’influence respective du climat et des activités humaines sur ces flux, bien qu’il soit ponctuellement possible de mettre en évidence les comportements atypiques de certaines zones. G. Maillet et al. (2006) ont montré que l’évolution du littoral deltaïque du Rhône était déconnectée des occurrences de crue et que seuls les secteurs à proximité immédiate de l’embouchure du fleuve bénéficiaient des apports terrigènes. Le but de cette étude est donc d’établir un modèle de fonctionnement spécifique, permettant de cerner précisément le rôle et l’influence du fleuve, de la mer et des activités humaines sur l’évolution de l’embouchure du Rhône.

Évolution des influences fluvio-marines

3Depuis la fin du petit âge glaciaire (PAG), une tendance à la diminution de la charge solide des fleuves du Sud-Est de la France a été mise en évidence par de nombreux auteurs (Probst, 1989 ; Bravard, 1994 ; Descroix et Gautier, 2002 ; Liébault et Piégay, 2002). Cette diminution est considérée comme le résultat des changements climatiques globaux et de l’anthropisation croissante des milieux fluviaux et littoraux (Milliman et Syvitsky, 1992 ; Poinsard, 1992 ; Bravard et Peiry, 1993 ; Gautier, 1992 ; Landon et Piégay, 1994 ; Jorda et Provansal, 1996 ; Kondolf et al. 2002). L’évolution des variations hydroclimatiques depuis la fin du PAG (Pardé, 1925 ; Bravard, 1991 ; Reynaud et Vincent, 2002) correspond à une réduction de la pluviométrie (Warner, 2000 ; Moisselin et Schneider, 2001 ; Ludwig et Meybeck, 2003), qui induit une diminution de la fréquence des crues (Pichard, 1995 ; Miramont et Guilbert, 1997). Or l’importance de celles-ci dans la constitution d’un budget sédimentaire fluvial annuel est connue et souvent démontrée (Walling et al., 2000 ; Picouet et al., 2001 ; Serrat et al., 2001 ; Pont et al., 2002), notamment en région méditerranéenne, où les crues sont considérées comme les événements clefs contrôlant le transit des flux sédimentaires (80 % de la charge solide annuelle circulent en 20 % du temps selon J.-C. Roditis et D. Pont, 1993).

Fluctuations des débits liquides et solides du Rhône

4Actuellement, le régime hydrologique du bas Rhône se situe entre les types pluvial océanique et pluvial méditerranéen ; il est aussi influencé par des apports nivaux d’origine principalement alpine (Vivian, 1989). En raison de la diversité des climats qui règnent sur le bassin versant et de leurs variations saisonnières importantes, ce régime hydrologique est caractérisé par une fluctuation sensible des débits liquides mensuels (fig. 1A). La fonte saisonnière des glaciers et des neiges est responsable de hautes eaux au printemps, tandis que de fortes pluies très localisées sur la moitié méridionale du bassin versant (Alpes du Sud ou Cévennes) alimentent des oscillations ponctuelles des débits liquides et solides. La comparaison des débits moyens mensuels aux xixe et xxe siècles (fig. 1A) montre une faible différence des débits moyens annuels d’un siècle à l’autre, mais les variations de débits moins contrastées au xixe siècle que par la suite. La période océanique d’hiver est moins abondante et les étiages d’été sont également moins prononcés au xixe siècle, qui est caractérisé par des étés davantage pluvieux qu’aujourd’hui (Leroy-Ladurie, 1967 ; Pfister, 1980). Au xixe siècle, on constate également une forte fréquence de crues (fig. 1B) avec 66 crues dont les débits furent supérieurs à 6 000 m3.s-1 à Beaucaire entre 1800 et 1900 (Pardé, 1925) et des périodes paroxysmales (1840-1843, 1855-1856, 1872-1873 et 1886-1892). Cependant les crues extrêmes sont à peine plus fréquentes au xixe qu’au xxe siècle (tab. 1). Par rapport au xxe siècle, les crues du xixe siècle sont moins fréquentes mais un peu plus fortes, pour un débit liquide annuel équivalent au cours des deux siècles.

Fig. 1 – Les paramètres hydrologiques du Rhône au cours des deux derniers siècles.
Fig. 1 – The hydrological parameters of the Rhône River during the last two centuries.

Fig. 1 – Les paramètres hydrologiques du Rhône au cours des deux derniers siècles. Fig. 1 – The hydrological parameters of the Rhône River during the last two centuries.

A : comparaison des débits moyens mensuels entre le xixe siècle (en gris) et le xxe siècle (en noir) ; B : évolution de la fréquence des crues du Rhône en nombre de jours par décennies) au débit supérieur à 4 600 m3.s-1 (d'après G. Pichard, 1995).
A : comparison of monthly mean discharge between the 19th century (in grey) and 20th century (in black) ; B : Rhône flood event frequency, in number of days per decade when Rhône discharge exceeds 4600 m3.s-1 (after G.Pichard, 1995).

Tableau 1 – Les vingt plus fortes crues du Rhône depuis le début du xixe siècle à Beaucaire (rang = classement décroissant des crues recensées jusqu'en 2003).
Table 1 – The twenty largest Rhone flood events since the beginning of the 19th century at Beaucaire (“rang” = ranking of flood events until 2003).

Tableau 1 – Les vingt plus fortes crues du Rhône depuis le début du xixe siècle à Beaucaire (rang = classement décroissant des crues recensées jusqu'en 2003). Table 1 – The twenty largest Rhone flood events since the beginning of the 19th century at Beaucaire (“rang” = ranking of flood events until 2003).

En gris, crues du xixe siècle. En gras, crues du xxie siècle.
In grey, 19th century flood events. In bold, 21st century flood events.

5Si le débit liquide n’est pas significativement différent entre les deux derniers  siècles, il est communément admis que la charge solide du Rhône a diminué. La charge en suspension était en effet estimée entre 5,8 et 45.106 t.an-1 dans la première moitié du xixe siècle (Guerard, 1895 ; Surell, 1847), soit une variabilité de 1 à 8, selon les méthodes et les périodes de mesure. Comparativement, pour la fin du xxe siècle, elle est mesurée entre 6 et 8.106 t.an-1 en moyenne, avec une variabilité annuelle plus importante de 1 à 20 (Antonelli, 2002). La charge solide de fond est, quant à elle, estimée entre 200 000 et 500 000 m3.an-1 avant la construction des barrages sur le bas Rhône au milieu du xxe siècle, et seulement entre 25 000 et 50 000 m3.an-1 actuellement (IRS, 2000). La diminution au cours du temps de la charge de fond, principalement sableuse, est donc un fait avéré. En revanche les mesures en période de crue estiment la charge de fond à 15 % de la charge sédimentaire totale (Antonelli et al., 2006), c’est-à-dire une faible proportion par rapport à la charge en suspension. On peut donc relativiser l’influence de la fréquence des crues sur la variation des volumes solides charriés par le Rhône au cours des deux derniers siècles.

