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Première chronologie OSL des formations fluvio-lacustres de la vallée de la Karasu : implications sur la paléogéographie du bassin du lac de Van (Turkey)

First OSL chronology of the fluvio-lacustrine deposits of the Karasu valley: Implications on the palaeogeography of the Lake Van basin (Turkey)
Aurélien Christol, Catherine Kuzucuoğlu, Monique Fort et Michel Lamothe
p. 393-406

Résumés

Le lac de Van (1 648 m) est une référence paléoclimatique et paléoenvironnementale pour le Moyen-Orient. Les études précédentes ont montré que son évolution au cours du Dernier Glaciaire était étroitement liée aux changements climatiques. Dans la vallée de la Karasu (partie orientale du bassin du lac de Van), une approche chrono-stratigraphique des formations fluvio-lacustres par la stratigraphie séquentielle et les datations OSL permet de donner un cadre chronologique aux évolutions paléogéographiques de la vallée et du bassin lacustre en lien avec les variations du niveau d’eau. L’analyse de trois hauts niveaux identifiés et datées dans le secteur amont (analyse transversale des dépôts) en connexion avec l’aval (analyse longitudinale) permet de reconstituer les grandes variations du niveau du lac dans l’espace et le temps. Nos résultats montrent que le plus haut niveau lacustre enregistré (≥ 1 750 m, i.e. 100 m au-dessus du niveau du lac actuel) semble être contemporain de l’Interglaciaire précédent (MIS 5) comme le suggère un âge OSL de 135 ± 27 ka. Ce premier haut niveau est à l’origine d’une vaste submersion de l’ensemble de la basse vallée actuelle de la Karasu s’étendant jusqu’aux versants montagneux. Entre ce haut niveau et le Pléniglaciaire, le lac de Van connaît un second maximum daté par l’OSL à 33 ± 6,6 ka (MIS 3) qui ennoie l’équivalent du fond de vallée actuel élargi, notamment dans la partie aval. Le niveau d’eau maximum est alors à 1735 m, soit + 87 m au dessus du niveau actuel. Durant le Pléniglaciaire, le lac de Van connait un troisième haut niveau datée par OSL à 22 ± 4,4 ka – 20,7 ± 4,1 ka, avec un maximum lacustre supérieur à 1705 m. Cette dernière grande transgression qui se produit par à-coups est à l’origine de l’occupation par le lac du fond de vallée actuel jusqu’en amont. Dans le secteur amont, la reprise de l’aggradation alluviale se fait vers 12,6 ± 2,5 ka, en lien probablement avec une remontée du niveau de base lacustre.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 1er juillet 2012, accepté le 12 septembre 2013.

Texte intégral

Les auteurs tiennent à remercier les membres turcs et français du programme ANOVAN pour leur collaboration sur le terrain notamment, l’Université de Van et le Tübitak pour leur soutient financier et logistique ainsi que le LGP et PRODIG. Les relecteurs de cet article sont également remerciés pour leurs remarques et leurs corrections ayant beaucoup apporté à la version finale de cet article.

Introduction

1Le lac de Van (42,4° E, 38,8° N), situé dans les montagnes d'Anatolie orientale, est un hydrosystème lacustre majeur qui, par sa grande sensibilité aux changements hydro-climatiques locaux et régionaux, a enregistré d’importantes fluctuations climatiques régionales à la fin du Pléistocène (Litt et al., 2009 ; Kuzucuoğlu et al., 2010). Ce bassin lacustre a révélé son potentiel d’enregistreur paléoclimatique non seulement par l’étude de séquences carottées dans les sédiments immergés (Litt et al., 2009) mais aussi par celle de séquences dans les formations émergées aujourd’hui (Christol et al., 2010 ; Kuzucuoğlu et al., 2010 ; Christol, 2011). En l’absence de séquences paléoclimatiques continues et discontinues en Anatolie orientale, d'une part, et par la proximité de séquences paléolacustres et continentales à haute résolution en Anatolie centrale (Kuzucuoğlu et al., 1999 ; Jones et al., 2007) et au Moyen-Orient (Bar-Matthews et al., 1997 ; Bartov et al., 2002 ; Djamali et al., 2008), d'autre part, le lac de Van est un enjeu pour la compréhension de l'histoire climatique de la Méditerranée orientale.

2L’étude des dépôts émergés dans le bassin-versant montre que le lac de Van a connu des niveaux d’eau beaucoup plus élevés que sa cote actuelle (1 648 m) au cours du Dernier Glaciaire (Degens et Kurtmann, 1978 ; Kempe et al., 2002 ; Christol et al., 2010 ; Kuzucuoğlu et al., 2010 ; Christol, 2011). Les études géomorphologiques menées autour du lac ont montré l’intérêt de certains indicateurs morphosédimentaires tels que les formes de terrasses pour des reconstitutions paléogéographiques (Christol, 2011). Par ailleurs, les formations fluvio-lacustres qui sous-tendent ces terrasses ont été conservées surtout dans les basses vallées des quatre principaux tributaires du lac (Christol, 2011). Ces basses vallées apparaissent stratégiques pour reconstituer les fluctuations de niveau du lac dans le temps et l’espace.

3Dans ce travail, nous restreignons notre étude chrono-stratigraphique aux dépôts fluvio-lacustres qui se trouvent dans la vallée de la Karasu, tributaire majeur du lac de Van, afin de mettre en évidence la signification séquentielle de leur géométrie en lien avec les variations du niveau d’eau pour établir une première chronologie absolue de ces séquences et des variations lacustres. Ces deux objectifs doivent contribuer à la reconstitution des évolutions paléogéographiques majeures du bassin lacustre en relation avec les grands changements climatiques et environnementaux passés.

Contexte et objectifs de l’étude

4Les différents faciès qui caractérisent les archives sédimentaires du bassin-versant du lac de Van témoignent de la succession de milieux de dépôt diversifiés, associés à des dynamiques lacustres, littorales et fluviatiles (Christol, 2011). Cette diversité des faciès s’accompagne d’une géométrie complexe des corps sédimentaires propre à l’évolution morpho-dynamique du bassin. La plupart des dépôts à l’affleurement témoigne de hauts niveaux lacustres tandis que les morphologies caractéristiques des paysages des basses vallées des tributaires témoignent de bas niveaux lacustres. En effet, ces formes que nous nommons « terrasses » (fig. 1), car composées d’un vaste plan faiblement incliné depuis l’interfluve se terminant par un talus en bordure du fond de vallée, sont des formes façonnées dans les dépôts étudiés ici en contexte de retrait et de régression lacustre (Christol, 2011).

