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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Deuxième partie. Exemples de hauts karsts du Moyen Orient

Chapitre IV. Les hauts karsts du Taurus (Turquie)

Texte intégral

INTRODUCTION

1De la mer Egée aux confins irako-iraniens, la chaîne du Taurus s’étend sur près de 1500 km de long et 75 à 150 km de large selon un tracé ondulé (3 arcs) d’orientation générale W-E. On distingue les Taurus lycien, occidental, central, oriental et arménien (ou est-anatolien). Du point de vue géologique, le Taurus lycien appartient à l’extrémité orientale des Hellénides tandis que le Taurus arménien annonce déjà le Zagros. Cette chaîne, principalement calcaire, culmine au niveau des Plis Bordiers Turcs au Cilo-Dag (4170 m) situé au SE du lac de Van (fig. 88).

2Le principal problème géomorphologique est celui des hautes surfaces karstiques d’altitude. La surface infra-miocène, engendrée au cours de la phase tectonique éogène, a été reprise par la grande surrection épirogénique néogène. Deux types d’évolution pléistocène sont observés en fonction de l’altitude, l’une nivokarstique, l’autre glacio-karstique. Plusieurs exemples de hauts karsts sont étudiés brièvement depuis le Taurus occidental jusqu’au Taurus arménien.

3Le relief karstique est caractérisé par des champs de dépressions et de grands poljés intra-montagnards, entre 1000 et 2000 m d’altitude, en particulier dans le Taurus lycien et le Taurus occidental, et par des glacio-karsts — les mieux développés de Méditerranée orientale et du Proche et Moyen-Orient — sur les montagnes calcaires atteignant ou dépassant 2500-2700 m dans le Taurus occidental et 3000 m dans le reste de la chaîne. La karstification actuelle est soumise à un climat sub-méditerranéen semi-humide à humide (1000 à 2000 mm/an), devenant plus continental et moins arrosé vers l’Ε.

4Sur le plan spéléologique, le Taurus est peu connu à l’exception du Taurus occidental qui renferme l’une des plus grandes émergences karstiques du monde (Dumanli, débit moyen = 40 à 50 m3/s, affluent de la Manavgat) et des réseaux souterrains importants explorés surtout en moyenne montagne dans le périmètre d’Akseki et sur le Dedegol Dag (Pinargozü, + 700 m). Sur l’ensemble de l’arc taurique, le potentiel de découvertes est donc encore énorme, mais en partie limité par les difficultés d’accès et par les nombreuses cavités anciennes obstruées.

I - LE DEDEGOL DAG ET L’ANAMAS DAG : EXEMPLES DE GLACIO-KARST ET DE NIVOKARST DU TAURUS OCCIDENTAL

5Le Dedegol Dag (2992 m) et l’Anamas Dag (2398 m) sont deux hauts massifs calcaires juxtaposés, situés dans le Taurus occidental, en Pisidie, immédiatement à l’W du lac de Beysehir. Leur morphologie est différente :

  • le Dedegol Dag est caractérisé par un modelé glaciokarstique de type haut-alpin ;

  • l’Anamas Dag, au contraire, est un immense plateau criblé de dépressions, parcouru par un ancien réseau hydrographique karstifié et tronçonné, constituant un exemple de nivo-karst méditerranéen de moyenne-haute altitude non influencé par l’action des glaciers.

A. CONTEXTE GEOLOGIQUE ET BIOCLIMATIQUE

1. La structure géologique (fig. 89)

6Le Taurus lycien constitue l’extrémité orientale de l’arc hellénique (Hellénides) ; c’est à ce niveau que se situe la courbure d’Isparta qui marque à l’Ε le début de l’arc taurique proprement dit (Taurides). La région étudiée fait partie du Taurus de Pisidie à la hauteur de lazone des lacs. C’est en étudiant le Taurus occidental que Blumenthal, en 1944, établit l’existence d’une grande nappe de charriage de style alpin. Depuis, de nombreuses études géologiques ont été entreprises, notamment par l’équipe de J.-H. Brunn (BRUNN et al., 1976 ; MONOD, 1979 ; WALDRON, 1984). Signalons aussi la thèse de DUMONT (1976), consacrée aux formations de la coupole de Karacahisar, c’est-à-dire du Dedegol Dag, et celle de POISSON (1977) sur le Susuz Dag et les Bey Daglari à l’Ε d’Antalya.

Figure 88 :
Situation géographique des massifs étudiés.
Taurus occidental :
1. Dedegol Dag et Anamas Dag.
Taurus central :
2. Bolkar Dag.
3. Aladag.
Taurus oriental :
4. Nemrut Dag.
5. Munzur Dag.
Taurus arménien :
6.Hasobesir-Aluce.
7. Cilo Dag.

Figure 89 :
Esquisse structurale du Dedegol Dag et de la zone de Beysehir.
1. Chevauchement. 2. Quaternaire et Néogène récent.
3. Néogène marin. 4. Calcaires mésozoïques. 5. Trias. 6. Cambro-Ordovicien. 7. Diabases.
Nappes au sud de Beysehir : A. Ecailles d’Akseki. B. Ecailles de Yelek-Akseki. C. Ecailles de Yelek. D. Ecailles d’Eynif. Bs. Nappes de Beysehir-Hoyran. An. Nappe d’Antalya. (d’après MONOD, 1979).

a. Les formations litho-stratigraphiques (fig. 90)

7 Dedegol Dag : ce haut massif est formé par une épaisse série mésozoïque de plate-forme. Sur un socle paléozoïque et précambrien qui affleure seulement sur le flanc W (N de Kasimlar), on observe de bas en haut :

  • un complexe calcaro-dolomitique du Trias moyen-supérieur, épais de 1000 m, surmonté encore localement par les schistes de la formation de Kasimlar (Carnien supérieur Norien inférieur) et les dolomies de Mentese (Norien supérieur) ;

  • un complexe carbonaté jurassico-crétacé, épais de 1000 m environ, à prédominance de "packstones" ;

  • des ophiolites crétacées affleurant sur les bordures N et NE du massif.

8Un échantillon de calcaire triasique (faciès sombre), récolté dans le réseau souterrain de Pinargozü, a été analysé ; il s’agit d’une roche compacte, de faible porosité (0,62 %), renfermant 97 % de CaCO3 et 2 % de quartz. Les argiles sont composées de 65 % d’illite, 30% de chlorite et 5 % de smectite (analyse : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS).

9 Anamas Dag : situé au NE du Dedegol Dag, ce massif calcaire présente une série sédimentaire de plate-forme très comparable, mais débutant par les grès et schistes de Kasimlar (Carnien sup.-Norien infér.) ; on observe ensuite :

  • les dolomies de Mentese (Norien sup.), massives ;

  • les calcaires de Leylek, à laminations algaires du Rhétien ;

  • la formation de Çayir à pélites et grès rouges (Jurassique infér.) ;

  • les calcaires de Yassiviran, bien stratifiés (Jurassique infér.) ;

  • des dolomies saccharoïdes, recristallisées (Jurassique moyen) ;

  • des calcaires algaires épais, pélagiques au sommet (Jurassique-Crétacé sup.) ;

  • des flyschs éocènes.

Figure 90 : Echelles lithostratigraphiques schématiques représentant les séries carbonatées mésozoïques de plate-forme du Dedegol Dag et de l’Anamas Dag.

10Deux échantillons de calcaires jurassico-crétacés ont été analysés : ce sont des roches compactes, de faible porosité (0,73 à 0,82 %), renfermant 96 à 97 % de CaCO3 et 2 à 3 % de quartz. La minéralogie des argiles indique 100 % d’illite dans Tri-R, et 35 % de smectite et 65 % d’illite dans Tr2-R (présence de goethite) (analyse : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS).