6L’étude du tracé des chenaux rhodaniens, à partir des cartes du xixe siècle, montre que le fleuve écoulait ses eaux en deux bras principaux, de sorte que les apports de sédiments terrigènes s’accumulèrent aux seules embouchures du Grand et du Petit Rhône bien avant l’édification des digues (Arnaud-Fassetta, 2003). Le bras oriental, déjà prépondérant avant la défluviation de 1711, exerça une capture progressive sur le Petit Rhône (favorisée par les ingénieurs) et devint, de plus en plus, le seul bras alimentant le delta (4/5 au milieu du xixe siècle d’après E. Surell, 1847 et 9/10 actuellement selon C. Ibanez et al., 1997). La période 1842-1886 fut caractérisée par un exhaussement du lit du Rhône (Pardé, 1925) et la surface du delta s’accroît de 17 ha.an-1 entre 1712 et 1850 (Léger, 1875 in Pardé, 1925). Inversement, au xxe siècle, le Rhône incisa son cours inférieur (Arnaud-Fassetta, 2003 ; Antonelli et al., 2004) et G. Maillet et al. (2006) ont montré que l’accroissement de surface de la zone d’embouchure diminua fortement, passant de 848 ha au  xixe siècle à 300 ha au xxe siècle. Ainsi, en accord avec les études conduites sur le cours amont du Rhône, la diminution de la charge solide du fleuve du xixe siècle au xxe siècle semble principalement affecter la charge grossière de fond, alors que les variations de la charge en suspension restent difficiles à préciser.

Le rôle du vent sur les eaux

Tableau 2 – Fréquence et direction des vents à l’embouchure du Rhône.
Table 2 – Origin and frequency of the winds near the Rhône River mouth.

Tableau 2 – Fréquence et direction des vents à l’embouchure du Rhône. Table 2 – Origin and frequency of the winds near the Rhône River mouth.

D’après A. Guerard (1895) pour la période 1864 à 1867, E. Bénévent (1930) pour la période 1892 à 1925, et D. Hauser (2000) pour la période 1973 à 1996.
After A. Guerard (1895) for 1864 to 1867 period, E. Bénévent (1930) for 1892 to 1925 period, and D. Hauser (2000) for 1973 to 1996 period.

7Le vent est un paramètre météorologique qui possède une très grande influence sur les exportations de sédiments en mer. Il a en effet un impact sur le flot du fleuve, qu’il accélère quand il souffle en direction de la mer ou qu’il ralentit lorsqu’il vient du large (vent marin), mais il exerce une influence encore plus importante par les houles et les surcotes qu’il engendre en parcourant la surface marine. Il faut pourtant attendre la fin du xixe siècle pour que A. Guerard (1895) publie des données statistiques sur les vents de la région (tab. 2). Elles montrent la prédominance des vents de nord-ouest (Mistral, Tramontane, Largade) qui soufflent 128 jours par an, et des vents de sud-est présents 56 jours par an. Comparativement, les statistiques de Météo-France pour la période 1973-1996 ne montrent pas de différence significative, avec 120 jours par an de vents de nord-ouest et 52 jours par an de vents de sud-est (tab. 2). Toutefois, selon des données de l’observatoire d’Arles, les vents de nord-nord-ouest soufflaient moins fréquemment et moins violemment à la fin du xixe qu’au début du xxe siècle (Bénévent, 1930). La tendance serait donc à la raréfaction des vents favorables à l’écoulement du fleuve, sans pour autant que ce paramètre influe de manière très importante sur l’hydrosystème. Les données de « courantologie » sont tout aussi rares. Aucune information de nature quantitative ne fut connue avant la première moitié du xxe siècle. Les scientifiques, au moins depuis les travaux de N.-C. de Peiresc (1636), se fondaient simplement sur l’étude de la morphologie littorale et sur le raisonnement morpho-dynamique qui en découle. Ainsi, l’ensemble des auteurs (de Peiresc, 1636 ; Arnoul, 1678 ; Delgros, 1831 ; Lenthéric, 1876 ; Guerard, 1895 ; Blanchard, 1911 ; François, 1937 ; Russell, 1942) s’accordait à noter la prépondérance, voire l’unicité d’un courant permanent d’est en ouest. Ces observations s’expriment fréquemment sur les cartes du littoral deltaïque au travers de flèches et cordons littoraux étirés dans le sens de la dérive. Pour disposer de plus de précisions, il faut attendre le milieu du xxe siècle, avec les premières mesures de C. Duboul-Razavet (1956). Cette étude met en effet en évidence un compartimentage des courants littoraux et constate les phénomènes d’inversion de la dérive littorale en fonction des directions de vents et de houles. La permanence de ce fonctionnement à l’échelle séculaire est confirmée par les travaux de F. Sabatier et S. Suanez (2003) et G. Maillet et al. (2006), ce qui permet de conclure à une influence quasi-constante des paramètres « courantologiques » sur les processus d’édification du lobe deltaïque rhodanien et sur la mobilité du trait de côte.

8En revanche, l’analyse statistique des fréquences de tempêtes en Méditerranée est bien plus restreinte que sur les autres côtes françaises, en raison d’un manque de bases de données météorologiques (Pirazzoli, 2002). Ne disposant d’aucune chronique de houles avant la seconde moitié du xxe siècle, C. Bruzzi (1998) a utilisé les statistiques de naufrages marins pour montrer une augmentation relative du nombre de tempêtes au cours des six derniers siècles. Mais compte tenu des doutes sur la conservation, l’exhaustivité et la fiabilité des archives relatant des naufrages, il est difficile d’utiliser cette source. En définitive, les informations dont nous disposons sur les conditions marines au cours des derniers siècles sont trop imprécises pour envisager d’en définir l’influence sur l’évolution du trait de côte du delta du Rhône, bien que cela constitue une lacune importante.

Importance de l’anthropisation

9La quantité de sédiments disponibles est un facteur important qui régit la construction du lobe actif des deltas à l’échelle séculaire. Puisque les caractéristiques quantitatives et qualitatives de la charge solide des fleuves dépendent en partie du contexte hydro-climatique, elles peuvent être étudiées à l’échelle séculaire en termes de tendances. Mais la charge solide fluviale est également influencée par l’occupation humaine du bassin versant et l’aménagement des cours d’eau (Milliman et Ren, 1995). Or, cette influence aboutit souvent à des effets contradictoires. L’augmentation des apports sédimentaires peut résulter de l’accroissement des surfaces agricoles ou de celle de la compétence du fleuve à la suite d’endiguements, de déroctages ; à l’inverse, le reboisement des versants montagnards, la création de bassins de rétention sédimentaire pour les besoins de la navigation, le colmatage des lônes, etc. (Provansal et al., 2005), contribuent à une réduction de ces apports. L’influence spécifique de ces forçages anthropiques reste cependant difficile à discerner en dehors d’un cadre temporel et spatial restreint.