5Les sédiments que l’on retrouve à l’affleurement dans les basses vallées ont été déposés lors de transgressions lacustres ayant atteint des niveaux dont les altitudes maximales sont plus de 80 m au-dessus du niveau actuel du plan d'eau (Christol et al., 2010 ; Christol, 2011). Les formations étudiées permettent à la fois de mesurer l’ampleur des volumes sédimentaires déposés lors des hauts niveaux et de mettre en évidence l’intensité des processus d’érosion lors des phases de régression. Les affleurements disponibles sont susceptibles de contenir soit une seule séquence stratigraphique correspondant à une seule transgression, soit plusieurs séquences en discordance stratigraphique, témoignant de phases différentes dans l’évolution du bassin lacustre.

6Les données présentées pour l’analyse chrono-stratigraphique proviennent du secteur amont de la vallée de la Karasu (fig. 1), secteur pour lequel nous disposons des seules indications d’emboîtement de séquences pour l’ensemble du bassin-versant. L’objectif de ce travail est de présenter une chrono-stratigraphie des formations fluvio-lacustres en intégrant les âges OSL à l’analyse séquentielle de ces dépôts. Une première approche transversale des formations est menée sur le secteur d’étude principal situé à l’amont (fig. 1 et fig. 2) pour lequel nous disposons d’éléments chronologiques. Une approche longitudinale est ensuite proposée afin de connecter ces données à celles du site de Zeve situé à l’embouchure de la rivière (fig. 1). Les formations fluvio-lacustres de ce site ont déjà fait l’objet d’une étude de leurs faciès et de leur stratigraphie mais nous ne disposons pas de datations exceptée celle d’un tephra à Topaktas (fig. 1). Les résultats de ces correspondances longitudinales couplées aux datations OSL peuvent ensuite être interprétés d’un point de vue paléogéographique à l’échelle de la vallée puis discutés à l’échelle du bassin lacustre en termes de chronologie lacustre et de forçage climatique.

Fig. 1 – Présentation du bassin du lac de Van et localisation de la vallée de la Karasu.
Fig. 1 – The Lake Van basin and the location of the Karasu valley.

Fig. 1 – Présentation du bassin du lac de Van et localisation de la vallée de la Karasu. Fig. 1 – The Lake Van basin and the location of the Karasu valley.

1 : bassin-versant de la Karasu ; 2 : limite du bassin-versant de la Karasu ; 3 : limite du bassin-versant du lac de Van ; 4 : volcan ; 5 : rebord de terrasse ; 6 : site étudié (cité dans le texte).
1: Karasu catchment; 2: limit of the Karasu catchment; 3: limit of the Lake Van catchment; 4: volcano; 5: terrace edge; 6: studied sites (quoted in the text).

Méthodologies

Analyses des formations fluvio-lacustres

7L’analyse des corps sédimentaires repose d’abord sur la description des faciès sur le terrain. Ils permettent de préciser les milieux de sédimentation et les dynamiques associées. Les faciès sédimentaires couvrent un large spectre des dépôts d’interface lac/bassin-versant, entre des dépôts distaux de bottomsets et des dépôts proximaux de topsets. Ce travail d’analyse des faciès a été en partie réalisé lors de travaux précédents (Christol et al., 2010 ; Kuzucuoğlu et al., 2010) ; il est complété ici avec l’apport de nouvelles coupes stratigraphiques d’un grand intérêt stratégique pour la compréhension du secteur amont. La géométrie des formations, déjà esquissée (Christol et al., 2010), est ici actualisée et complétée par des relevés de terrain effectués plus récemment. Les résultats de la double analyse faciès-figures sédimentaires, déjà effectuée pour les formations du secteur amont, est mise en relation avec des formations d’aval, ce qui permet d’appréhender la succession des dynamiques à l’échelle de la vallée en lien avec la variation du niveau lacustre.

Reconstitution des variations du niveau lacustre

8L’objectif est ici la reconstitution d’anciens niveaux lacustres dont on cherche à préciser 1) leurs altitudes en fonction de l’information fournie à la fois par les différents faciès et par la disposition des séquences dans l’espace et 2) leurs âges. La plupart des séquences ne peuvent fournir qu’une information relative sur la position du niveau d’eau au moment de la sédimentation. L’ancien niveau d’eau peut être estimé à partir des unités à faciès lacustres : leurs altitudes donnent une altitude minimum pour le niveau d’eau correspondant. Comme ce sont les grandes variations du niveau lacustre qui nous intéressent ici, avec des séquences d'épaisseurs décamétriques, la méthode adoptée permet d’obtenir un degré de précision (d’une dizaine de mètres) plus que satisfaisant.

9Les séquences deltaïques de haut niveau fournissent des informations cruciales sur les paléoaltitudes du lac (fig. 3). En effet, la mise en évidence du point d’inflexion entre les dépôts alluviaux de topsets et les dépôts immergés et inclinés de foresets fournit la position relative du niveau d’eau. Si la formation deltaïque n’a pas été déformée, la mesure de l’altitude du point d’inflexion peut ensuite être validée en tant que position absolue du niveau d’eau. Dans la vallée de la Karasu, les accumulations sédimentaires des coupes Y2 et Y3 (fig. 2) présentent des faciès deltaïques sur des épaisseurs importantes (10 m).

Fig. 2 – Localisation des coupes étudiées (secteur amont de la Karasu).
Fig. 2 – Location of the studied sections (upstream area of the Karasu).

Fig. 2 – Localisation des coupes étudiées (secteur amont de la Karasu). Fig. 2 – Location of the studied sections (upstream area of the Karasu).

1 : substratum calcaire ; 2 : dépôts fluvio-lacustres ; 3 : alluvions récentes ; 4 : rebord de terrasse ; 5 : isohypse ; 6 : coupe et appellation de la coupe ; 7 : réseau hydrographique ; 8 : village.
1: calcareous substratum; 2: fluvio-lacustrine deposits; 3: recent alluviums; 4: terrace edge; 5: isohypse; 6: section and name of section; 7: hydrographical network; 8: village.

Fig. 3 – Séquence deltaïque et mesure du niveau d’eau.
Fig. 3 – Deltaic sequence and water level measurement.

Fig. 3 – Séquence deltaïque et mesure du niveau d’eau. Fig. 3 – Deltaic sequence and water level measurement.

1 : ancien niveau d’eau ; 2 : contact stratigraphique entre deux corps deltaïques ; 3 : contact d’érosion.
1: old water level; 2: stratigraphic contact between two deltaic bodies; 3: erosion contact.