11 les formations néogènes périphériques : le bassin miocène d’Antalya, transgressif, est composé par la série d’Oymapinar qui comprend des calcaires et conglomérats de base, des calcaires intermédiaires (Langhien) et surtout un complexe molassique supérieur de 1000 m d’épaisseur (Miocène moyen-supérieur). Ces molasses s’enfoncent dans le Taurus à la faveur des anciens golfes néogènes et bordent la base du Dedegol Dag jusqu’à 1500 m d’altitude. Le bassin du lac de Beysehir, considéré comme un poljé ennoyé, est occupé par des sédiments du Pliocène et du Quaternaire ancien : conglomérats et marno-calcaires lacustres.

b. Tectonique

12Le soubassement paléozoïque, peu visible dans le secteur étudié, a été affecté par la tectogenèse hercynienne. Au cours du Trias et du Jurassique, la série de plate-forme connaît des émersions responsables d’épisodes détritiques (formation schisto-gréseuse de Kasimlar au Carnien sup.). Les premiers mouvements importants apparaissent au Crétacé supérieur : Maestrichtien transgressif, unités à ophiolites et radiolarites.

13Le Dedegol Dag et l’Anamas Dag font partie de l’Autochtone et du Parautochtone de Pisidie par opposition à l’Allochtone situé au SE de Beysehir (nappes de Beysehir-Hoyran, de Hadim, d’Antalya, fig. 89). Cependant, cet Autochtone relatif est constitué par de grandes unités chevauchantes déversées vers le SW et liées à une tectonique tangentielle éocène (MONOD, 1979, p. 43). Ces écailles, dont la flèche est de 10 à 30 km, se sont produites dans la série mésozoïque à partir de niveaux de décollement correspondant à des variations lithologiques. MONOD (1979) a montré que cet écaillage existait aussi bien dans le Taurus de Pisidie que plus au SE dans la région d’Akseki. On n’observe pas d’indice d’une tectonique miocène, celle-ci étant pourtant présente à l’W dans le Taurus lycien et à l’E dans le Taurus oriental et le Zagros.

2. Les données bio-climatiques

a. Le climat (tableau 14)

14Situés sur la bordure interne du Taurus occidental, les massifs du Dedegol Dag et de l’Anamas Dag sont soumis à un climat méditerranéen montagnard assez humide, entre la zone semi-aride des plateaux de l’Anatolie centrale et la zone humide de la bande côtière d’Antalya.

15 Les températures : à partir de 121 stations réparties sur l’ensemble de la Turquie, AKMAN et DAGET (1971, p. 271) ont estimé le gradient altimétrique des températures à 0,59°C/100 m pour la Turquie méridionale. Ainsi, à une altitude donnée (h en mètres), la température moyenne annuelle pour le Taurus est estimée à (fig. 91) :

16t = 18,74 - 0,0059 h.

17Les isothermes + 10°C, + 5°C et 0°C se situent respectivement vers 1480, 2330 et 3170 m. Compris essentiellement entre 2200 et 2900 m, le Dedegol Dag connaît des températures moyennes de + 6 à + 1,5°C et se place donc au-dessus de l’isotherme 0°C et sous la ligne des neiges permanentes. Moins élevé, l’Anamas Dag (1800-2300 m) présente des températures moyennes de + 8 à + 5,5°C.

18L’amplitude thermique annuelle entre le mois le plus froid (janvier) et le mois le plus chaud (août) augmente avec l’altitude ; elle est de :

  • 22,0°C (+ 0,4°C, + 22,4°C) à Beyhsehir (alt. 1129 m) ;

  • 27,1°C (-5,8°C, + 21,3°C) à 1700 m ;

  • 28,5°C (-8,3°C, + 20,2°C) à 2000 m ;

  • 30,6°C (-12,3°C, + 18,3°C) à 2500 m ;

  • 32,7°C (-16,3°C, + 16,4°C) à 3000 m.

19Le régime thermique est donc caractérisé par des hivers froids et des étés chauds. En haute altitude, les cycles gel-dégel ne sont pas connus pendant la période estivale, mais ils doivent être nombreux au printemps et en automne.

20Les précipitations : les diagrammes pluviométriques annuels (fig. 92) montrent qu’il existe une sensible diminution des précipitations du S au N, du golfe d’Antalya (974 mm / an à Antalya) et le Taurus de Pamphylie (1365 mm / an, alt. 1145 m) à la bordure interne du Taurus occidental (787 mm / an à Seydisehir, alt. 1150 m) et au début des plateaux d’Anatolie (473 mm / an à Beysehir, ait. 1129 m). Cette diminution de la pluviométrie est en relation directe avec la barrière montagneuse du Taurus qui favorise l’effet de continentalité vers le N.

21D’après la carte des précipitations du bassin-versant de la Manavgat établie par BAKALOWICZ (1970), on remarque que les massifs de l’Anamas Dag et du Dedegol Dag sont compris respectivement entre les isohyètes 1000-1500 mm et 1500-1700 mm. Les hauts karsts les plus humides se situent plus au S, sur le Seytan Dag (alt. 2403 m, 2000-2100 mm) et le Gidengelmez Dag (alt. 2316 m, 1900-2000 mm).

22Sur la carte pluviométrique de la Turquie de ÇOLOSAN (1960, in AKMAN et DAGET, 1971), on constate que la chaîne côtière située au SE d’Akseki (Palaz Dag : 2877 m, Akdag : 2647 m, Kizil Dag : 2257m) reçoit jusqu’à 2500 mm / an. Cette région est la plus arrosée du Taurus avec les Bey Daglari dans le Taurus lycien. Seule le NE du pays, à climat pontique, connaît des précipitations supérieures.

23Le régime pluviométrique, typique de la Méditerranée orientale, est réglé par le mouvement des masses d’air régionales (dépression égéenne, anticyclone sud-méditerranéen, anticyclone anatolien) selon une direction dominante de SW. On discerne deux saisons nettes : une période d’aridité estivale relative (juin, juillet, août) perturbée par des orages orographiques et une période hivernale humide (novembre à mars) à précipitations neigeuses abondantes au-dessus de 1800m où elles représentent 65 à 75 % des précipitations annuelles. D’après les bergers, la couche de neige atteint 3 m d’épaisseur en hiver au-dessus de 2000 m ; le phénomène est confirmé par les névières et glaces souterraines, et par les névés subsistant toute l’année à l’abri des plus hautes parois, (photos 92 et 95). Le tapis neigeux persiste jusqu’en juin-juillet au-dessus de 2500 m.

Tableau 14 : Caractères hydroclimatiques des hauts karsts étudiés (MAIRE) et de deux bassins hydrogéologiques de comparaison situés plus au S. (BAKALOWICZ, 1970, p. 65)

Figure 91 : Droites de régression de la température en fonction de l’altitude pour le Taurus.
(A) température moyenne annuelle ;
(B) température moyenne du mois le plus chaud/août ;
(C) température moyenne du mois le plus froid/janvier.
En grisé : amplitude thermique dans le domaine du haut karst, (droites établies à partir des équations d’AKMAN et DAGET, 1971).

24La limite supérieure de la forêt de pins se situe vers 1800 m en versant N (photo 93). Plus haut, la végétation calcicole est de type alpin : coussinets de silènes et d’astragales, pelouses dégradées par les surpâturages.