Fig. 2 – évolution historique (xviiie - xxie siècles) des embouchures du Rhône.
Fig. 2 – Historical evolution of the Rhône mouths (18th – 21st centuries).

Fig. 2 – évolution historique (xviiie - xxie siècles) des embouchures du Rhône. Fig. 2 – Historical evolution of the Rhône mouths (18th – 21st centuries).

Les cartes B et C correspondent au cadre dessiné sur la carte A. Les cartes D, E et F correspondent au cadre dessiné sur la carte C.
Maps B and C correspond to the area shown on the map A. Maps D, E  and F correspond to the frame defined in map C.

10La succession des activités humaines dans le bassin versant du bas Rhône et près du fleuve a été étudiée en détail par de nombreux auteurs (Surell, 1847 ; Guerard, 1895 ; Savey et Cottereau ; 1991, Poinsard, 1992 ; Bravard et Peiry, 1993 ; Descroix et Gautier, 2002 ; Pont et al., 2002). Sur la base de ces travaux et d’études plus spécifiques du delta, il est possible de présenter une reconstitution précise de la métamorphose progressive de l’embouchure principale du Rhône. Ainsi, pendant tout le petit âge glaciaire et jusqu’au début du xviiie siècle, le Rhône s’écoula par le chenal du Bras de Fer (fig. 2A), dont l’embouchure, localement appelée « grau », était située entre les actuelles pointe de Beauduc et plage de Piémanson. à l’occasion d’une série de fortes crues en 1710, 1711 et 1712, le fleuve déborda dans un canal d’irrigation, le Canal des Launes (fig. 2B), beaucoup plus rectiligne et en pente plus forte que le chenal naturel, qu’il ne réintègrera jamais. Entre 1712 et 1725, le Bras de Fer et le canal des Launes fonctionnèrent conjointement. Les difficultés de navigation sur le Bras de Fer, qui se combla progressivement, conduisirent les autorités à aménager le canal des Launes qui devint le bras principal en 1725 (Pichard, 1983). Cette année-là enregistre la première véritable tentative d’aménagement du fleuve par l’endiguement, avec la mise en place des palissades de Mitton (Poinsard, 1992).

11Entre 1725 et 1851, l’embouchure principale du Rhône, au débouché du Canal des Launes se caractérisait par l’existence de trois graus principaux. D’ouest en est, il s’agissait des graus de Piémanson, de Roustan et de l’Est, ce dernier étant divisé en grau d’Eugène au nord, de Pégoulier au centre et de Tartane au sud (fig. 2C). Pour remédier à l’ensablement du chenal qui gênait la navigation vers Arles et Lyon, des travaux furent entrepris dès 1809 par la mise en place d’un système de digues submersibles réduisant la largeur du chenal en période d’étiage.

12Entre 1852 et 1857, l’embouchure restant un secteur difficile pour la navigation, un aménagement important fut réalisé. L’objectif était de concentrer le flux liquide dans un seul grau, tout en en réduisant la section d’écoulement, afin d’augmenter l’effet de chasse du fleuve et maintenir ouverte la passe dans la barre d’embouchure. À cette fin, en octobre 1855 (fig. 2D), tous les graus furent fermés par une digue et seul celui de Pégoulier fut laissé actif (barrage de Piémanson, Roustan, Eugène, en rive droite et barrage de Tartane en rive gauche). Dix ans plus tard, devant l’inefficacité du système qui n’avait conduit qu’à déplacer les difficultés un peu plus au large, la construction du canal Saint Louis (fig. 2E) est engagée et terminée en 1871. Cette solution présentait l’avantage d’apporter une solution pérenne au problème de navigation par contournement de la zone d’embouchure, et n’avait qu’une très faible influence sur la circulation des flux liquides et solides dans la partie aval du fleuve. En même temps, l’ensablement croissant du grau de Pégoulier empêchant même le passage des petits bateaux de pêche (Guerard, 1895), la réouverture du grau de Roustan (fig. 2E) fut décidée avec la démolition de la digue transverse construite en 1855. Depuis, le grau de Pégoulier a continué à se colmater, tandis que celui de Roustan, affecté par la diminution de la charge solide du Rhône qui marque le xxe siècle, s’est maintenu sans changement significatif (fig. 2F).

Critique des sources, méthoded’étude et résultats

13Les embouchures du Rhône représentent depuis l’antiquité des zones stratégiques, tant d’un point de vue commercial que militaire (Leveau, 1993). Aussi, dès la fin du xviie siècle, avec l’augmentation du trafic fluvial et l’avènement de nouvelles techniques de levés topographiques, les cartographes précisent leurs études sur la zone d’embouchure. Les préoccupations principales de navigabilité et de surveillance de ces zones entraînent la production de cartes aux contours nets et rigoureux, où figurent les moindres îlots en formations (appelés localement « theys ») et où sont reportées fidèlement toutes les modifications qu’ont pu subir le rivage ou l’embouchure depuis le relevé précédent. Parfois également, la bathymétrie de la zone est représentée (Arnoul, 1678). Certains cartographes réalisent plusieurs cartes successives, ce qui limite fortement les différences liées au caractère interprétatif inhérent à tout document cartographique. L’exemple le plus marquant concerne la nomination, par l’édit royal de 1696, de Noël Advizard au poste d’hydrographe, chargé de produire « une vue figurée et description exacte de tous les graus et embouchures du Rhône, avec un état et un devis de tous les changements (…) qui peuvent troubler la sûreté de la navigation et du transport des vivres et munitions de Sa Majesté » (in Pichard, 1983). Mais le véritable accroissement du nombre de cartes et plans de l’embouchure du Rhône survient au début du xviiie siècle, lorsque la morphologie du Bras de Fer entrave fortement la navigation et que la question d’un aménagement du canal des Launes est posée. à partir de 1725, les cartes représentant presque exclusivement le nouveau Rhône (Canal des Launes) deviennent de plus en plus précises et techniques. Au xixe siècle, leur objectif principal demeure l’aide à la navigation fluviale. L’évolution des techniques cartographiques n’est pas particulièrement exploitée sur des documents à cette échelle, mais la fiabilité des cartes et plans s’accroît parallèlement à l’amélioration des techniques de triangulation (Tricart et al., 1991).

