Le delta du Rhône et la plaine de la Camargue

Le delta du Rhône et la plaine de la Camargue 

Le delta du Rhône est localisé dans le golfe du Lion au Sud-Est de la France . Il présente une surface d’environ 1740 km². La plaine de la Camargue débute à Arles, à une distance d’environ 30 km de la mer où le Rhône se divise en deux bras : le Petit Rhône à l’Ouest et le Grand Rhône à l’Est ; le débit de ce dernier représente 90% du débit total (De Montety, 2008). La Grande Camargue, d’environ 750 km², est la partie du delta comprise entre les deux bras du fleuve . Ainsi délimitée, la plaine deltaïque du Rhône représente une unité morphologique bien individualisée (Griolet, 1976).

La plaine actuelle correspond au sommet d’une accumulation deltaïque, formant un prisme sédimentaire épais de plus de 70 m au Sud (Bravard et al., 2008). Sa topographie est essentiellement horizontale, les points les plus élevés atteignent rarement plus de 4 m d’altitude, et les plus bas se trouvent jusqu’à 1,5 m au-dessous du niveau de la mer (Griolet, 1976).

Les nombreuses divagations du Rhône à son embouchure ont contribué à l’édification du delta. Le chenal le plus ancien est celui de Saint Ferréol (embouchure aux Saintes Maries de la Mer) qui sera actif jusqu’au XVIème siècle. La morphologie de la Camargue est donc le reflet fidèle de ces multiples remaniements sédimentaires (P.N.R.C., 2008). En effet, cette plaine est constituée d’anciens chenaux du Rhône et de cordons littoraux. Ainsi le paysage camarguais est représenté par une succession de dépressions, occupées par les marais, et de bombements, qui matérialisent les anciens bourrelets alluviaux. A cela, il faut également ajouter les alignements dunaires qui résultent de l’activité du fleuve et des courants marins (P.N.R.C., 2008). Les dépôts, fluviatiles (alluvions du Rhône), saumâtres (lagunes salées) ou littoraux (cordons sableux) s’organisent de façon complexe, et reposent sur une base alluviale pléistocène caillouteuse (Bravard et al., 2008).

La configuration géologique et structurale du delta du Rhône est similaire aux autres systèmes deltaïques méditerranéens (Boyer et al., 2005 ; Falgàs et al., 2011 ; Iribar et al., 1997 ; Torres, 1995) tels que : le delta de l’Ebre, le delta du Tordera, du Llobregat, du Tibre, du Nil et du Pô.

Contexte environnemental de la Camargue 

Le contexte environnemental de la Camargue présenté est la synthèse de P.N.R.C., (2008) et Cary, (2005) :

Le climat en Camargue est de type méditerranéen. Le climat méditerranéen classique, caractérisé par des pluies et des orages au printemps et en automne, ainsi que par des étés très secs et chauds, s’exprime de façon particulière dans cette région à cause de l’absence de relief ou d’obstacles aux vents, ce qui fait aussi de cette région un des territoires les plus secs de France.

Le climat est caractérisé par des précipitations irrégulières. Plus de 200 mm d’eau peuvent tomber en deux ou trois jours et être suivis de plusieurs semaines totalement sèches, notamment en fin de printemps. Les précipitations présentent une variabilité annuelle et interannuelle importante, mais la pluviométrie annuelle moyenne est de l’ordre de 600 mm. Les pluies se concentrent majoritairement en automne. Dès le mois de septembre, les cumuls peuvent dépasser les 160 mm suite à des fortes précipitations qui se produisent le plus souvent sur de courtes durées, entre 24 et 72 heures. A l’inverse, au cours de l’été, les précipitations sont très faibles, souvent inférieurs à 10 mm en juillet (Fig. I.2).

La température moyenne présente un minimum en janvier (6,4°C) et un maximum en juillet (23°C). Toutefois, la position littorale du delta du Rhône, et donc l’influence maritime, régulent les variations de température. Les suivis des paramètres météorologiques font apparaître une légère augmentation de la température moyenne au fil des décennies, traduisant au niveau local le réchauffement climatique terrestre global (Fig. I.3). L’évaporation potentielle est de l’ordre de 1300 mm par an du fait des fortes températures estivales, de l’ensoleillement et de la violence desvents (Chauvelon, 1996). A l’échelle du delta, la somme de l’évaporation des plans d’eau et de l’évapotranspiration conduit à une lame d’eau moyenne annuelle de 900 mm rendue à l’atmosphère. Cette forte évaporation, qui peut atteindre 1200 mm sur les lagunes et les étangs de Camargue, est un atout pour certaines activités humaines comme la production du sel de mer.

Prise entre les vents de mer (Est et Sud-Est) et le Mistral, vent descendant le couloir rhodanien, la région ne compte que quatre-vingt jours de calme par an en moyenne. Les vents de mer apportent épisodiquement humidité et précipitations. Le Mistral, froid et sec, souffle toute l’année, mais particulièrement d’octobre à avril. Il provoque une diminution des températures atmosphériques et de l’humidité de l’air, ce qui accroît l’évaporation et favorise les remontées par capillarité de la nappe superficielle. La tendance semi-aride du climat est très marquée et les périodes estivales de sécheresse sont caractérisées par un déficit hydrique, l’apport d’eau par les précipitations restant inférieur à la consommation par évaporation et évapotranspiration (Griolet, 1976). Le déficit hydrique naturel en Moyenne Camargue se produit de mars à septembre, pouvant atteindre 200 mm par mois d’été (Chauvelon, 1996).