B. LES PHENOMENES GLACIAIRES

25Culminant à 3000 m d’altitude, le Dedegol Dag présente, en particulier sur son versant N, une morphologie glaciaire qui contraste avec le modelé nivo-karstique à champs de dolines du Taurus de moyenne altitude (1500-2300 m). Il existe ici toute la panoplie du modelé glaciaire et glacio-karstique : névés permanents, cirques supérieurs empâtés par des glaciers rocheux (cirques-dolines), roches moutonnées reprises par les lapiés de ruissellement, puits à neige, écroulements, remplissages fluvio-glaciaires, lacs temporaires, moraines, gorges de raccordement asséchées par les écoulements souterrains.

1. Moraines et limite des neiges permanentes (fig. 96)

26Tous les phénomènes ne sont pas hérités du Würrn puisqu’il existe encore aujourd’hui des moraines de névé fonctionnels au-dessus de 2500 m au pied des murailles N et E. En effet, de minuscules glaciers résiduels sans crevasse, de quelques hectares chacun, tapissent le fond des cirques les plus élevés sous la forme de grands névés (photo 1), de couloirs neigeux (photo 4) et de bandes glacées suspendues bien que la limite théorique des neiges éternelles (3200-3300 m) soit supérieure à l’altitude des plus hauts sommets. Ces formes moribondes subsistent uniquement grâce à l’exposition favorable (ubac) et à l’alimention indirecte par avalanches (névés de base de paroi).

27Les moraines tardiglaciaires sont développées et d’une grande fraîcheur (photo 92). Les vallums les plus bas s’observent vers 1850-1900 m en versant N, indiquant une limite des neiges permanentes situées vers 2350 m au Würm. Des stades de retrait sont notés jusqu’à plus de 2600 m (fig. 96).

Figure 92 : Diagrammes ombrothermiques des stations d’Antalya et de Beysehir et diagrammes pluviométriques des stations d’Akseki et de Seydisehir.
Antalya (alt. 43 m) : 974,2 mm, 18,8°C (amplitude 17,4°C).
Beysehir (alt. 1129 m) : 473,3 mm, 11,2°C (amplitude 22°C) (1940-69).
Akseki (alt. 1145 m) : 1365 mm (1955-69, sauf 57 et 60).
Seydisehir (alt. 1150 m) : 786,8 mm (1955-69, sauf 57 et 60). (d’après le service météorologique turc, in BAKALOWICZ, 1970).

2. Glaciers rocheux (fig. 95 et 96)

28Le Dedegol Dag possède de multiples glaciers rocheux. Certains sont inactifs comme celui du flanc E du Dipoyraz Dag qui descend jusqu’à 2100 m. En revanche, dans les cirques supérieurs du centre du massif, les glaciers rocheux situés entre 2500 et 2800 m sont plus frais et pourraient être partiellement actifs.

29Les lobes rapprochés se tassent au fond des cirques-dolines comme dans les massifs calcaires situés au S du lac de Van et étudiés par SCHWEIZER (1975). Ici, le matériel est plus grossier avec des blocs variant entre 0,5 et 1,5 m en moyenne. Plusieurs de ces appareils sont peut-être d’anciens glaciers noirs remontant "Petit Age Glaciaire".

C. DES KARSTS VARIES

1. L’Anamas Dag : un nivo-karst subméditerranéen classique

30Situé au N du Dedegol Dag, le plateau de l’Anamas, de 25 km x 10 km, s’étage entre 1800 et 2398 m. Il se caractérise par un relief de croupes calcaires séparées par un réseau de vallées sèches et par d’immenses champs de dépressions (fig. 94 et photo 94). Les dolines ont généralement 50 à 150 m de diamètre et 15 à 50 m de profondeur ; mais les puits ne sont pas absents. Elles sont réparties indifféremment sur le rebord des croupes (notamment sur le rebord NE où elles sont en relation avec des niches de nivation), en position de col entre les vallées sèches et dans le fond de ces mêmes vallées apparemment calquées sur la fracturation. La densité des dépressions dépasse 25/ km2.

31Au SW du plateau, le poljé de Mehmetket, long de 1 km et large de 500 m, doit son existence à un bassin d’effondrement (fig. 94). Eboulis, petits cônes de déjection issus de vallons adjacents adoucissent le contact. Des mégalapiés de diaclases ont été observés au N de la vallée sèche de Karamik (fig. 94) : profonds couloirs méandriformes, de 15 à 20 m de haut et de 1 à 2 m de large. Tapissées d’argile rougeâtre, ces kluftkarren géants (photo 97) et ces bogaz (couloirs) recoupent des cavités anciennes (conduites forcées), inactives et de faible développement qui ont servi d’abri (charbons de bois, gravures rupestres). Si le caractère hérité de ce modelé est évident, il n’en est pas de même des pinacles aigùs qui coiffent les mégalapiés et des cannelures de parois (wandkarren) qui mettent en évidence l’ambiance humide du plateau.

32L’Anamas Dag présente ainsi une morphologie nivo-karstique typique, héritée pour l’essentiel des épisodes quaternaires. Nous n’avons pas relevé d’indice glaciaire dans ce secteur en raison de l’altitude médiocre (DELANNOY et MAIRE, 1983).

2. Le karst "haut-alpin" du Dedegol Dag (fig. 96)

33Le Dedegol Dag présente un relief glacio-karstique remarquable. Entre 2500 et 3000 m, des cirquesdolines étagés, de plusieurs hectomètres de diamètre chacun, sont encombrés par des moraines et des glaciers rocheux. Entre les auges glaciaires issues des cirques supérieurs, se développe un karst à banquettes (schichtreppenkarst) et en roches moutonnées (photo 96). De petits canyons de 10 à 15 m de profondeur et de 5 à 10 m de large, aux parois lisses, sillonnent le karst à banquettes ; ils ont été creusés par les eaux sous-glaciaires et proglaciaires.

34Des conduites forcées, de 2 à 3 m de diamètre, perforent le verrou du cirque-doline de Kizilanlak ; elles évacuaient une partie des eaux sous-glaciaires emprisonnées dans la dépression tandis qu’une autre partie utilisait un canyon situé en rive gauche. Sur le karst en banquettes établi dans les calcaires compacts, les formes de dissolution postglaciaires sont variées : lapiés de diaclases et de ruissellement. A cela s’ajoutent les puits à neige et les entonnoirs (photo 96).

35Plus bas, entre 2250 et 1900 m, à la verticale du réseau souterrain de Pinargozü, s’étend un champ de dolines en baquet. Ces dépressions jointives mesurent 40 à 80 m de large et 15 à 25 m de profondeur ; elles ont un fond plat recouvert par une terre brunâtre.

Photo 92 :
Dedegol Dag (Taurus occidental). Flanc N du cirque de Kizilanlak (alt. 2500-2920 m), calcaire et dolomie du Trias-Jurassique-Crétacé.
Ί. Moraine de névé du "Petit Age Glaciaire" (alt. 2600 m). 2. Brèches climatiques érodées (pré-würmiennes). 3. Mégabrèches, (fig. 93).

Figure 93 :
Coupe du flanc nord du cirque de Kizilanlak. 1. Névé permanent de base de paroi. 2. Moraine de névé du "Petit Age Glaciaire".
3. Mégabrèches.

Photo 93 :
Moraine frontale würmienne (alt. 1950 m) du versant N du Dedegol Dag située à 2 km au
SW de l’entrée du réseau de Pinargozü (fig. 96). Le glacier würmien mesurait 5 km de long. Au fond, sommet du Kartal (2987 m). Au premier plan, la forêt de pins monte jusqu’à 1800 m.