14La période d’étude des variations de la position du trait de côte à l’embouchure du Rhône actuel débute avec la naissance du lobe moderne du delta du Rhône en 1710. La méthode utilisée consiste en une numérisation puis un géoréférencement des cartes et plans les plus complets, puis en une comparaison des distances maximales séparant deux traits de côtes successifs. Ces distances maximales sont ensuite rapportées à la durée de la période séparant les deux cartes pour obtenir des Vitesses Maximales Moyennes d’évolution (VMME) comparables (tab. 3). L’hétérogénéité des échelles, le respect variable des proportions réelles et les procédés sommaires de reproduction rendent évidemment les documents du xviiie siècle moins fiables d’un point de vue quantitatif. Cependant, le croisement des résultats obtenus avec les conclusions d’études de terrain de la même époque (intercalées dans le tableau 3) nous permet de valider notre méthode. De plus, avec l’amélioration de la qualité des documents cartographiques, on obtient des VMME de plus en plus fiables au fur et à mesure que l’on approche la période actuelle. La connaissance que nous avons des forçages climatiques et anthropiques s’améliorant également dans le temps, l’ensemble des données présente une cohérence qui autorise la confrontation et l’analyse des causes et des conséquences des variations du trait de côte au niveau de l’embouchure du Grand Rhône.

Tableau 3 – Vitesse Maximale Moyenne d'Evolution (VMME) du trait de côte au niveau de l'embouchure du Rhône entre 1711 et 2003.
Table 3 – Maximum Average Velocity of Evolution of the Rhône mouth coastline between 1711 and 2003.

Tableau 3 – Vitesse Maximale Moyenne d'Evolution (VMME) du trait de côte au niveau de l'embouchure du Rhône entre 1711 et 2003.Table 3 – Maximum Average Velocity of Evolution of the Rhône mouth coastline between 1711 and 2003.

Les valeurs négatives expriment une période d'érosion, les valeurs positives une période de progradation.
Negative values reflect an erosive period ; positive values reflect a period of progradation.

15L’analyse des Variations Maximales Moyennes d’évolution (VMME) du trait de côte au niveau de l’embouchure active (tab. 3) montre une tendance générale au ralentissement de la progradation du lobe actif en relation avec la baisse des apports solides d’origine climatique. Cette observation est en accord avec les résultats obtenus avec une plus faible résolution temporelle par G. Maillet et al. (2006) pour le secteur de l’embouchure. Dans le détail, les vitesses d’avancée du lobe actif sont très irrégulières, avec des périodes caractérisées par des vitesses d’avancée très élevées (+150 m/an entre 1726 et 1765 et +242 m/an entre 1866 et 1872), séparées par des périodes d’avancées plus lentes (<50m/an). L’embouchure ne subit des phases d’érosion que dans la deuxième moitié du xxe siècle, qui présente une succession de phases d’avancée puis de recul du trait de côte. La complexité de ces importantes variations exprime ainsi autre chose que la simple variabilité hydraulique du fleuve, et il nous faut envisager plusieurs types de forçages combinés pour en expliquer les raisons.

La complexité de l’évolutiondu lobe actif

Le rôle des aménagementssur l’embouchure

16Au xviiie siècle, l’influence des activités anthropiques sur la charge solide du Rhône n’est pas réellement décelable, et le fonctionnement du fleuve peut être considéré comme naturel (Arnaud-Fassetta, 2003). Au début du xixe siècle, avec les premiers travaux d’ingénierie dans le chenal (endiguements submersibles), les perturbations deviennent perceptibles sur les cartes, d’après la méthode employée dans cette étude. Ainsi, en recoupant la chronologie des différentes influences anthropiques sur le fleuve avec l’évolution de son embouchure, une tentative de synthèse des conséquences de l’occupation humaine dans le bassin versant ou de l’aménagement du chenal sur la variation des apports sédimentaires fluviaux en mer a été effectuée (fig. 3). Cette approche qualitative permet de mettre en évidence que plusieurs facteurs contemporains peuvent avoir des effets inverses sur les apports solides. La pression agricole dans le bassin versant, réellement efficace entre 1825 et 1875, est un facteur favorisant l’apport de sédiments à l’embouchure, du fait de l’augmentation des surfaces érodables sur les versants. Pour la raison inverse, le débit solide du fleuve est réduit par les reboisements, qui débutent au milieu du xixe siècle avec les travaux de restauration des terrains de montagne (RTM). Durant la période 1850-1875, ces deux facteurs co-existent et influent sur le volume sédimentaire apportée par le Rhône à son embouchure. À ceci s’ajoutent les différents modes de transport de la charge solide, selon que l’on considère les fractions granulométriques fine et grossière (fig. 3). La fraction fine transite essentiellement en suspension (MES) alors que la charge grossière, exclusivement sableuse dans les vingt-cinq derniers kilomètres du Grand Rhône (Arnaud-Fassetta et al., 2003), est déplacée par roulement ou saltation. Cette différence a des conséquences sur la localisation des sédiments. Ainsi la construction de digues submersibles, dès le début du xixe siècle dans le chenal du Rhône, a pour conséquence une rétention préférentielle des particules fines dans les marges fluviales (Gautier, 1994 ; Miramont et Guilbert, 1997). Inversement, l’endiguement de l’embouchure du Rhône, achevé en 1855, favorise l’effet de chasse et permet un déstockage important de la charge de fond dans la zone endiguée (Guerard, 1895).

Fig. 3 – Impact des forçages sociétaux sur les variations relatives des apports sédimentaires à l’embouchure.
Fig. 3 – Human impact on the variation of the variation of the sediment inputs at the river mouth.

Fig. 3 – Impact des forçages sociétaux sur les variations relatives des apports sédimentaires à l’embouchure. Fig. 3 – Human impact on the variation of the variation of the sediment inputs at the river mouth.

(*) D'après E. Gautier, 1992 et Miramont et Guilbert, 1997. (**) Calculées d'après le tableau 3. RTM : Restauration des Terrains de Montagne. MES : Matières En Suspension. RCC : Rhônes Court-Circuités. « Apports solides » : apports fins et grossiers.
(*) After E. Gautier, 1992, and Miramont, Guilbert, 1997. (**) Values calculated from table 3. RTM : Restauration des Terrains de Montagne. MES : suspended load. RCC : Rhône shorted-circuit. "Apports solides" : fine- and coarse grained clast inputs.