Datations des séquences

10Les séquences stratigraphiques identifiées sont replacées dans un cadre chronologique. Celui-ci, calé jusqu’alors par un nombre insuffisant de jalons (Kuzucuoğlu et al., 2010), est complété et précisé avec l’utilisation de datations OSL pour des dépôts spécifiquement fluvio-lacustres composés d’argiles, de limons et/ou de sables fins. Bien que la technique OSL présente certaines limites et que son utilisation sur des dépôts lacustres soit encore peu développée (Armitage et al., 2007 ; Qi Shun Fan et al., 2010), l’application proposée a pour double objectif de préciser la chronologie des séquences et de tester la méthode dans un contexte sédimentaire original. Sans rappeler les nombreux avantages de la méthode – on se reportera pour cela à la synthèse de S. Cordier (2010) –, on rappellera que celle-ci s’avère être d’un apport crucial à la reconstitution des anciens niveaux du lac de Van car c’est la seule qui puisse directement être appliquée à des formations issues de la sédimentation fluvio-lacustre. En effet, l’utilisation du 14C ne peut être que limitée face à 1) la rareté de la matière organique dans les dépôts à cause de la nature hyperalcaline des eaux du lac et 2) la limite chronologique de cette méthode.

11Comme cela peut se faire (Valladas et Mercier, 2002), il a été décidé de prélever les échantillons principaux dans des tubes en acier de plusieurs millimètres d’épaisseur (fig. 4). Pour pénétrer au cœur du sédiment, ces tubes long de 30 cm sont enfoncés à l’aide d’une masse perpendiculairement à la surface de la coupe. Considérant que l’extrémité extérieure de l’échantillon est inutilisable mais que la quantité prélevée dans les tubes à l’abri de la lumière est suffisante, le tube est fermé hermétiquement à l’extérieur une fois l’autre extrémité enfoncée au cœur du sédiment. L’extraction du tube est réalisée avec le minimum de lumière possible, tout en sachant que l’extrémité intérieure du tube peut être aussi exposée. Ces tubes sont ensuite envoyés en laboratoire. Lors de leur ouverture, seule la partie centrale fait l’objet de traitements et d’analyses. Autour de l’échantillon principal, quatre petits prélèvements complémentaires sont effectués sur le terrain (fig. 4) pour des analyses permettant de mieux caractériser le niveau échantillonné (left et right) et les niveaux inférieur (low) et supérieur (high). La datations OSL à partir de feldspaths est confronté au phénomène de « fading anomal » qui se traduit par un déclin spontané de la luminescence au cours du temps. Ce phénomène peut être limité par l’utilisation d’un modèle physique (Huntley et Lamothe, 2001). Concernant les échantillons prélevés autour du lac de Van, la valeur moyenne choisie par M. Lamothe pour le fading mesurable est de 4 %. Ce choix entraîne une marge d’erreur de 20 % difficilement contournable (cf. infra). Des mesures de teneur en eau ont été effectuées à l’endroit du prélèvement de chaque échantillon pour plus de précision dans la mesure de l’âge OSL (fig. 4).

Fig. 4 – Échantillonnage pour datation OSL.
Fig. 4 – Sampling for OSL dating.

Fig. 4 – Échantillonnage pour datation OSL. Fig. 4 – Sampling for OSL dating.

1 : échantillon principal ; 2 : prélèvement pour teneur en eau ; 3 : prélèvements complémentaires pour caractérisation du dépôt.
1: main sample; 2: sampling for water content; 3: further samplings for deposit characterisation.

Les données chrono-stratigraphiques du secteur amont

Données stratigraphiques et séquentielles

12Les données présentées sont des données provenant de l’étude de la vallée de la Karasu, cette dernière étant celle qui a le plus fourni d’archives sédimentaires pour l’ensemble du bassin-versant du lac. Pour cette vallée, les accumulations sédimentaires présentent des éléments stratigraphiques déterminants, comme des discordances, à partir desquels il est possible de distinguer différentes séquences (fig. 5).

13En théorie, les séquences transgressives devraient montrer une base alluviale correspondant à la phase précédant la transgression, un corps à faciès lacustres, deltaïques ou littoraux selon la distance au trait de côte et le type de côte, et, éventuellement, un ultime dépôt alluvial ou de topsets marquant la fin de la transgression. En réalité, les affleurements étudiés montrent des architectures sédimentaires relativement plus complexes avec des alternances dans les milieux de sédimentation pour une même séquence continue (fig. 6). Ces alternances sont intéressantes car elles révèlent le comportement instable de l’hydrosystème lacustre lors d’un même « cycle » et sa sensibilité aux variations environnementales. La caractérisation des séquences telle que proposée par la figure 6 (Séquence 1, Séquence 2, etc.) répond à leur géométrie d’ensemble définie par les discordances et les emboîtements tandis que le découpage en « sous-séquences » (notées 2a, 2b, etc.) répond à des critères sédimentologiques.

14L’analyse séquentielle des dépôts de la vallée de la Karasu permet de mettre en évidence trois séquences lacustres et fluvio-lacustres emboîtées. La succession verticale des faciès, bien que complexe, témoigne d’une tendance générale à la transgression du lac pour chacune des séquences.

Fig. 5 – Discordance dans la partie amont de la vallée de la vallée de la Karasu : les alluvions de la séquence 3c sont emboîtées dans les bottomsets de la séquence 2a.
Fig. 5 – Discordance in the upstream part of the Karasu valley: The alluviums of the sequence 3c are embedded in the bottomsets of the sequence 2a.

Fig. 5 – Discordance dans la partie amont de la vallée de la vallée de la Karasu : les alluvions de la séquence 3c sont emboîtées dans les bottomsets de la séquence 2a. Fig. 5 – Discordance in the upstream part of the Karasu valley: The alluviums of the sequence 3c are embedded in the bottomsets of the sequence 2a.

Fig. 6 – Coupes et séquences stratigraphiques du secteur amont de la vallée de la Karasu.
Fig. 6 – Sections and stratigraphic sequences of the Karasu upstream area.

Fig. 6 – Coupes et séquences stratigraphiques du secteur amont de la vallée de la Karasu. Fig. 6 – Sections and stratigraphic sequences of the Karasu upstream area.

1 : argiles laminées de fond de lac ; 2 : bottomsets limoneux ; 3 : bottomsets (limons et sables fins) ; 4 : dépôt littoral (sables fins) ; 5 : dépôt littoral (sables et galets) ; 6 : foresets (graviers et sables grossiers) ; 7 : argiles massives ; 8 : alluvions (graviers) ; 9 : alluvions (sables grossiers) ; 10 : alluvions (sables fins et limons grossiers) ; 11 : alluvions (limons fins) ; 12 : colluvions ; 13 : paléosol.
1: lake bottom laminated clays; 2: silty bottomsets; 3: bottomsets (silts and fine sands); 4: shore deposits (fine sands); 5: shore deposit (sands and pebbles); 6: foresets (gravels and coarse sands); 7: massive clays; 8: alluviums (gravels); 9: alluviums (coarse sands); 10: alluviums (fine sands and coarse silts); 11: alluviums (fine silts); 12: colluviums; 13: palaeosoil.