Figure 94 :
Carte morphologique de la bordure
SW du massif de l’Anamas Dag. 1. Ligne de crête. 2. Escarpement. 3. Champs de dolines. 4. Ouvala, poljé. 5. Vallée sèche. 6. Ravin dans le flysch (écoulement temporaire). 7. Route, chemin, (d’après le fond de la carte topographique turc à 1/50 000).

Photo 94 :
L’immense plateau à dolines nivo-karstiques de l’Anamas Dag (alt. 1800-2300 m). Pas d’influence glaciaire. Au premier plan, ancienne vallée sèche de Karamik (fig. 94) élargie localement en ouvala. La topograhie générale est issue du bombement épirogénique de la surface d’aplanissement infra-miocène et de sa karstification en altitude depuis la fin du Tertiaire. Le système de vallées sèches est pré-quaternaire.

Figure 95 :
Coupe longitudinale des cirques-dolines étagés de la haute vallée glacio-karstique allant de la moraine ancienne de Tekaçukuru au cirque deKizilanlak.
1. Culot morainique pré-würmien de Tekaçukuru (piégé dans une paléocavité recoupée). 2. Brèches perchées à gros blocs de Kizilanlak.
3. Absorption karstique des eaux de fonte.

36Situé à l’E de l’ancienne langue glaciaire qui descendait du haut vallon N du Dipoyraz Dag, ce plateau n’a pas été englacé durant les derniers cycles climatiques, d’où une morphologie dolinaire nivo-karstique similaire à celle de l’Anamas Dag.

37Le Dedegol Dag présente donc un modelé glaciokarstique exemplaire favorisé par l’affleurement de calcaires mésozoïques compacts (Trias à Crétacé). Sous les conditions climatiques actuelles, le modelé nivo-karstique s’accentue : lapiés, puits à neiges, niches de nivation et dépressions.

38 Le problème des brèches climatiques : sur le Dedegol Dag qui a connu un nettoyage glaciaire, les brèches en place existent en quelques points. En amont du cirque-doline de Kizilanlak, le tiers inférieur de la paroi culminant à 2920 m est plaqué par des méga-brèches sur près de 100m de dénivellation, juste au-dessus du névé de base de paroi (fig. 93 et photo 92, no 3).

39Des éléments de tabliers bréchifiés subsistent vers 2560 m à la base des murailles du cirque de Kizilanlak (photo 92, no 2). D’autres témoins ont été observés vers 1900-2000 m, au pied du versant W du Meliklertar coté 2483 m. Ces brèches plus ou moins litées, à gélifracts centimétriques à décimétriques (les brèches de paroi du cirque supérieur à blocs sont différentes), sont soudés par un plasma microbréchique ; elles ont été érodées et remaniées dans les moraines, les glaciers rocheux et les éboulis.

40NB : l’étude micromorphologique des brèches climatiques est développée à la fin du chapitre 15.

D. CARACTERES DE L’ENDOKARST

41Les deux massifs présentent un endokarst complexe et développés. On observe deux grandes générations de réseaux souterrains : les paléocavités fini-tertiaires recoupées par l’érosion et les réseaux actifs.

1. Paléocavités décapitées et moraines piégés dans l’endokarst

42En dehors des poches et des fissures injectées d’argiles rouges appartenant aux paléokarsts de la fin du Crétacé (karst des bauxites) et de l’Eogène, le Dedegol Dag présente d’anciens conduits karstiques recoupés par l’érosion du massif. Sur le flanc W du Dipoyraz Dag, deux alvéoles de 50 à 80 m de haut trouent la base de la paroi entre 2500 et 2700 m. Ces vides karstiques anciens ont été décapités par le recul du versant.

43Mais le phénomène le plus intéresssant est un autre alvéole semi-circulaire de 250 de large localisé vers 2400-2450 m, au N du cirque-doline de Tekaçukuru, juste en aval du verrou glaciaire. Ce demi cylindre de 150 m de large est fossilisé par un remplissage morainique de 100 m de hauteur (fig. 97, photo 98). Le dépôt, plus ou moins consolidé, présente des éléments hétérométriques (graviers centimétriques à blocs décimétriques ou dépassant 1 m), anguleux ou faiblement roulés, mêlés dans une matrice sableuse orangée (sols rouges décapés). La morphologie de cet alvéole (fig. 97) montre qu’il s’agit d’une ancienne cavité recoupée par l’érosion glaciaire au Pléistocène (doline-aven) et dont la paroi N a été ultérieurement défoncée. Situé dans l’axe de l’auge glaciaire, ce gouffre d’effondrement a été bourré de dépôts morainiques pré-würmiens qu’il n’a pas été possible de dater.

2. Gouffres et réseaux actifs

44Les gouffres sont nombreux sur le karst en banquettes, mais la plupart sont obstrués entre 25 et 50 m de profondeur par des névières et des bouchons morainiques.

Photo 95 :
La zone centrale du haut karst du Dedegol Dag.
Au premier plan, col avec entonnoirs axés sur une faille (alt. 2850 m, épaulement
SW du Dipoyraz, 2992 m, cultnen du massif) (fig.96).
Au fond, à droite, cirque de Kizilanlak (photo 92).

Photo 96 :
Karst en banquettes et roches moutonnées, dépôts morainiques épars (alt. 2200-2500), au nord du cirque de Kizilanlak (fig. 96).

Photo 97 :
Lapiés de diaclases géants et bogaz sur le nivo-karst de l’Anamas Dag vers 1950 m d’altitude.
A gauche lapiés de ruissellement.
Plus à droite (non visible sur le cliché), paléocavité recoupée ayant servi de refuge (charbons de bois, inscriptions gravées).

45Une seule cavité connue dépasse - 100 m, le Karatas Ini (- 112 m) (fig. 98 et annexe).

46La partie N du massif du Dedegol Dag est drainée par la grotte-émergence de Pinargozü connue sur 7 km de développement et 700 m de dénivellation (fig. 99 et annexe). Ce réseau actif, le plus profond actuellement exploré dans le Taurus, possède une morphologie de gouffre alpin. La rivière souterraine présente des cascades qui ne peuvent être franchies qu’après la période de fusion printanière (photos 99 et 100) ; en été, elle continue à être alimentée par la fusion des névés résiduels et des glacières.

47Cette cavité complexe est liée à l’enfoncement de la karstification au cours de la surrection néogène et pléistocène. D’anciens tronçons inactifs sont recoupés par le réseau actif et atteste des étapes du creusement. Mais toute l’étude spéléologique détaillée reste à faire. Aucune cavité importante n’a été explorée sur le massif voisin de l’Anamas Dag.

Figure 96 : Carte morphologique de la partie N du Dedegol Dag. 1. Cirque glaciaire. 2. Vallée glaciaire. 3. Verrou glaciaire. 4. Gorge sous-glaciaire. 5. Moraine. 6. Bloc erratique. 7. Niche de nivation. S. Glacier résiduel. 9. Névé. 10. Lac glaciaire. 11. Versant régularisé périglaciaire. 12. Corniche. 13. Karst en banquettes moutonnées. 14. Lapies. 15. Dépression glacio-karstique (cirque-doline, mégadoline). 16. Champs de dolines nivo-karstiques. 17. Grotte, émergence pérenne. 18. Gouffre, (levés de terrain, 1980, DELANNOY et MAIRE, 1983).

Figure 97 :
Moraine pré-würmienne de Tekaçukuru piégée dans une paléocavité recoupée par l’érosion glaciaire et dont la paroi nord a disparu (alt. 2300-2400m).
Elle date au minimum du Pleistocene moyen.