17Dans le cadre de cette étude sur les relations entre les variations de débit solide et l’évolution du trait de côte, les variations de la charge de fond sont celles dont il faut davantage tenir compte. Ce sont en effet les plus morphogènes dans le fleuve (évacuation des bancs de graviers et de galets, exhaussement ou incision du lit…) et celles qui influencent de manière prépondérante l’évolution du trait de côte à l’embouchure (édification des cordons littoraux, de la barre d’embouchure…). La comparaison entre les effets cumulés des forçages sociétaux sur l’évolution de la charge fine et grossière (fig. 3, avant-dernière ligne), exprimée de manière qualitative (positif ou négatif), et les vitesses d’évolution du trait de côte, recalculées d’après le tableau 3 (fig. 3, dernière ligne), permet d’observer une relative concordance entre l’addition de forçages contribuant à diminuer le débit solide et des VMME faibles. Il reste cependant difficile de comparer efficacement une approche qualitative, qui n’exprime que des évolutions relatives de la charge solide, avec une mesure chiffrée de l’évolution du trait de côte. Et de ce fait, cette synthèse n’a qu’une valeur théorique. De plus, si l’effet de l’anthropisation peut être considéré comme un facteur déterminant par son action directe sur la nature et la valeur de la charge solide, un forçage autocyclique, de nature marine, peut également être envisagé à cette échelle de temps et constituer un schéma de base pour une interprétation qui sera modulée en fonction des forçages allocycliques (climat et anthropisation).

Théorie des forçages autocycliquessur l’embouchure

18La constitution d’un édifice deltaïque a fait l’objet de nombreuses publications (Galloway, 1975 ; Reineck et Singh, 1980 ; Galloway et Hobday, 1983) qui mettent en avant l’importance des mécanismes de défluviation dans l’édification des deltas. H.H. Roberts (1997) en a proposé un schéma cyclique qui serait constitué de phases successives de progradation, stabilité puis érosion, le tout composant une séquence de périodes d’occurrence millénaire à bimillénaire, dépendante des variations du niveau marin. Les études chrono-stratigraphiques au large du delta du Rhône (L’Homer et al., 1981 ; Rabineau et al., 1998 ; Marsset et Bellec, 2002 ; Gensous et Tesson, 2003 ; Vella et al., 2005) ont mis en évidence la bonne corrélation entre la stagnation du niveau marin et la progradation du delta. Mais à l’échelle séculaire à bi-séculaire considérée dans cette étude, les variations du niveau de la mer ne constituent pas un forçage significatif (Mulder et Syvitski, 1996 ; Suanez et Provansal, 1998). La période étudiée peut donc être considérée comme propice à la progradation de l’édifice deltaïque. Pourtant, à l’échelle d’un lobe (fig. 4) les paramètres influençant la progradation diffèrent de ceux qui ont été soulignés par H.H. Robert (1997). En effet, à la suite d’une défluviation, le fleuve débouche théoriquement dans une zone où l’espace disponible pour la sédimentation sous-marine est important. Le mécanisme initial d’édification du nouveau lobe est donc la mise en place d’unités aggradantes, qui contribuent à combler progressivement cet Espace Disponible pour l’Accumulation (EDA). Le volume de l’EDA en avant de l’embouchure conditionne la durée de l’aggradation verticale, préalable à l’émersion de bancs, dont la coalescence permettra l’expression morphologique des unités progradantes. La progradation du lobe en mer se traduit par l’avancée du trait de côte, observable sur les cartes. Suite à cette avancée, le profil en long du fleuve est allongé, ce qui diminue la capacité du chenal à expulser les sédiments en transit. Cette perte de puissance spécifique du fleuve est à l’origine d’un colmatage progressif du chenal qui favorise la défluviation et le déplacement de l’embouchure lors des crues majeures. Un nouveau lobe peut alors se développer selon des processus identiques.

Fig. 4 – Modèles d'évolution autocyclique à l'échelle temporelle et spatiale du lobe deltaïque actuel du Rhône.
Fig. 4 – Models of autocyclic evolution at the temporal and spatial scales of the Rhône’s present-day deltaic lobe.

Fig. 4 – Modèles d'évolution autocyclique à l'échelle temporelle et spatiale du lobe deltaïque actuel du Rhône. Fig. 4 – Models of autocyclic evolution at the temporal and spatial scales of the Rhône’s present-day deltaic lobe.

EDA : espace disponible pour l'accumulation.
EDA : accomodation space.

Interprétation de l’évolution du trait de côte

19En replaçant dans la chronologie des aménagements du Rhône les effets théoriques ou observés des facteurs fluviaux et marins, il est possible d’interpréter les variations de VMME des embouchures du Bras de Fer, de Pégoulier et de Roustan (fig. 5), bien que celles de Roustan et de Pégoulier soient partiellement contemporaines.

Fig. 5 – Interprétation des mécanismes contrôlant l'évolution de l’embouchure.  VMME : Vitesses Maximales Moyennes d’Evolution.
Fig. 5 – Interpretation of factors controlling river mouth evolution. VMME : Maximum Average Velocity of Evolution.

Fig. 5 – Interprétation des mécanismes contrôlant l'évolution de l’embouchure.  VMME : Vitesses Maximales Moyennes d’Evolution. Fig. 5 – Interpretation of factors controlling river mouth evolution. VMME : Maximum Average Velocity of Evolution.

1 : phase de comblement du chenal ; 2 : phase d’aggradation (comblement de l’EDA) ; 3 : phase de progradation (avancée du trait de côte) ; A, B, C… voir texte.
1 : phase of channel filling ; 2 : phase of agradation (EDA filling) ; 3 : phase of progradation (advance of coastline) ; A, B, C… see text.

Au XVIIIe siècle : fonctionnement uniquement autocyclique

20Le chenal aval du Bras de Fer au début du xviiie siècle avance très peu sur la mer (50 m.an-1). Il présente un tracé en méandres (fig. 2A), caractéristique d’une rivière en perte de compétence et en cours de comblement (fig. 5, phase A). Selon le cycle décrit ci-dessus, il offre un aspect propice à la défluviation qui surviendra à la faveur des crues de 1709-1712. Si l’on considère que l’ouverture du canal des Launes est l’acte de naissance du lobe actuel du Grand Rhône, il faut attendre 1725 pour que le nouveau chenal de Pégoulier soit aménagé et choisi comme bras principal pour la navigation (Pichard 1983). La douzaine d’années qui sépare les deux événements est également le temps nécessaire à la mise en place des unités progradantes (fig. 5, phase B), qui se caractérise d’abord par une stagnation du trait de côte (VMME = 0). En 1726, le lobe commence alors seulement à prograder (fig. 5, phase C) à une vitesse importante (150 m.an-1). Or, entre 1725 et 1852, trois graus principaux sont ouverts au débouché du canal des Launes (fig. 2B, tab. 3) ; la situation du chenal est donc plutôt propice à une progradation faible, liée à la forte dispersion des flux liquides et solides à l’embouchure. Il faut par conséquent compter sur la forte contribution des apports sédimentaires exceptionnels qui caractérisent cette période pour expliquer cette avancée rapide de l’embouchure. Entre 1765 et 1840, on observe un ralentissement de la progradation du littoral avec une VMME d’environ 30 m.an-1, qui exprime la phase de comblement autocyclique du chenal de Pégoulier (fig. 5, phase D). Si aucun document cartographique ne nous permet de valider cette hypothèse du comblement progressif précoce du chenal, la première intervention humaine sur le fleuve en 1809 (endiguement submersible) reflète un début de dégradation des conditions de navigation dans le chenal, et donc un ensablement progressif du Rhône au début du xixe siècle.