La séquence 1

15Elle correspond aux dépôts présents à la base des coupes de Yumrutepe 1-Ouest et de celles du Grand Ravin 1 et 2 (fig. 6). Cette séquence est très peu développée dans les affleurements et se caractérise principalement par des argiles laminées riches en eau que l’on retrouve en contact ravinant avec les autres séquences (fig. 7). Cette formation dessine une paléotopographie d’érosion à 1 709 m (GR1), 1 702 m (GR2) et 1 691 m (Y1-ouest). Les dépôts de la séquence 1 se retrouvent à Toki à 1 748 m (fig. 6). Nous proposons d’associer les dépôts de bottomsets et de plage de ce site en bordure de versant à cette première séquence (fig. 6). La position marginale de ce site expliquerait la conservation localement d’une partie de la séquence 1. Cette séquence 1 est antérieure, d’un point de vue relatif, à toutes les autres présentées ici et suggère l’existence d’une vaste cuvette lacustre dont l’étendue dépasse largement les fonds de vallées actuels et qui est remplie d’une grande quantité de sédiments fins et laminés.

Fig. 7 – Affleurement des argiles de fond de lac de la séquence 1.
Fig. 7 – Outcrop of the lake bottom clays of the sequence 1.

Fig. 7 – Affleurement des argiles de fond de lac de la séquence 1.Fig. 7 – Outcrop of the lake bottom clays of the sequence 1.

La séquence 2

16La plus développée, elle est extrêmement riche en indicateurs sédimentaires et permet, grâce aux coupes Y4, Y3, Y2, Discordance, GR3, GR2 et GR1 (fig. 2), une reconstitution assez précise de sa stratigraphie et de l’évolution relative du niveau d’eau (fig. 6). Elle débute avec des dépôts de bottomsets limoneux faiblement laminés (séquence 2a) auxquels succède un large dépôt de foresets à graviers, sables et galets de plus de 10 m d’épaisseur (séquence 2b, fig. 8). La progradation est dominante et le niveau d’eau stabilisé à une altitude de 1 712 m (fig. 6 et fig. 8). Cette séquence 2a témoigne d’une période à forts apports détritiques. À nouveau, la séquence se poursuit avec un dépôt laminé de bottomsets qui suggère un élargissement de la cuvette lacustre et une avancée du trait de cote vers l’amont du bassin pendant la poursuite de la transgression. La séquence 2 montre à nouveau un changement dans la paléogéographie avec le retour d’une sédimentation deltaïque exprimant à la fois une pause dans la transgression, avec un paléoniveau lacustre à 1 718 m (fig. 6), et une fourniture détritique importante avec des foresets composés de sédiments plutôt grossiers (galets, sables grossiers). Si à Yumrutepe (coupes Y2 et Y3), l’architecture des dépôts montre clairement une succession de deltas, sur l’autre rive, au site du Grand Ravin (GR1 et GR2), en revanche, les faciès sont essentiellement des bottomsets laminés. Cette différence s’explique par la position du substratum qui, à Yumrutepe, forme une colline aux pentes assez raides sur laquelle se sont construits les deltas (fig. 2). Cette contrainte est moins forte au Grand Ravin et a permis l’élargissement de la cuvette lacustre avec un trait de côte situé plus à l’est. La séquence 2 se poursuit avec des unités à faciès quasi exclusivement littoraux (Y4). Ce littoral marque le niveau lacustre maximum atteint lors de cette seconde transgression à 1 738 m.

Fig. 8 – Affleurement de dépôts de foresets à Yumrutepe 2.
Fig. 8 – Outcrop of foresets deposits at Yumrutepe 2.

Fig. 8 – Affleurement de dépôts de foresets à Yumrutepe 2. Fig. 8 – Outcrop of foresets deposits at Yumrutepe 2.

1 : colluvions et dépôts de pente ; 2 : bottomsets limoneux ; 3 : lits sableaux ; 4 : foresets à galets et graviers ; 5 : foresets oxydés ; 6 : foresets sableux ; 7 : delta ; 8 : point d’inflexion donnant le niveau d’eau.
1: colluviums and slope deposits; 2: silty bottomsets; 3: sandy beds; 4: pebble and gravely foresets; 5: oxydous foresets; 6: sandy foresets; 7: delta; 8: inflexion point giving the water level.

La séquence 3

17Elle se caractérise par des unités à faciès fluviatiles et à faciès de bottomsets emboîtées dans les bottomsets de la séquence 2 dont les discordances sont visibles à la « Discordance » et à GR3 (fig. 2 et fig. 6). À l’aval du Grand Ravin (GR5) et au site de Köprübasi (K1), les dépôts de la séquence repose sur des dépôts alluviaux (séquence 3a), confirmant la régression intermédiaire après la séquence transgressive 2 (fig. 6). Si la base et la grande partie de la séquence 3 correspondent à des bottomsets lacustres très peu laminés (GR3) ou laminés (GR4 et GR5), dans la séquence 3c (fig. 6) on trouve des unités fluviatiles intercalées (GR4 et GR5). Les coupes du Grand Ravin montrent même une alternance entre les bottomsets et des sables et graviers alluviaux (topsets) sur quelques mètres d’épaisseur (GR5) alors que dans les coupes à l’amont du Grand Ravin, à des altitudes plus élevées, les faciès sont exclusivement lacustres (GR3, GR4 et K2). Les faciès fluviatiles montrant une aggradation à Y0, Y1-ouest et Y1-est correspondent à la séquence 3c et sont associés aux unités fluviatiles à la base de GR4 et en partie supérieure à GR5. Cette stratigraphie suggère une variation rapide des processus de sédimentation avec, successivement : 1) une phase d’alluvionnement (séquence 3a), 2) une phase de sédimentation lacustre (séquence 3b), 3) une rétrogradation du lac, 4) une aggradation (séquence 3c) et 5) une nouvelle phase de sédimentation lacustre (séquence 3d). Les bottomsets de la séquence 3d, faiblement érodés et recouvrant les dépôts alluviaux 3c, correspondent au plus haut niveau lacustre de cette séquence à 1 706 m d’altitude.

Données chronologiques

18L’analyse séquentielle a mis en évidence trois ensembles correspondant à trois hauts niveaux lacustres qui suggèrent d’importants changements dans la configuration et le fonctionnement du bassin lacustre (niveau d’eau, position du trait de côte, apports détritiques, etc.). En l’état actuel de nos recherches et concernant la vallée de la Karasu, cinq âges OSL sont disponibles, qui tiennent compte des marges d’erreur énoncées (tab. 1). La localisation des échantillons dans les séquences étudiées est fournie par la figure 6. Les limons de Toki associés à la première séquence ont donné un âge de 135 ± 27 ka, nettement antérieur à tous les autres. Cet âge vient confirmer les interprétations stratigraphiques et géomorphologiques faisant de la séquence 1 la plus ancienne des séquences étudiées. Cette datation signifierait que les unités sédimentaires de la séquence 1 sont associées à une transgression déclenchée au moment de l’Interglaciaire (MIS 5) ou à la fin du Glaciaire le précédant (MIS 6).