E. HYDROGEOLOGIE

1. Caractères hydroclimatiques généraux (tableau 14)

48Sur le Dedegol Dag, qui reçoit 1600 mm de précipitations moyennes, on constate que le déficit d’écoule ment n’est que de 24,8 % (ETR = 397 mm), soit un rendement hydrologique de 75,2 %. Le débit spécifique théorique est de 38 l/s/km2 environ.

Photo 98 : Culot morainique pré-würmien de 100 m de haut (alt. 2400 m) piégé dans une paléocavité recoupée dont la paroi N a été ultérieurement détruite par l’érosion glaciaire. La matrice sablo-graveleuse est teintée en orange par des sols rouges qui ont été décapés par une glaciation datant au minimum du Pléistocène moyen.

49Sur l’Anamas Dag, moins élevé et moins humide (1250 mm/an), le déficit d’écoulement est de 34,8 % (ETR = 435 mm). Le débit spécifique théorique est de l’ordre de 26 l/s/km2.

50Les bassins-versants situés plus au S, et alimentant le système hydrogéologique de la Manavgat souterraine, ont été étudiés par BAKALOWICZ (1970). A titre de comparaison, on remarque que les bassins hydrokarstiques très arrosés de Kembos et de Cevizli-Buyuk-Akdag présentent un débit spécifique de 36 à 37 l/s/km2 pour des altitudes moyennes de 1850 et 1500 m. Sur le Seytan Dag (alt. 2403 m) localisé à l’Ε du poljé de Kembos, il tombe 2000 mm/an (T = 7,2°C à 1950 m). Compte tenu d’une tranche écoulée de 1515 mm (ETR = 485 mm d’après la formule de Turc), le débit spécifique de ce haut karst situé entre 1600 et 2400 m atteint 48 l/s/km2, valeur un peu inférieure à celle des karsts haut-alpins humides.

2. Le système de Pinargozü

51Le 18/8/68, soit à la fin de la fusion nivale, BAKALOWICZ (1970, p. 83) estime le débit à 600 l/s. Le 11/9/80, alors que le réseau n’est plus alimenté que par des névières, quelques névés et peut-être par les pertes du petit lac Karagol, le débit est de 100 l/s environ. A partir de la morphostructure du massif situé juste au S du réseau connu, on peut estimer la superficie de l’impluvium à 15-20 km2. Le débit moyen serait de l’ordre de 0,57 à 0,76 m3/s, avec un débit de fusion nivale de 1,7 à 2,3 m3/s en avril-mai-juin. Les réserves écoulables paraissent faibles et la vitesse de transfert rapide comme dans la plupart des karsts perchés de haute montagne.

52La grande émergence de Pinarbasi qui draine le karst de moyenne-haute montagne (1200-2000 m) situé à l’W de Seydisehir, présente un maximum de fusion nivale plus précoce, en mars-avril, alors que le maximum des précipitations se place en décembre-janvier (GULDALI).

Figure 98 :
Gouffre du Karatas lui (- 112 m) situé sur le plateau à dolines nivo-karstiques au sud de l’entrée de Pinargozü. La ventilation aspirante (étroiture terminale) doit être en relation avec le réseau de Pinargozü (coupe de la fig. 99). (topographie S.C.Paris et C.M.S., CHABERT, 1975).

Figure 99 :
Le réseau actif de Pinargozii (> 6 km,
+ 700 m) est explorable à partir de l’émergence où souffle un violent courant d’air (thermoventilation descendante). Le système draine une grande partie de la zone couverte par la carte morphologique (fig. 96). Le plan de la cavité a été replacé par rapport à un agrandissement de la carte topographique, (topographie du S.C.Paris jusqu’à + 248 m ; au-delà explorations des spéléos lyonnais et aixois en 1988-89.

Photos 99 :
Premières cascades de la rivière souterraine de Pinargozü (100 l/s, situation d’étiage, septembre 1980). Débit pouvant atteindre plusieurs
m3/s à la fonte des neiges. Le réseau "remontant" est topographié sur 7 km (+ 700 m environ en1989).
(fig. 99 et annexe 1).

Photos 100 :
Premières cascades de la rivière souterraine de Pinargozü (100 l/s, situation d’étiage, septembre 1980). Débit pouvant atteindre plusieurs
m3/s à la fonte des neiges. Le réseau "remontant" est topographié sur 7 km (+ 700 m environ en1989).
(fig. 99 et annexe 1).

3. Caractères hydrochimiques (tableau 15)

53En août 1968, alors que la fusion nivale était encore effective, Bakalowicz a mesuré des teneurs très faibles : 28,8 mg/l de Ca++ et 2,49 mg/l de Mg++, soit un TH de 8,2°F. Le rapport Mg/Ca = 0,14, faible, indique que l’ensemble de l’aquifère se développe dans les calcaires triasiques et jurassiques. La contamination par les sels marins est négligeable : 0,8 mg/l de C1contre 4 à 7 mg/l de CL pour les différents bassins du système de la Manavgat.

54En septembre 1980, le TH de Pinargozü est un peu supérieur à août avec 10,5°F. Pour les sources qui drainent le karst de moyenne altitude (1100-1600 m) au SW du lac de Beysehir (contreforts de l’Anamas Dag), le TH monte à 18,7 et 24,9°F.

55La dissolution spécifique, pour le bassin de Pinargozü, serait de 45,2 m3/km2/an d’après la formule de Pulina (D = 5,2 + 0,025 P, avec P = 1600 mm). Si on estime le TH moyen à 9 ou 10°F, celle-ci est alors de 40 à 44,5 m3/km2/an (avec une tranche écoulée de 1203 mm). Une fourchette de 40 à 45 m3/km2/an est donc plausible pour le Dedegol Dag.

II - EXEMPLES DE HAUTS KARSTS DANS LE TAURUS CENTRAL, ORIENTAL ET ARMENIEN

56Pour suivre l’évolution morphoclimatique et morphostructurale des hauts karsts du Taurus, nous avons choisi d’analyser brièvement trois séries d’exemples complémentaires :

  • le Bolkar Dag (3585 m) et l’Aladag (3734 m) dans le Taurus central ;

  • le Nemrut Dag (2200 m) et le Munzur Dag (3449 m) dans le Taurus oriental ;

  • I’Hasobesir-Aluce (3503 m) et le Cilo Dag (4170 m) dans le Taurus arménien.

57En dehors du Nemrut Dag, qui n’a jamais connu d’influence glaciaire, tous les autres massifs étudiés sont des glacio-karsts situés dans des contextes structuraux variés : axe calcaire paléozoïque métamorphisé du Bolkar Dag, axe calcaire jurassico-crétacé de l’Aladag et du Munzur Dag, chaîne métamorphique de Bitlis (Hasobesir-Aluce dans les marbres permiens) et "Plis Bordiers Turcs" à couverture calcaire crétacé et éocène (Cilo Dag).

Tableau 15 : Caractères physicochimiques des eaux karstiques du Dedegol Dag et de l’Anamas Dag (MAIRE-DELANNOY, sept. 1980). TB1 : source au bord du Beysehir Golü (Anamas Dag). TB2 : source au bord du Beysehir Golü (Anamas Dag). TB3 : source de Pinargozü. TB4 : rivière souterraine de Pinargozü à 1500 m de l’entrée. TB5 : affluent de rive gauche à 500 m de l’entrée de Pinargozü. TB6 : source de Pinargozü à la fonte des neiges (18/8/68) (BAKALOWICZ, 1970).