Au XIXe siècle : perturbation de l’autocyclicitépar les activités anthropiques

21La défluviation  qui, selon le forçage autocyclique, devrait théoriquement suivre cette période de colmatage, est empêchée par les premiers travaux d’endiguement de l’embouchure qui relancent la progradation (fig. 5E) en deux phases consécutives d’accélération. La résolution de nos données ne permet pas de juger de la rapidité de la réaction du Rhône, mais une première accélération relative de la progradation est observée à partir de 1823 (63 m.an-1). La période 1820-1850 correspond également à l’apogée de la pression agricole dans le bassin versant (fig. 5). La dénudation des terres est très efficace et les processus d’érosion apportent au Rhône une charge sédimentaire importante qui favorise l’avancée rapide de l’embouchure (93 m.an-1). La fermeture artificielle des bras secondaires dès 1855 a pour objectif d’augmenter la vitesse et l’énergie des flux, ce qui permet l’entraînement des matériaux, donc le maintien des tirants d’eau. L’effet de ces aménagements sur la progradation de l’embouchure semble immédiat et une nouvelle phase d’avancée rapide se produit de manière spectaculaire (242 m.an-1) ; celle-ci bénéficie des apports encore importants du bassin versant et du déstockage des dépôts fluviaux lié à l’augmentation artificielle de la vitesse d’écoulement (réduction de la section). Cette avancée brutale, à mettre en relation avec les aménagements, ne permet pas l’édification d’un delta subaquatique stable. Les processus d’aggradation sur le prodelta, préparatoires à l’édification des foresets de progradation, n’ont pas le temps de combler l’EDA en avant du front deltaïque. Aussi, lorsque la majeure partie du sédiment stocké dans le chenal a été expulsée sur le front deltaïque, la vitesse de progradation de l’embouchure diminue considérablement (30 m.an-1 à partir de 1872). Ainsi, l’ensemble des forçages concourt à favoriser la mise en place d’une phase d’aggradation (fig. 5F) qui permettra au lobe sous-marin de retrouver un profil d’équilibre. Cette phase de stabilité du trait de côte est contemporaine d’une reprise du comblement du chenal. Ces phénomènes illustrent l’influence conjointe de trois facteurs : la reconstitution de la barre d’embouchure, en relation avec l’allongement considérable du profil en long du fleuve, la mise en place des casiers Girardon dans le chenal (Poinsard, 1992) à partir de 1884, qui augmenta considérablement la capacité de rétention sédimentaire dans le chenal et, enfin, les campagnes de reboisement en montagne qui deviennent systématiques dans la seconde partie du xixe siècle.

Au XXe siècle : mainmise des ingénieurs sur le fleuve

22La navigation dans le grau de Pégoulier reste néanmoins importante et les apports sédimentaires, même faibles, obstruent fréquemment le chenal de navigation à la traversée de la barre d’embouchure. Aussi la réouverture du grau de Roustan en 1892 a pour objectif de diviser les flux solides et d’en renvoyer une partie vers l’ouest. De ce fait, le colmatage du grau de Pégoulier, qui n’est plus entretenu, s’effectue progressivement (fig. 5, phase G) sous l’effet de la perte de compétence des eaux du chenal. Les dépôts à l’embouchure sont l’objet d’une reprise rapide et d’une dispersion par les actions marines (recul de 20 à 60 m.an-1), contribuant ainsi à l’alimentation des plages limitrophes et au développement de la flèche de la Gracieuse. Le lobe subaquatique est rapidement érodé. L’embouchure de Pégoulier, inactive, recule dans la première moitié du xxe siècle, pour se stabiliser dans les années 1950 (fig. 5, phase H).

23Dans le même temps, la réouverture du grau de Roustan, assimilable à une défluviation, a amorcé un nouveau cycle avec une phase d’aggradation (fig. 5, phase I) entre 1892 et 1944 (31 à 70 m.an-1). Dans la seconde moitié du xxe siècle, le grau se maintient autour d’une position moyenne, sans évolution significative. Les travaux à haute résolution temporelle de S. Suanez et B. Simon (1999) montrent une très forte variabilité de l’embouchure autour d’une position quasi-stable (fig. 5, phase J), avec de courtes phases successives d’avancée et de recul du trait de côte. Cette fluctuation du trait de côte sans tendance significative survient en lieu et place de la progradation, qui aurait dû se produire si l’embouchure était restée influencée par les forçages autocycliques. S. Suanez et B. Simon (1999) d’une part, et F. Sabatier et S. Suanez (2003) d’autre part, expliquent ce comportement atypique de l’embouchure actuelle par la diminution des volumes sédimentaires apportés jusqu’à l’embouchure et par la tendance, avec le temps, à l’affinement de la granulométrie moyenne de la charge solide du Rhône. Les causes en sont principalement liées à la construction progressive de barrages entre Lyon et la mer à partir de 1945.

Conclusion

24On constate ainsi que les forçages auto et allocycliques influencent fortement et rapidement les variations du trait de côte à l’embouchure du Rhône. Ces fluctuations expriment notamment l’impact progressif des aménagements dans le bassin versant et sur le fleuve et, de ce fait, constituent un excellent marqueur des mutations fluviales. Cette étude illustre le rôle de l’Homme sur son environnement qui, de légèrement influencé par les activités et actions de sociétés, devient en grande partie transformé au fil des deux derniers siècles. L’effet de l’occupation par l’homme du bassin versant et des espaces rivulaires sur la charge solide du Rhône est complexe (fig. 3) et complique l’interprétation des causes d’évolution du trait de côte. En définitive, les variations de ce dernier à l’embouchure sont soumises à l’influence de deux forçages indépendants. Le premier est allocyclique et détermine le volume des apports solides, parfois différemment selon que l’on considère la fraction grossière ou fine de la charge solide. Le second est  autocyclique et influence l’évolution du secteur de l’embouchure, à la fois par le rôle que joue l’EDA dans la capacité du littoral à avancer et par l’influence de l’organisation des dépôts sédimentaires à l’embouchure sur la morphologie du chenal fluvial (allongement du profil en long, contre-pentes…).