19Le seul âge dont nous disposons pour la longue séquence 2 est donné par les limons lités de sa base avec 33 ± 6,6 ka. Ce second haut niveau mis en évidence dans les enregistrements sédimentaires est donc nettement postérieur au premier et se produit au cours du Dernier Glaciaire. Ce résultat vient confirmer les premiers jalons chronologiques (Christol et al., 2010 ; Kuzucuoğlu et al., 2010). Par ailleurs, la position des dépôts datés sous les autres dépôts de la séquence implique que l’âge obtenu corresponde au début de la transgression dans le secteur amont. Les âges OSL de la séquence 3 confortent l'interprétation de la séquence alluviale de Yumrutepe datée à 22 ± 4,4 ka comme étant une phase d’aggradation qui précède le retour du lac dans ce secteur. Ce retour a entraîné le dépôt des limons sableux lités de K2 datés à 20,7 ka ± 4,1 ka.

20Enfin, le dernier âge obtenu (12,6 ± 2,5 ka) sur les limons à la coupe de la discordance (OSL 3, fig. 6) semble indiquer que la mise en place de ce dépôt s’est effectuée lors d’une phase alluviale postérieure à la séquence 3 : les dépôts lacustres de la séquence 3d, conservés en rive gauche, n'auraient donc pas été préservés en rive droite. En effet, la partie supérieure de la coupe de Y1-ouest, située à la même altitude que le dépôt sableux daté par OSL et montrant des limons de crue entourant un paléosol, est beaucoup plus récente que les unités sous-jacentes (emboîtement).

Tab. 1 – Tableau des âges OSL.
Tab. 1 – Table of OSL ages.

Tab. 1 – Tableau des âges OSL.Tab. 1 – Table of OSL ages.

Corrélations amont-aval avec la séquence de Zeve

21Nous proposons de compléter l'analyse du secteur amont par une approche longitudinale permettant de connecter ces données avec celles disponibles pour le site de Zeve. La séquence de Zeve développée sur 37 m montre à sa base un tephra remanié en contexte lacustre puis une succession d’unités à faciès lacustres et fluviatiles (fig. 9). L’alternance des faciès qui donne un aspect composite à cette séquence continue, peut être corrélée stratigraphiquement à l’alternance des faciès de la séquence 3 du secteur amont (fig. 10). Nous interprétons la séquence de Zeve comme le pendant aval de la séquence 3. Cette hypothèse s’appuie notamment sur la position basse en altitude des formations de Zeve. Les altitudes des dépôts supérieurs de cette séquence, relativement élevées vue l’emplacement de ces formations en bordure de la plaine alluviale actuelle, sont proches des altitudes de la séquence 3 à l’amont. La différence d’altitude des dépôts supérieurs, 1 705 m en amont et 1 687 m en aval, peut s’expliquer par la morphologie de la cuvette lacustre au moment de la sédimentation et être amplifiée par les processus d’érosion après le retrait du lac (fig. 10). Par ailleurs, cette séquence non datée présente un tephra à sa base qui correspond à celui que l’on retrouve à Topaktas. Celui-ci a été daté à 31,4 ± 6,6 ka par la méthode Ar/Ar (Kuzucuoğlu al., 2010). Cette donnée géochronologique est cohérente avec l’âge OSL obtenu pour la séquence 3 à l’amont.

Fig. 9 – La séquence de Zeve.
Fig. 9 – The Zeve sequence.

Fig. 9 – La séquence de Zeve. Fig. 9 – The Zeve sequence.

1 : tephra ; 2 : faciès fluviatiles ; 3 : faciès lacustres (bottomsets principalement).
1: tephra; 2: fluviatile facies; 3: lacustrine facies (mainly bottomsets).

Fig. 10 – Évolution du profil longitudinal de la basse vallée de la Karasu en relation avec la variation du niveau lacustre à partir des données de la séquence 3 (jusqu’à l’actuel).
Fig. 10 – Evolution of the longitudinal profile of the Karasu low valley related to the lake level variation from sequence 3 data (until today).

Fig. 10 – Évolution du profil longitudinal de la basse vallée de la Karasu en relation avec la variation du niveau lacustre à partir des données de la séquence 3 (jusqu’à l’actuel). Fig. 10 – Evolution of the longitudinal profile of the Karasu low valley related to the lake level variation from sequence 3 data (until today).

1 : substratum ; 2 : dépôts fluviatiles ; 3 : dépôts lacustres ; 4 : tephra ; 5 : alluvions holocènes.
1: substratum; 2: fluvial deposits; 3: lacustrine deposits; 4: tephra; 5: Holocene alluviums.

Implications paléogéographiques à l’échelle de la vallée de la Karasu

22Les résultats des analyses chrono-stratigraphiques permettent une reconstitution des hauts niveaux lacustres de manière relative et absolue. Cette reconstitution présente d’importantes implications paléogéographiques à l’échelle de la vallée :

  • La séquence 1 témoigne d’une transgression majeure au cours de laquelle le lac a atteint une cote de plus de 100 m au dessus de son niveau actuel. La reconstitution paléogéographique (fig. 11) montre que le lac inonde de vastes espaces de l’actuelle basse vallée jusqu’aux versants montagneux et fossilise alors, par sa sédimentation, une paléotopographie méconnue mais où le substratum tertiaire n’est pas si profond (affleurements nombreux dans les paysages actuels). La cuvette lacustre est très large et l’accommodation, c'est-à-dire le potentiel de sédimentation dans le bassin, est maximum. Le volume de sédiments apportés par la paléo-Karasu a dû être considérable. Le déclenchement de cette transgression de grande ampleur (à l’échelle des paysages actuels), qui a mobilisé des volumes d’eau plus d’1,5 fois supérieurs au volume lacustre actuel (Christol, 2011), pourrait être mis en relation avec par des phénomènes « brutaux » d’origine volcanique ayant entraîné des modifications majeures de la paléohydrographie du bassin-versant (Mouralis et al., 2010).

  • La séquence 2, datée du Dernier Glaciaire, témoigne, outre de la très bonne conservation de ses dépôts dont l’épaisseur n’a pas d’égal autour du lac de Van, de deux anciens niveaux d’eau, i.e., deux « étapes » dans la transgression, avec la construction de deltas à 1 712 m et 1 718 m. La séquence 2c à faciès littoraux permet de fixer un altitude de l’ancienne ligne de rivage, vraisemblablement la plus élevée, à environ 1 738 m. La colline de Yumrutepe est alors une presqu’île calcaire et l’interfluve qui s’élève à 1 733 m, situé à l’ouest, est immergé permettant la connexion entre l’équivalent du rivage occidental actuel (i.e., n’appartenant pas à la basse vallée de la Karasu) et l’emplacement du fond de vallée élargi (fig. 11).