A. LE BOLKAR DAG : UN GLACIO-KARST DU TAURUS CENTRAL

58Le massif du Bolkar Dag, long de 50 km et large de 30 km, se situe dans le Taurus Central, entre Mersin au S et Eregli au N (fig. 100). La zone visitée est celle de l’Aydos Dag (3488 m) accessible par la route Eregli-Halkapinar-Kaleimindos jusqu’à 1600 m d’altitude. Le culmen, le Medetsiz (3585 m), se trouve dans la partie orientale dont les phénomènes glaciaires ont été étudiés par MESSERLI (1967). L’originalité de l’ensemble du Bolkar Dag est de présenter une haute surface d’aplanissement (2600-3200 m) de grandes dimensions façonnée dans les marbres, calcaires et schistes permiens et découpée sur ses bordures par des cirques glacio-karstiques et des canyons.

1. Le contexte géologique

59L’axe calcaire du Taurus central est décroché selon une direction SW-NE par le grand accident senestre d’Ecemis qui délimite au NE l’Aladag dans les calcaires jurassico-crétacés et au SW le Bolkar Dag dans les calcaires et marbres paléozoïques. Dans le Bolkar Dag, le soubassement hercynien est peu visible : seuls existent un affleurement de Dévonien au S de Rozanti et des éléments de socle métamorphique au N ; il est surmonté par une épaisse couverture de plateforme attribuée au Permien et constituée par (fig. 101) :

  • des marbres dolomitiques au N ;

  • des calcaires et des calcschistes au S ;

  • des niveaux phylliteux, interstratifiés, apparaissant dans la série des marbres et au contact des calcaires permiens du S.

60La couverture carbonatée jurassico-crétacée, si elle a existé sur le centre du massif, a été totalement érodée ; il subsiste des affleurements sur le flanc S vers 2000 m. Des nappes à mélange ophiolitique s’étendent à moyenne altitude (500-2000 m), sur le versant méridional, où elles recouvrent en discordance le Permo-Carbonifère, le Jurassique et le Crétacé. Sur le flanc N, les affleurements de serpentines forment des bandes W-E, intrusives, ne dépassant pas 1 à 2 km de large (fig. 101 et photo 104). Nous avons observé des roches vertes à plus de 3000 m sur la crête NW de l’Aydos Dag, mais nous ne pouvons affirmer qu’il s’agit d’une klippe attestant de l’ancienne couverture ophiolitique. Un gisement de diaspore, localisé à l’extrémité W du plateau, en bordure de l’ancienne mer miocène, indique une phase de karstification et d’altération ancienne attribuée au Permien (BARDOSSY, 1982).

61Des barres calcaires de l’Eocène inférieur sont visibles au N, dans le secteur Halkapinar-Kaleimindos (photo 104). L’orogenèse éogène est responsable de la formation de flyschs éocènes et de molasses oligocènes. Un matériel détritique oligocène, à caractère continental, affleure au N et au S vers 1000-1500 m. Les calcaires miocènes, à faciès littoral, sont développés dans le Taurus occidental, du Kizil Dag (2257 m) aux contreforts du Bolkar Dag, et constitue la coupole karstifiée de Taseli (ARDOS, 1969). Epais de plusieurs centaines de mètres au niveau de l’ensellement du Taurus de Cilicie, le Miocène calcaire s’amincit vers l’Ε et disparaît sur le Bolkar Dag (carte géologique : Adana, 1/500 000). Il est donc probable que le centre du massif ait été émergé au cours de cette période.

62La surface d’érosion infra-miocène, bien connue sur les bordures de la coupole de Taseli où le Miocène calcaire recouvre en discordance les terrains mésozoïques ou paléozoïques, a été portée en haute altitude sur le Bolkar Dag durant le soulèvement néogène. Elle a profité d’une structure en écailles peu plissées et d’une immunité, d’origine karstique, au cours de la surrection épirogénique.

63Le secteur de l’Aydos Dag se développe dans les marbres dolomitiques. Un échantillon analysé indique 100 % de dolomite et une porosité faible de 0,45 %, d’où des conditions peu favorables pour un modelé exokarstique à dépressions et lapiés.

2. Le contexte bio-climatique

64Entre 2400 et 3200 m, le karst est soumis à un climat de haute montagne à fort ensoleillement estival proche de celui du Dedegol Dag. Entre 2000 et 3500 m, les précipitations vont de 1200 à 2000 mm (carte d’AKMAN et DAGET, 1971). Pour l’altitude moyenne de 2800 m, les données climatiques calculées sont les suivantes :

  • P = 1600 mm/an environ ;

  • T = 2,2°C ;

  • Amplitude thermique = 31,8°C (janvier : - 14,6°C, août : + 17,2°C).

Figure 100 : Carte du Bolkar Dag dans le Taurus central. La zone visitée se situe à l’W du sommet coté 3488 m (Aydos Dag). La droite X-Y correspond au tracé de la coupe géologique (fig. 14).

Figure 101 : Coupe géologique schématique du Bolkar Dag. Mr. Marbre dolomitique paléozoïque. Pm. Calcaire permien. Oph. Ophiolites crétacées, ep. Calcaire de l’Eocène inf. ef. Flysch éocène. ma. Miocène infér. calcaire.

Photo 101 :
Glacier rocheux actif sur le flanc N de l’Aydos Dag (3488 m). Un glacier résiduel de type glacier noir subsiste à la base de la paroi entre 3150-3300 m. Front du glacier rocheux à 2900 m.

65L’effet de la continentalité apparaît sur le versant anatolien où la végétation originelle a totalement disparu à cause du surpâturage. Seuls les fonds de vallées arrosés par des sources sont occupés par une végétation luxuriante. Quelques forêts de pins ont été replantées, comme à l’E de Kaleimindos, entre 1600 et 1900 m, en exposition nord. La limite supérieure de la forêt naturelle se situe vers 2200-2300 m en ubac.

3. Glaciers rocheux et moraines

66Le versant N de l’Aydos Dag est échancré par deux cirques glaciaires. Le plus important est occupé par un glacier résiduel pentu et sans crevasses, à l’abri de la paroi sommitale, entre 3150 et 3300 m ; il se poursuit par un glacier rocheux actif à lobes caractéristiques dont le front se situe à 2900 m d’altitude (photo 101).

67A l’W, dans les cirques septentrionaux qui entaillent la bordure des hauts plateaux (Hacihalildag), un glacier rocheux inactif se développe entre 2330 et 2700 m. En fonction de l’altitude moyenne des crêtes (X) et de l’altitude du front du glacier rocheux (Y), on constate que la limite d’activité des glaciers rocheux en exposition nord (X + Y / 2) est passée de 2590 m au début du Postglaciaire (Préboréal) à 3165 m aujourd’hui.

68D’après l’étude précise des moraines effectuée par MESSERLI (1967) sur le Bolkar Dag oriental, la limite des neiges permanentes au Würm se situait vers 2650 m en moyenne : 2500-2550 m en versant N et 2700-2800 m en versant S. Pour le flanc N de l’Aydos Dag, nous l’estimons vers 2550-2600 m.

69Une moraine ancienne (Riss ?) a été observée par MESSERLI (1967) au N du massif, à 1790 m, dans la vallée du Kil Dere près de Maden.

70Au Pléistocène, l’englacement a été important ; sur les hauts plateaux, la calotte glaciaire s’étendait sur plusieurs dizaines de km2 et des glaciers de vallées de plusieurs km de long (3 à 6 km) se sont écoulés au N et au S. Dans le même temps, les versants dénudés ont été soumis à une gélifraction intense, avec la poursuite de la régularisation des pentes en régime périglaciaire.