25Paradoxalement, la diminution de la charge solide au cours des derniers siècles ne semble pas influencer le fonctionnement de la progradation du trait de côte au niveau de l’embouchure. En revanche, l’endiguement du fleuve, qui provoque une stabilisation forcée de celle-ci, induit des effets directement inverses à la diminution de la charge solide. En témoigne la comparaison des périodes 1778-1841 et 1895-1944, caractérisées toutes deux par un relâchement de la contrainte des aménagements sur l’embouchure. La vitesse d’avancée est similaire (30 à 70 m.an-1), alors que les volumes sédimentaires disponibles pour la progradation sont bien plus faibles au xxe siècle. L’importance de l’état du lobe subaquatique sur les variations du trait de côte est, de ce fait, clairement explicite. Et s’il est possible d’expliquer cette importance grâce à l’histoire de l’anthropisation du fleuve et du bassin versant et à une approche cyclique de l’influence des facteurs naturels fluviaux et marins, force est de constater que la connaissance réelle de l’évolution du lobe sous-marin du Rhône est insuffisante. Aussi convient-il de considérer cette étude portant sur les derniers siècles comme une base préalable, nécessaire à la compréhension du rôle global et respectif des forçages climatiques et anthropiques sur la transformation d’un littoral deltaïque.

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Annexe

Abridged English Version

G. Maillet et al. (2006) have shown that the evolution of the deltaic coastline is disconnected from direct sediment contributions from the river mouth. Thus, only the area near the mouth benefits from the sandy river load. Here, the history of evolution of the active Rhône River mouth is studied since the beginning of the 18th century to understand which parameters influenced the coastline variations near the river mouth. This tri-centennial evolution takes place during the end of the Little Ice Age (Vivian, 1989). The river discharge is not significantly different between the 18th and the 20th centuries (fig. 1, tab. 1), but the sediment discharge has decreased from 5.8–45.106 t.yr-1 in the first half of the 19th century, to 6–8.106 t.yr-1 today. The 18th and 19th centuries were also influenced by human activities on the rivers (Bravard and Peiry, 1993 ; Milliman and Ren, 1995). On the Rhône River, this human impact gradually increased during the 18th century (fig. 2A, 2B, 2C) to favour inland navigation, then became really significant in the mid-19th century, with the artificial closure of many minor distributary mouths and the embankment of the main river channel (fig. 2D, 2E, 2F).

In order to differentiate climatic from human effects, our study consists in an interpretation of the diachronic superposition of scanned, georeferenced and digitised reliable historical maps. The maximum distances separating two consecutive coastlines are measured and divided by the time interval between two map editions in order to obtain average maximum speeds of evolution (named VMME in the text) for the purpose of comparison (tab. 3). On the one hand, analysis of coastline VMME near the active mouth during the last two centuries shows a general deceleration of active lobe progradation due to the decrease in sediment inputs. Analysis also shows a very irregular pattern of successive coastline positions close to the active lobe, with an alternation of very fast-evolving (+150 m.yr-1 between 1726 and 1765, +242 m.yr-1 between 1866 and 1872) and slower periods (< 50 m.yr-1). Erosion of the lobe is observed only during the second half of the 20th century, with a succession of prograding and erosional phases. On the other hand, the theoretical consequences of human activities on the variations in sediment discharge are detailed in figure 3. This qualitative approach shows that several factors acting simultaneously can have opposite effects on the volume and nature of the sediment load, and that the influence of human activities on sediment discharge variability is particularly significant in the case of bedload. Finally, there is a good correlation between the cumulated effects of human activities on the temporal variation of the grain-size inputs (expressed with qualitative signs + or -) and coastline VMME (the two last lines of figure 3).

In addition, these external forcing factors (climate and human impact) are probably modulated by an autocyclic dynamic. H.H. Roberts (1997) has proposed a cyclic theory for the long-term evolution of deltas based on successive phases of progradation, stability, and erosion. These depend on sea level variations (~1.000-2.000 yr sequence). Given the time scale of this study, sea level variations (~ +2 mm.yr-1) are negligible. At the lobe scale (fig. 4), following an avulsion, the new river mouth tends to shift to a zone with greater accommodation space (named EDA in the text). EDA volume in front of the outlet determines the duration of river mouth stability and the length of the prograding phase. Towards the end of a progradation cycle, conditions for sediment transport deteriorate due to channel lengthening and to the decrease of the riverbed slope. The channel is gradually filled-in, and conditions for the next avulsion are set to create a new lobe.

Our comparison between the theoretical influences of external forcing and internal feedbacks to explain the long-term evolution of the Rhône River mouth (fig. 5) highlights the causes of river mouth coast line mobility. At the beginning of the 18th century, downstream from the Bras de Fer channel, lobe progradation was slow (50 m.yr-1). The river channel was characterised by large meanders and many small islands (fig. 2A) which, together, testify to infilling processes (fig. 5A). An avulsion coincided with the flood period of 1709-1712, but the phase of progradation started only in 1826 (fig. 5C), i.e. after the period of initial aggradation responsible for filling the EDA (fig. 5B). After 1726, progradation was rapid, with an average maximum velocity of 150 m.yr-1. However, between 1726 and 1852, the river reached the sea via three main distributaries (fig. 2B, tab. 3) and this situation favoured sediment dispersion in the sea. At the time, only exceptionally high sediment loads related to human activities could explain such rapid shifting of the river mouth. Between 1765 and 1840, a deceleration of coastline progradation occurred, with a VMME of approximately 30 m.yr-1. This reflects the autocyclic phase of Pégoulier channel infilling (fig. 5D).