  • La séquence 3, dont la figure 11 présente une tendance générale transgressive (schémas 1 à 5), témoigne cependant de baisses intermédiaires du niveau d’eau de plus de 20 m (voir notamment entre les schémas 2 et 3 et entre les schémas 5 et 6). Les âges OSL obtenus soulignent l’instabilité de l’hydrosystème lacustre à la fin du Dernier Glaciaire avec cette séquence 3 datée à 22 ± 4,4 ka – 20,7 ± 4,1 ka, soit du Pléniglaciaire. Le lac atteint la partie amont de la zone d’étude en occupant le fond de vallée actuel.

  • Les dépôts supérieurs de Y1 et de la Discordance datés à 12,6 ± 2,5 ka suggère l’existence d’une plaine alluviale à 1 697-1 698 m lors de la période post-glaciaire, soit 25 m au-dessus du niveau de la rivière actuelle au secteur de Yumrutepe-Köprübasi. À profil longitudinal de la rivière équivalent, le lac serait à une altitude de 1 670 m environ lors d’une période qui correspond globalement au Tardiglaciaire voire plus précisément au Dryas récent (?).

Fig. 11 – Reconstitutions paléogéographiques des transgressions lacustres dans la basse vallée de la Karasu.
Fig. 11 – Palaeogeographic reconstitutions of lake transgressions in the Karasu low valley.

Fig. 11 – Reconstitutions paléogéographiques des transgressions lacustres dans la basse vallée de la Karasu. Fig. 11 – Palaeogeographic reconstitutions of lake transgressions in the Karasu low valley.

A : Haut niveau de la transgression 1 (Toki = 1 748 m) daté à 135 ± 27 ka. B : Haut niveau de la transgression 2 (Y2 = 1 712 m) daté du Dernier Glaciaire à ~ 33 ± 6,6 ka. C. Maximum lacustre de la transgression 2 (Y4 = 1 735 m) < 33 ± 6,6 ka. D : Maximum lacustre de la transgression 3 (GR1 > 1 706 m) durant le DMG.
A. High level of the transgression 1 (Toki=1748 m) dated at 135±27 ka. B: High level of the transgression 2 (Y2=1712 m) dated of the Last Glacial at ~33±6.6 ka. C: Lake maximum of the transgression 2 (Y4=1735 m) <33±6.6 ka. D: Lake maximum of the transgression 3 (GR1>1706 m) during the LGM.

Implications sur l’histoire du bassin lacustre

23Du point de vue de l’histoire du bassin lacustre, les résultats obtenus pour la vallée de la Karasu permettent d’en reconstituer les grandes étapes d'évolution depuis le MIS6. Le lac de Van connaît une très forte hausse de son niveau d’eau à la fin ou juste après l’avant dernier Glaciaire, entraînant la submersion de la partie aval de la vallée de la paléo-Karasu entre Yumrutepe-Köprübasi et l’embouchure actuelle. Cette grande transgression se déclenche vraisemblablement dans un contexte de fortes perturbations hydrographiques en lien avec l’activité volcanique (Mouralis et al., 2010) mais nécessite un contexte hydro-climatique favorable aux apports en eau dans la cuvette. La chronologie proposée présente un second haut niveau lors du Dernier Glaciaire pour le MIS 3. La région du Moyen-Orient connaît une période plutôt humide vers 36-33 ka à Soreq Cave (Bar-Matthews et al., 1997), avec une remontée du niveau du lac Lisan à partir de 35 ka (Bartov et al., 2002). À l’inverse, la plaine de Konya connaît un épisode très aride vers 35-32 ka (Kuzucuoğlu et al., 1999), l’humidité ne revenant en Anatolie centrale qu’à partir de 32 ka. Ce décalage dans l’arrivée de l’humidité en Anatolie par rapport aux autres enregistreurs moyen- ou proche-orientaux a été démontré (Kuzucuoğlu et Roberts, 1998). En théorie, la région est-anatolienne où se trouve le lac de Van devrait être affectée également par ce décalage, ce que la date de 33 ± 6,6 ka pourrait suggérer. La troisième transgression est caractérisée par une montée du niveau d’eau par à-coups et se serait produite vers 22 ± 4,4 ka – 20,7 ka ± 4,1 ka, soit une période correspondant au Pléniglaciaire connu pour être très aride. Cependant, en Anatolie centrale, les lacs atteignent leurs maxima entre 26 ka et 19 ka (Kuzucuoğlu et al., 1999). Il est donc tout à fait cohérent d’un point de vue régional que le lac de Van connaisse également des maxima lacustres, nos âges coïncideraient avec l’enregistrement centro-anatolien. Ces hauts niveaux lacustres en Anatolie centrale, donc au lac de Van également, s’expliquent vraisemblablement par la diminution de l’évaporation (Bar-Matthews et al., 1997).

Conclusion

24L’apport de ce travail est avant tout chronologique. Si la stratigraphie relative a pu être complétée et précisée, une première chronologie absolue à partir des datations OSL est enfin établie pour les formations fluvio-lacustres du bassin-versant du lac de Van. Ces résultats demeurent encore insuffisants pour comprendre la chrono-stratigraphie de l’ensemble des formations autour du lac de Van mais les résultats obtenus sont cohérents et les analyses menées doivent être poursuivies.

25D’abord présentée comme une vallée ayant fournit des éléments morphosédimentaires de premier ordre, avec notamment le seul emboîtement connu sur les deux plus importantes vallées étudiées à l’est du lac (Christol et al., 2010), la vallée de la Karasu confirme son grand intérêt en termes d’étude séquentielle avec la mise en évidence d’un second emboîtement au Grand Ravin 3 et d’une paléotopographie d’érosion entre les séquences 1 et 2. Ces nouvelles données sédimentaires, stratigraphiques et chronologiques font plus que préciser le modèle préexistant en validant un modèle à trois séquences bien distinctes. L’interprétation paléogéographique de ces séquences est d’autant plus précise que celles-ci sont désormais bien connues et délimitées dans l’espace et le temps. L’objectif initial d’établir une chrono-stratigraphie des dépôts d’amont en aval n’est cependant que partiellement atteint. Si l’objectif est atteint pour le secteur amont, nous manquons de données chronologiques pour le secteur aval. La séquence 1, mieux connue désormais, pose encore de nombreuses questions. Les datations en cours pour les dépôts argileux laminés devraient valider ou invalider notre modèle. La séquence 3 doit également être précisée avec des dates supplémentaires sur les dépôts situés à Zeve. Enfin, les éléments chronologiques obtenus permettent de replacer les trois transgressions lacustres associées aux trois séquences stratigraphiques identifiées dans le contexte paléoclimatique de la fin du Pléistocène supérieur.