4. La haute surface d’érosion

71Les hauts plateaux du Bolkar Dag correspondent à la surface d’érosion infra-miocène portée vers 3000 m d’altitude au cours du Mio-Pliocène. Cet important fragment de surface, modelé dans une structure favorable, lourdement plissée, est le plus vaste rencontré dans les hauts karsts du Taurus. Dans le Taurus occidental, elle est soit recouverte par le Miocène calcaire, soit fortement démantelé. La coupe géologique schématique N-S (fig. 101) montre la disposition de cette surface qui a subi une évolution variable :

  • la bordure N est échancrée par des cirques glaciaires et entaillée par des canyons profonds de 500 à 800 m (photo 104) ;

  • la bordure S, creusée également par des gorges, présente des affleurements résiduels de Miocène calcaire sur les interfluves, vers 2000-2200 m ;

  • la partie centrale possède des éléments décalés en altitude.

72Les hauts plateaux internes renferment deux secteurs différents. La moitié N, modelée dans les marbres dolomitiques, est constituée par un système de vallées sèches, orientées N-S, dont le sommet des lourds interfluves évoque l’ancienne surface d’aplanissement (photo 102). En revanche, dans la moitié S développée dans les calcaires et calcschistes permiens, la surface est régulière et a moins subi les actions fluviatiles (dépressions larges) (fig. 100 et photo 102, au second plan).

5. Glacio-karst et nivo-karst

73Les formes glacio-karstiques sont moins évidentes que dans le Dedegol Dag ou dans la chaîne S de Van (Taurus arménien). En effet, les marbres dolomitiques sont moins favorables à l’élaboration des cirquesdolines que les calcaires. Ainsi, sur les hauts plateaux S, on rencontre de vastes dépressions et bassins fermés de plusieurs hm à plusieurs km de large, vers 2500-2700 m, creusés dans les calcaires permiens. Dans les marbres dolomitiques, des dépressions lacustres ou semi-lacustres ont été observées de loin, à la même altitude, juste au S de l’Hacihalildag. Ces cuvettes peu profondes ont été recouvertes, au cours des épisodes froids du Pléistocène, par une calotte glaciaire à faible dynamique ou par de vastes champs de neige.

74Sur la bordure N du massif, des dolines en "verre de montre" ont été observées entre 2300 et 2650 m (photo 103). Ces formes nivo-karstiques contrastent avec le cirque-doline glacio-karstique situé entre 2700 et 3000 m au N de l’Hacihalildag et caractérisé à l’aval par un verrou recreusé par une petite gorge.

75Le drainage souterrain existe, mais il est inconnu sur le plan spéléologique. Les canyons du flanc septentrional, à écoulement temporaire, présente de grands versants à clochetons et reliefs ruiniformes, typiques du relief dolomitique (photo 104). Les parois recoupent des conduites forcées de plusieurs mètres de diamètre ou mettent à jour des massifs stalagmitiques anciens (l’un d’eux mesure plus de 10 m de haut). Ces paléocavités marquent des stades de l’enfoncement de l’endokarst au cours de la surrection et sont pré-quaternaires.

76Les grands versants réglés, inclinés entre 35 et 45°, ont bénéficié de la microgélivité des marbres dolomitiques qui assurent un débitage en éléments centimétriques. Des dalles de marbres, nettoyées de leurs gélifracts, montrent un dense réseau de joints mis en valeur par la dissolution différentielle.

6. Données hydrogéologiques

77Plusieurs émergences ont été observées sur le versant N de l’Aydos Dag. Celles qui drainent les barres de calcaire éocène, autour du village de Kaleimindos (alt. 1650-1680 m), ont un débit estival inférieur à 1 l/s et une température supérieure à 10°C ; leur TH est élevé : 21,2°F et 17,8°F. Les émergences alimentées par l’aquifère des marbres dolomitiques du karst de haute montagne sont plus abondantes et plus froides (6 à 7°C) ; leur TH est plus faible : 10,5 à 14°F.

78Pour le haut karst (ait. moyenne = 2800 m), les données hydro-climatiques calculées sont les suivantes :

  • déficit d’écoulement = 347 mm/an (21,7 %), avec P = 1600 mm/an ;

  • tranche écoulée = 1253 mm/an (78,3 %) ;

  • débit spécifique = 39,71/s/km2.

79En appliquant la formule de Pulina, la dissolution spécifique est de 45 m3/km2/an. Si on admet un TH moyen de 9,3°F, avec un poids spécifique des marbres de 2,85, la dissolution spécifique atteint 41 m3/km2/an.

B. QUELQUES ELEMENTS SUR LE GLACIOKARST DE L’ALADAG (TAURUS CENTRAL)

80Situé 60 km au NE du Bolkar Dag, l’Aladag (3734m) est le massif le plus élevé du Taurus, à l’exception du Cilo-Dag (4170 m) localisé en Arménie à la limite Taurus-Zagros. Les conditions bio-climatiques sont similaires à celles du Bolkar Dag : précipitations assez abondantes en haute altitude (1500-1600 mm/an vers 2500-3000 m) diminuant à moins de 800 mm/an dans la vallée de l’Ecemi à l’W. La limite supérieure de la forêt est vers 2100 m.

81L’Aladag est caractérisé par un relief glacio-karstique plus prononcé que celui du Bolkar Dag, non seulement en raison de l’altitude plus élevée, mais surtout grâce à la présence d’une série carbonatée jurassico-crétacée très épaisse, reposant au N sur le Permo-Carbonifère. Le massif est limité à l’W par le grand décrochement senestre d’Ecemi et les flyschs éocènes et volcanites de Nigde. Le mélange ophiolitique crétacé recouvre le flanc S jusqu’à 3000 m d’altitude : on peut donc supposer une érosion majeure de ces nappes au cours de l’orogenèse éogène. La surface d’érosion infra-miocène a été découpée par de profondes auges glaciaires orientées E-W et N-S (photo 105). Un fragment de surface subsiste vers 3500-3600 m sur le Torasandag sous la forme d’un plateau sommital de plusieurs km2 percé de grandes dépressions.

Photo 102 :
Le haut plateau du Bolkar Dag (alt. 2800-3000 m) dans les calcaires et marbres paléozoïques. La surface d’aplanissement infra-miocène est restée émergée au Miocène.
Elle a été soulevée au Néogène, puis affectée par les glaciers au Pléistocène.
Au premier plan, système de vallons et haute vallée du Koca D. ;
au fond, plateau à dépressions.

Photo 103 :
Petites niches de nivation et doline en "verre de montre" affectant les marbres paléozoïques du rebord N du Bolkar Dag (alt. 2650 m, Hacihalildag).

Photo 104 :
Canyon à clochetons dolomitiques sur le versant N du plateau du Bolkar Dag (Hacihalildag), alt. 1900-2500 m, avec paléocavités recoupées et massifs stalagmitiques mis à jour.
Au fond :
1. Ophiolites crétacées.
2. Barre calcaire de l’Eocène inférieur.

Photo 105 : Le haut massif calcaire de l’Aladag culmine à 3734 m. Au premier plan, auge glaciaire entaillant les calcaires jurassico-crétacés. Au fond, cirques glaciaires vers 3500 m. (cliché D. Colliard).

82La morphologie glacio-karstique est semblable à celle du Dedegol. Les vallées glaciaires, actuellement sèches, sont jalonnées de dépressions remblayées par des alluvions fluvio-glaciaires. Les flancs verticaux recoupent d’anciennes cavités déconnectées du système actuel. Les crêtes sont échancrées par des cirques glacio-karstiques et des hautes vallées en berceaux situés au-dessus de 3000 m, et suspendus au-dessus des auges glaciaires intermédiaires. En exposition N, la base des parois sommitales abrite des glaciers résiduels de petites dimensions et les cirques-dolines supérieurs sont occupés par des glaciers rocheux actifs. La limite actuelle des neiges permanentes se place vers 3500-3550 m, contre 2700 m au Würm (SPREITZER, 1957-1958, in MESSERLI, 1967, p. 170). Signalons enfin que de grands champs de dépressions nivales se développent au niveau de l’étage subalpin (1600-2000 m), à l’extrémité NE du massif (Horozdag).