Taking into account the autocyclic sequence, an avulsion should have occurred after this period of channel infilling lasting almost a century. Instead, a three-stage artificial progradation sequence occurred (1820-1840 : 63 m.yr-1 ; 1840-1865 : 93 m.yr-1 ; 1865-1872 : 242 m.yr-1) (fig. 5E). Firstly, the overdue avulsion was impeded by artificial embankment of the river channel since the beginning of the 19th century, which initiated a self-cleaning process of the river channel. The second stage corresponded to a period of significant increase in sediment load, linked to the peak of agricultural development in the catchment area (fig. 5). Due to the effect of embankment works during the first stage, the embankment of the river mouth channel from 1855 increased the bedload flushing potential. This caused an important seaward shift in the adjacent coastline. This sudden impact did not ensure the construction of a stable subaqueous delta. When the main load of sediment stored in the outlet channel was expelled, the progradation rate of the mouth decreased considerably (30 m.yr-1 since 1872). Thus, the autocyclic trend led to an EDA infilling phase (fig. 5F), and finally to a rebalancing of the lobe. At the beginning of the 20th century, lack of maintenance of the Pégoulier channel (fig. 5G) caused rapid erosion of the lobe by swell (20 to 60 m.yr-1). The old lobe sediment deposits supplied the growth of the Gracieuse Spit and the coastline was stabilised around 1950 (fig. 5H). During the same period, the artificial reopening of the Roustan outlet, which has had the same effect as an avulsion, initiated a new cycle involving a phase of aggradation (fig 5I) between 1892 and 1944 (31 to 70 m.yr-1). In the second half of the 20th century, the coastline has been maintained around a quasi-stable average position (fig. 5J), with short successive phases of coastline advance and retreat, as showed by F. Sabatier and S. Suanez (2003). This atypical evolution is explained by an increase in the fine-grained fraction of the sediment load reaching the mouth. This is linked to the construction of several dams between Lyon and the sea since 1945.

In conclusion, variations in the position of the coastline at the Rhône mouth have been controlled by two independent factors. The first is the consequence of external forcing mechanisms, which constrain sediment inputs and control load grain size. The second factor is autocyclic and linked to marine processes. It influences the evolution of the river mouth area through both EDA, with respect to lobe progradation, and the effect of subaqueous lobe morphology on shoreline mobility. Finally, the decline in sediment discharge over the last 200 years has not influenced the processes of growth of the active lobe, but it seems to have increased its instability.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Les paramètres hydrologiques du Rhône au cours des deux derniers siècles. Fig. 1 – The hydrological parameters of the Rhône River during the last two centuries.
Légende A : comparaison des débits moyens mensuels entre le xixe siècle (en gris) et le xxe siècle (en noir) ; B : évolution de la fréquence des crues du Rhône en nombre de jours par décennies) au débit supérieur à 4 600 m3.s-1 (d'après G. Pichard, 1995).A : comparison of monthly mean discharge between the 19th century (in grey) and 20th century (in black) ; B : Rhône flood event frequency, in number of days per decade when Rhône discharge exceeds 4600 m3.s-1 (after G.Pichard, 1995).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-1.png
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Titre Tableau 1 – Les vingt plus fortes crues du Rhône depuis le début du xixe siècle à Beaucaire (rang = classement décroissant des crues recensées jusqu'en 2003). Table 1 – The twenty largest Rhone flood events since the beginning of the 19th century at Beaucaire (“rang” = ranking of flood events until 2003).
Légende En gris, crues du xixe siècle. En gras, crues du xxie siècle.In grey, 19th century flood events. In bold, 21st century flood events.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-2.png
Fichier image/png, 4,8k
Titre Tableau 2 – Fréquence et direction des vents à l’embouchure du Rhône. Table 2 – Origin and frequency of the winds near the Rhône River mouth.
Légende D’après A. Guerard (1895) pour la période 1864 à 1867, E. Bénévent (1930) pour la période 1892 à 1925, et D. Hauser (2000) pour la période 1973 à 1996.After A. Guerard (1895) for 1864 to 1867 period, E. Bénévent (1930) for 1892 to 1925 period, and D. Hauser (2000) for 1973 to 1996 period.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-3.png
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Titre Fig. 2 – évolution historique (xviiie - xxie siècles) des embouchures du Rhône. Fig. 2 – Historical evolution of the Rhône mouths (18th – 21st centuries).
Légende Les cartes B et C correspondent au cadre dessiné sur la carte A. Les cartes D, E et F correspondent au cadre dessiné sur la carte C.Maps B and C correspond to the area shown on the map A. Maps D, E  and F correspond to the frame defined in map C.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-4.png
Fichier image/png, 127k
Titre Tableau 3 – Vitesse Maximale Moyenne d'Evolution (VMME) du trait de côte au niveau de l'embouchure du Rhône entre 1711 et 2003.Table 3 – Maximum Average Velocity of Evolution of the Rhône mouth coastline between 1711 and 2003.
Légende Les valeurs négatives expriment une période d'érosion, les valeurs positives une période de progradation.Negative values reflect an erosive period ; positive values reflect a period of progradation.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-5.png
Fichier image/png, 10k
Titre Fig. 3 – Impact des forçages sociétaux sur les variations relatives des apports sédimentaires à l’embouchure. Fig. 3 – Human impact on the variation of the variation of the sediment inputs at the river mouth.
Légende (*) D'après E. Gautier, 1992 et Miramont et Guilbert, 1997. (**) Calculées d'après le tableau 3. RTM : Restauration des Terrains de Montagne. MES : Matières En Suspension. RCC : Rhônes Court-Circuités. « Apports solides » : apports fins et grossiers. (*) After E. Gautier, 1992, and Miramont, Guilbert, 1997. (**) Values calculated from table 3. RTM : Restauration des Terrains de Montagne. MES : suspended load. RCC : Rhône shorted-circuit. "Apports solides" : fine- and coarse grained clast inputs.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-6.png
Fichier image/png, 72k
Titre Fig. 4 – Modèles d'évolution autocyclique à l'échelle temporelle et spatiale du lobe deltaïque actuel du Rhône. Fig. 4 – Models of autocyclic evolution at the temporal and spatial scales of the Rhône’s present-day deltaic lobe.
Légende EDA : espace disponible pour l'accumulation.EDA : accomodation space.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-7.png
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Titre Fig. 5 – Interprétation des mécanismes contrôlant l'évolution de l’embouchure.  VMME : Vitesses Maximales Moyennes d’Evolution. Fig. 5 – Interpretation of factors controlling river mouth evolution. VMME : Maximum Average Velocity of Evolution.
Légende 1 : phase de comblement du chenal ; 2 : phase d’aggradation (comblement de l’EDA) ; 3 : phase de progradation (avancée du trait de côte) ; A, B, C… voir texte.1 : phase of channel filling ; 2 : phase of agradation (EDA filling) ; 3 : phase of progradation (advance of coastline) ; A, B, C… see text.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/559/img-8.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Grégoire M. Maillet, Claude Vella, Mireille Provansal et François Sabatier, « Connexions entre le Rhône et son delta (partie 2) : évolution du trait de côte du delta du Rhône depuis le début du XVIIIe siècle », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 12 - n° 2 | 2006, 125-140.

Référence électronique

Grégoire M. Maillet, Claude Vella, Mireille Provansal et François Sabatier, « Connexions entre le Rhône et son delta (partie 2) : évolution du trait de côte du delta du Rhône depuis le début du XVIIIe siècle », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 12 - n° 2 | 2006, mis en ligne le 01 juillet 2008, consulté le 21 août 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/559 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.559

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