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Annexe

Abridged English version

The Lake Van (1648 m) is the most important palaeoclimatic sequence of Eastern Anatolia (Kuzucuoğlu et al., 1999), one of the most in the Middle East and presents a strong interest as it completes a network of sequences for understanding the history of climate in Eastern Mediterranean (Bar-Matthews et al., 1997; Bartov et al., 2002; Djamali et al., 2008). As the sequences in the submerged sediments have attested this quality (Degens and Kurtmann, 1978; Litt et al., 2009), the study of the deposits around the present lake suggests important variations of the lake in link with climate and volcanic forcing (Christol et al., 2010; Kuzucuoğlu et al., 2010; Christol, 2011). Indeed, previous studies have highlighted the interest of morpho-sedimentary evidences in the low valleys of the main tributaries of the lake to reconstruct ancient lake highstands. Focussed on specific landscapes with “terraces” shaped in fluvio-lacustrine sediments, these studies show several transgressions and regressions interpreted from evidences of high and low lake levels (Christol, 2011). In this paper, we have chosen to restrain our subject to the chronostratigraphic results obtained in the Karasu valley, the most important tributary. In fact, obtaining an absolute chronology is very complicated due to geochemistry conditions and to the ancient age of the lake levels (>30,000 yrs). For these reasons and to date directly lake deposits, we have utilised OSL datings to make a chronology of the deposits of the Karasu.

Our chronostratigraphic approach couples facies analysis and sequence stratigraphy of the deposits and OSL datings. All the sections presented here have been studied before in terms of facies analysis (Christol, 2011). We specify and present for the first time some interesting stratigraphical elements and we make the synthesis of the upstream part of the Low Karasu valley. This one has supplied many evidences of lake level variations with a large spectrum of sedimentation environments succeeding in thick sequences. To reconstruct the elevation and the ages of the ancient lake highstands, we depend on the sedimentary facies, which can give us more or less precise information on the water level. Contrary to other facies, the deltaic facies gives the position of the water level with the inflexion point between topsets and foresets. We use these deposits as a priority in our reconstructions.

The sequence analysis of the deposits allows us to distinguish three fluvio-lacustrine sequences with at least two cut and fill geometry. In each sequence, the general trend is a transgressive dynamics despite of the diversity of facies. The sequence 1 is older than the others and suggests a large lake basin full of laminated clays with an extension beyond the limits of the present low valleys. The sequence 2 is composed of bottomsets, deltaic and shore facies. Deltaic bodies give palaeo-elevations of the lake at 1712 m and 1718 m. The shore deposits highlight a lake level maximum at 1738 m. The sequence 3 is composed of fluvial and lacustrine facies with bottomsets clearly embedded in the bottomsets of the sequence 2. The stratigraphy of the sequence 3 suggests fast variations of sedimentation processes with fluvial aggradation and lake sedimentation. With this second sequence, the lake has reached at least 1706 m. These results evidence three sequences associated to three high lake levels suggesting high changes in the lake basin. Concerning the chronological data, five OSL ages are presented with margins of error. The sequence 1 is dated on 135±27 ka with silty bottomsets in Toki site. The sequence 2 is dated with only one age of 33±6.6 ka in laminated silts. In light of our stratigraphic results, this age corresponds to the arriving of the lake in the upstream area. Two ages have been obtained for the sequence 3 with 22±4.4 ka and 20.7±4.1 ka. The correlation with data available from the downstream part of the studied area allows longitudinal analysis. The Zeve sequence, with 37 m of thickness and succession of alluviums and lake facies is associated to the sequence 3.

Our chronostratigraphic results allow palaeogeographic reconstructions at the valley and basin scales. The highest stand of the lake is at 100 m above the present lake level with a transgression that has been started during the MIS 5 or at the end of the previous Glacial (MIS 6). At this time, the present low Karasu valley is entirely covered by the lake and its sediments. This sedimentation fossilises the Tertiary palaeotopography, which is not well known. The alluvium supply by the Karasu may have been very important. The transgressive dynamics is probably dued to volcanic events (Mouralis et al., 2010). The interpretations for the sequence 2, the most developed in the deposits around the lake, highlight two ‘steps’ in the associated transgression corresponding to two deltas that have been progradated at this time. The lake reached 1738 m and has caused the submersion of the major part of the present low valley. With the third sequence, the lake occupied the present valley bottom and reached the upstream part of our study area. The sequence 3 shows intermediate drops of the lake in the same transgression during the LGM.