Géologie régionale du delta du Rhône

Les dépôts ante-holocènes 

De Montety, (2008), d’après Marinos, (1969) et L’Homer, (1987), a présenté une synthèse de la géologie des dépôts ante-holocènes.

Formée d’un remplissage complexe tertiaire et quaternaire déposé sur une assise secondaire, la Camargue est une plaine alluviale de constitution récente (Godin, 1990). La Camargue est délimitée à l’Ouest par la faille de Nîmes, avec une orientation NE-SW, et elle est active depuis le début du Mésozoïque, à l’Est par la faille Salon-Cavaillon, avec une orientation NNE-SSW et qui date de la fin de la tectonique Hercynienne, et au Sud par un large plateau continental (Boyer et al., 2005) (Fig. I.4). Le delta du Rhône a été formé par la subsidence résultant de cette tectonique récente.

Un affaissement généralisé de la marge continentale Sud-Ouest provençale a été provoqué par un relâchement des contraintes pendant le Miocène. Cet événement se traduit par une phase transgressive provoquant la remontée de la mer dans les vallées du Rhône et de la Durance et le dépôt de molasse et de marnes. Au Miocène Supérieur les Alpilles se surélèvent tandis qu’au Sud la région s’affaisse formant une dépression dans laquelle arrivent les eaux du Rhône et de la Durance. Au Messinien, la fermeture du détroit de Gibraltar entraîne, par déficit hydrique, l’abaissement du niveau marin de plus de 1500 m et, en conséquence, un surcreusement considérable des paléovallées du Rhône et de la Durance (Clauzon, 1982) qui entaillent les terrains miocènes et antérieurs. Au début du Pliocène, un nouveau relâchement de contraintes tectoniques permet la formation du berceau du futur delta rhodano-durancien plio-quaternaire. Une importante transgression (cote maximum à 180 m), engendrée par la soudaine mise en eau de la Méditerranée, a eu lieu au Plaisancien (Pliocène), permettant ainsi le dépôt de marnes gris-bleus du Plaisancien et de sables et argiles jaunes ou verdâtres de l’Astien (Pliocène). Au Pliocène supérieur, des mouvements épirogéniques positifs provoquent une nouvelle régression, permettant ainsi l’installation du Rhône et la plupart des affluents dans les vallées héritées du réseau pré-pliocène. A la fin du Pliocène, les bas niveaux marins associés aux grandes glaciations quaternaires permettant le dépôt d’une série continentale. Pendant cette régression pré-flandrienne, le Rhône, grossi de la Durance, érode la bordure de la Costière et de la Crau ainsi que le cailloutis (Griolet, 1976). Du Villafranchien (fin Pliocène-début Quaternaire) jusqu’à Würm (Pléistocène supérieur), plusieurs phases de dépôts de cailloutis se sont succédée dans la vallée du Rhône pour lesquels deux origines sont distinguées : une origine rhodanienne au Nord-Ouest (Costière du Gard-Plaine du Beaucaire) et une origine durancienne à l’Est (Plaine de la Crau) caractérisée par son taux élevé en galets calcaires. Les cailloutis sont présents en Camargue sous les formations holocènes du delta du Rhône.

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Table des matières

INTRODUCTION
Chapitre I . LA PLAINE DE LA CAMARGUE : CONTEXTE GENERAL
1. Les deltas de la Méditerranée
2. Le delta du Rhône et la plaine de la Camargue
2.1. Contexte environnemental de la Camargue
2.2. Géologie régionale du delta du Rhône
2.3. Géomorphologie
2.4. Les sédiments et leurs environnements de sédimentation
2.5. Types de sol
2.6. Agro-hydrosystèmes de la Camargue
2.7. Anthropisation de la Camargue
3. Structure interne du Delta du Rhône et systèmes aquifères
3.1. L’aquifère profond
3.2. L’aquitard
3.3. L’aquifère superficiel
3.4. Relation entre l’aquifère profond et l’aquifère superficiel
4. Présentation de la zone d’étude
Chapitre II . MATERIELS ET METHODES
1. Méthode du travail
2. Matériels et Instrumentation
2.1. Le réseau de points de mesure
2.2. Etude topographique
2.3. Prospection géophysique
2.4. Détermination des propriétés hydrogéologiques
2.5. Mesure de la piézométrie
2.6. Mesure de paramètres physico-chimiques et analyses géochimiques
2.7. Données climatologiques
Chapitre III . STRUCTURE DE L’AQUIFERE
1. Etude topographique
2. Etude Géologique
3. Etude Géophysique
3.1. Cartographie Electromagnétique
3.2. Sondage Electrique
3.3. Tomographie électrique
Chapitre IV . COMPORTEMENT HYDRODYNAMIQUE DE L’AQUIFERE
1. Dispositif expérimental
2. Piézométrie
2.1. Correction de la piézométrie
2.2. Suivi piézométrique de l’aquifère local
3. Essais de pompages
Chapitre V . CARACTERISATION HYDROGEOCHIMIQUE DE L’AQUIFERE
1. Variation spatiale et temporelle de la minéralisation de l’aquifère
1.1. Evolution de la conductivité électrique de l’eau souterraine
1.2. Analyse chimique des ions majeurs
2. Origine de la minéralisation de l’aquifère
2.1. Contribution des données chimiques des ions majeurs
2.2. Contribution des isotopes stables et radioactifs de l’eau (18O, 2H et 3H)
3. Synthèse du fonctionnement hydrogéologique
CONCLUSION

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