This study confirms our previous stratigraphic model (Christol et al., 2011) with three different sequences associated to three high stands of the lake. Precisions and new data have been presented in this sense even if the sequence 1 could be best defined. This study presents also the first chronology of emerged fluvio-lacustrine deposits of the Lake Van. The chronostratrigraphy have to be completed with new OSL ages especially in the upstream part of the valley (Zeve) and in other valleys. The evolution of the hydrosystem is characterised by instability since at least the previous Interglacial (MIS 5) with highstands at the end of the Last Glacial.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Présentation du bassin du lac de Van et localisation de la vallée de la Karasu. Fig. 1 – The Lake Van basin and the location of the Karasu valley.
Légende 1 : bassin-versant de la Karasu ; 2 : limite du bassin-versant de la Karasu ; 3 : limite du bassin-versant du lac de Van ; 4 : volcan ; 5 : rebord de terrasse ; 6 : site étudié (cité dans le texte).1: Karasu catchment; 2: limit of the Karasu catchment; 3: limit of the Lake Van catchment; 4: volcano; 5: terrace edge; 6: studied sites (quoted in the text).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-1.png
Fichier image/png, 1,3M
Titre Fig. 2 – Localisation des coupes étudiées (secteur amont de la Karasu). Fig. 2 – Location of the studied sections (upstream area of the Karasu).
Légende 1 : substratum calcaire ; 2 : dépôts fluvio-lacustres ; 3 : alluvions récentes ; 4 : rebord de terrasse ; 5 : isohypse ; 6 : coupe et appellation de la coupe ; 7 : réseau hydrographique ; 8 : village.1: calcareous substratum; 2: fluvio-lacustrine deposits; 3: recent alluviums; 4: terrace edge; 5: isohypse; 6: section and name of section; 7: hydrographical network; 8: village.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-2.png
Fichier image/png, 306k
Titre Fig. 3 – Séquence deltaïque et mesure du niveau d’eau. Fig. 3 – Deltaic sequence and water level measurement.
Légende 1 : ancien niveau d’eau ; 2 : contact stratigraphique entre deux corps deltaïques ; 3 : contact d’érosion.1: old water level; 2: stratigraphic contact between two deltaic bodies; 3: erosion contact.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-3.png
Fichier image/png, 969k
Titre Fig. 4 – Échantillonnage pour datation OSL. Fig. 4 – Sampling for OSL dating.
Légende 1 : échantillon principal ; 2 : prélèvement pour teneur en eau ; 3 : prélèvements complémentaires pour caractérisation du dépôt.1: main sample; 2: sampling for water content; 3: further samplings for deposit characterisation.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-4.png
Fichier image/png, 2,5M
Titre Fig. 5 – Discordance dans la partie amont de la vallée de la vallée de la Karasu : les alluvions de la séquence 3c sont emboîtées dans les bottomsets de la séquence 2a. Fig. 5 – Discordance in the upstream part of the Karasu valley: The alluviums of the sequence 3c are embedded in the bottomsets of the sequence 2a.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-5.png
Fichier image/png, 1,1M
Titre Fig. 6 – Coupes et séquences stratigraphiques du secteur amont de la vallée de la Karasu. Fig. 6 – Sections and stratigraphic sequences of the Karasu upstream area.
Légende 1 : argiles laminées de fond de lac ; 2 : bottomsets limoneux ; 3 : bottomsets (limons et sables fins) ; 4 : dépôt littoral (sables fins) ; 5 : dépôt littoral (sables et galets) ; 6 : foresets (graviers et sables grossiers) ; 7 : argiles massives ; 8 : alluvions (graviers) ; 9 : alluvions (sables grossiers) ; 10 : alluvions (sables fins et limons grossiers) ; 11 : alluvions (limons fins) ; 12 : colluvions ; 13 : paléosol. 1: lake bottom laminated clays; 2: silty bottomsets; 3: bottomsets (silts and fine sands); 4: shore deposits (fine sands); 5: shore deposit (sands and pebbles); 6: foresets (gravels and coarse sands); 7: massive clays; 8: alluviums (gravels); 9: alluviums (coarse sands); 10: alluviums (fine sands and coarse silts); 11: alluviums (fine silts); 12: colluviums; 13: palaeosoil.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-6.png
Fichier image/png, 861k
Titre Fig. 7 – Affleurement des argiles de fond de lac de la séquence 1.Fig. 7 – Outcrop of the lake bottom clays of the sequence 1.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-7.png
Fichier image/png, 892k
Titre Fig. 8 – Affleurement de dépôts de foresets à Yumrutepe 2. Fig. 8 – Outcrop of foresets deposits at Yumrutepe 2.
Légende 1 : colluvions et dépôts de pente ; 2 : bottomsets limoneux ; 3 : lits sableaux ; 4 : foresets à galets et graviers ; 5 : foresets oxydés ; 6 : foresets sableux ; 7 : delta ; 8 : point d’inflexion donnant le niveau d’eau.1: colluviums and slope deposits; 2: silty bottomsets; 3: sandy beds; 4: pebble and gravely foresets; 5: oxydous foresets; 6: sandy foresets; 7: delta; 8: inflexion point giving the water level.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-8.png
Fichier image/png, 590k
Titre Tab. 1 – Tableau des âges OSL.Tab. 1 – Table of OSL ages.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-9.png
Fichier image/png, 130k
Titre Fig. 9 – La séquence de Zeve. Fig. 9 – The Zeve sequence.
Légende 1 : tephra ; 2 : faciès fluviatiles ; 3 : faciès lacustres (bottomsets principalement).1: tephra; 2: fluviatile facies; 3: lacustrine facies (mainly bottomsets).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-10.png
Fichier image/png, 45k
Titre Fig. 10 – Évolution du profil longitudinal de la basse vallée de la Karasu en relation avec la variation du niveau lacustre à partir des données de la séquence 3 (jusqu’à l’actuel). Fig. 10 – Evolution of the longitudinal profile of the Karasu low valley related to the lake level variation from sequence 3 data (until today).
Légende 1 : substratum ; 2 : dépôts fluviatiles ; 3 : dépôts lacustres ; 4 : tephra ; 5 : alluvions holocènes.1: substratum; 2: fluvial deposits; 3: lacustrine deposits; 4: tephra; 5: Holocene alluviums.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-11.png
Fichier image/png, 365k
Titre Fig. 11 – Reconstitutions paléogéographiques des transgressions lacustres dans la basse vallée de la Karasu. Fig. 11 – Palaeogeographic reconstitutions of lake transgressions in the Karasu low valley.
Légende A : Haut niveau de la transgression 1 (Toki = 1 748 m) daté à 135 ± 27 ka. B : Haut niveau de la transgression 2 (Y2 = 1 712 m) daté du Dernier Glaciaire à ~ 33 ± 6,6 ka. C. Maximum lacustre de la transgression 2 (Y4 = 1 735 m) < 33 ± 6,6 ka. D : Maximum lacustre de la transgression 3 (GR1 > 1 706 m) durant le DMG. A. High level of the transgression 1 (Toki=1748 m) dated at 135±27 ka. B: High level of the transgression 2 (Y2=1712 m) dated of the Last Glacial at ~33±6.6 ka. C: Lake maximum of the transgression 2 (Y4=1735 m) <33±6.6 ka. D: Lake maximum of the transgression 3 (GR1>1706 m) during the LGM.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10366/img-12.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Aurélien Christol, Catherine Kuzucuoğlu, Monique Fort et Michel Lamothe, « Première chronologie OSL des formations fluvio-lacustres de la vallée de la Karasu : implications sur la paléogéographie du bassin du lac de Van (Turkey) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 19 - n° 4 | 2013, 393-406.

Référence électronique

Aurélien Christol, Catherine Kuzucuoğlu, Monique Fort et Michel Lamothe, « Première chronologie OSL des formations fluvio-lacustres de la vallée de la Karasu : implications sur la paléogéographie du bassin du lac de Van (Turkey) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 19 - n° 4 | 2013, mis en ligne le 15 décembre 2015, consulté le 27 mars 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/10366 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10366

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Auteurs

Aurélien Christol

Laboratoire de Géographie Physique (LGP) – UMR 8591 – Meudon – France (aurelien.christol@wanadoo.fr). Université Paris-Diderot – UMR 8586 PRODIG – Paris – France.

Catherine Kuzucuoğlu

Laboratoire de Géographie Physique (LGP) – UMR 8591 – Meudon – France (catherine.kuzucuoglu@cnrs-bellevue.fr).

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Monique Fort

Université Paris-Diderot – UMR 8586 PRODIG – Paris – France.

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Michel Lamothe

Université du Québec à Montréal – Laboratoire LUX – Québec – Canada.

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