C. LE NEMRUT DAG : UN NIVO-KARST DU TAURUS ORIENTAL

83Le Nemrut Dag (alt. 2200 m) est situé sur la rive droite de l’Euphrate, à 40 km au SE de Malatya, et appartient au massif de Puturge lui-même intégré dans le grand arc montagneux externe s’étirant en avant du Taurus oriental entre le golfe d’Iskenderun et Bitlis (Güeydogu Toroslar). Moins élevées que les chaînes axiales du Taurus oriental, ces montagnes hautes de 2000-2500 m dominent les plaines d’Urfa et de Diyarbakir descendant vers la Syrie (fig. 88).

84Le sommet du Nemrut Dag est surmonté par une pyramide de pierres ; cette dernière est ceinturée par de hautes statues, sorte de mausolée construit par Antiochos, un des quatre rois de Commagène. On accède à 200 m du sommet par une route longue de 70 km partant de Khata sur la route d’Adiyaman. Au-dessus de 1500 m, le karst est caractérisé par des champs de dépressions et un vieux système de vallées sèches, dans un contexte sub-méditerranéen semi-humide. Le modelé glacio-karstique est absent à cause de l’altitude insuffisante.

1. Contexte géologique (fig. 102 et 103 B)

85Le massif du Nemrut Dag appartient aux plis bordiers de la zone externe de l’arc taurique oriental, au SSE de Malatya. Cette région présente une organisation structurale voisine de celle du Zagros (BRAUD et RICOU, 1975). Du N au S, on reconnaît :

  • les massifs métamorphiques de Puturge-Bitlis (nappes) ;

  • les écailles intermédiaires de Maden-Baskale (présentes seulement au NE de Puturge) ;

  • les Plis Bordiers Turcs (Autochtone, croissant ophiolitique et écailles).

86Le Nemrut Dag est armé par la couverture calcaire de la formation Midyat du Maestrichtien supérieurMiocène inférieur. Epais de plusieurs centaines de mètres, ces calcaires recouvrent la formation de Koçali caractérisée par un complexe à péridotites, gabbros, radiolarites, lentilles calcaires et olistostromes ophiolitiques (Cénomanien-Turonien). Cette zone des Plis Bordiers Turcs, à axe SW-NE, constitue la marge N du craton arabique avec un socle précambrien et une couverture de plate-forme paléozoïque et mésozoïque.

87YAZGAN et al. (1983) montrent que cette série de plate-forme est recouverte dans la région étudiée par l’obduction ophiolitique de la formation de Koçali datée du Crétacé supérieur. La formation de Midyat dans laquelle se développe le karst correspondrait à une couverture néo-autochtone transgressive sur la série obductée de Koçali. Cette masse calcaire, surtout éocène, est déformée au cours de l’Eocène supérieur-Miocène moyen, d’où le dépôt de molasse miocène au S (molasse de Lice), laquelle est chevauchée par le charriage des Plis Bordiers vers le SW. Au Pliocène, la compression N-S crée une succession de plis droits et de cassures plus ou moins verticales ; au SE, elle donne lieu aux émissions basaltiques de Diyarbakir et du lac de Van.

Figure 102 : Coupe géologique schématique à travers les "Plis Bordiers Turcs" (Nemrut Dag). 1. Plio-Quaternaire. 2. Néogène. 3. Calc, et grès de la formation de Midyat (Maestrichtien-Miocène inf.). 4. Mélange ophiolitique de la formation de Koçali (Cénomanien-Turonien). 5. Nappe de Puturge (micaschistes, orthogneiss). 6. Autochtone de la plate-forme arabe.

2. Contexte bio-climatique

88Le Nemrut Dag est soumis à un climat sub-méditerranéen montagnard où l’effet de la continentalité est moins marqué que dans le Munzur Dag situé plus au N et dans les montagnes d’Arménie. Entre 1500 et 2200 m, les précipitations sont estimées à 1000-1200 mm / an. L’aridité est forte de juin à septembre inclus. Le maximum des précipitations est hivernal et apporte d’abondantes chutes de neige comme l’atteste l’existence de névières en août dans les gouffres localisés vers 1900-2000 m ; il est lié aux circulations cycloniques d’W. Entre 1500 et 2000 m, les températures moyennes fluctuent entre 9,9 et 6,9°C avec une amplitude thermique annuelle (janvier-août) de 26 à 28°C.

89La forêt a disparu au-dessus de 1500 m en raison des surpâturages et de la déforestation. Une pelouse à petites graminées se développe au fond des vallons secs et des dépressions, et sur les affleurements de flysch.

3. Etagement du modelé

90 Gorges et vallées inférieures sont parcourues par le Cendersuyu et ses affluents, lui-même affluent de rive droite de l’Euphrate. Le lit actuel majeur, large de 500 à 800 m, présente des chenaux anastomosés. De part et d’autre de la rivière, entre + 10 et + 60 m, s’étend une terrasse consolidée d’une cinquantaine de mètres d’épaisseur visible au S du village de Damlacik. Vers + 100/120 m affleure une seconde terrasse fluviatile plus dégradée (fig. 103).

91 Les plateaux intermédiaires étagés à dolines et vallées sèches se situent sur le versant SE (photo 102). Les premiers gradins, entre 1400 et 1700 m, correspondent à un karst montagnard de transition dont la couverture forestière originelle a disparu. La coupe de la route révèle un calcaire altéré sur plusieurs mètres de profondeur présentant des fissures et poches colmatées par les sols rouges. On distingue deux types de modelés :

  • un réseau de talwegs défoncés par la karstification et séparés par des interfluves arrondis ou des fragments de plateau troués de dolines rocheuses aux rebords émoussés. Des entonnoirs et de petits ouvalas de 100 à 300 m de diamètre tapissés d’argile rougeâtre sont disposés en chapelet dans les vallées sèches (vallées dolinaires) ;

  • des champs de dolines (0 50-150 m) (photo 107).

92 Les plateaux supérieurs sont caractérisés par des champs de dolines coalescentes, à flancs subverticaux de 10 à 20 m de haut et sillonnés de lapiés de paroi (calcaire éocène compact) (photo 108). Au fond des avens, vers-15 à - 40 m, subsistent des culots de neige jusqu’à la fin de l’été. Divers types de dépressions sont représentés : baquets, entonnoirs, cuvettes, puits. Des ouvalas à fond remblayé d’argile brun-rougeâtre existent au contact des calcaires massifs éocènes et des flyschs sommitaux terminant la formation de Midyat. On observe aussi des couloirs karstiques (bogazs), profonds de 10 à 20 m, axés sur des fractures. Le karst profond est peu accessible en raison du colmatage détritique des puits.

4. Morphogenèse

93Du fait de l’altitude modérée ne dépassant pas 2000-2200 m et du climat sub-méditerranéen montagnard à hiver neigeux et à été sec, le Nemrut Dag connaît une évolution nivo-karstique pure au-dessus de 1700-1800 m, sans empreinte glaciaire.

94Les gorges inférieures qui entaillent les contreforts calcaires du Nemrut Dag sont parcourues par des torrents durant les pluies d’hiver et au moment de la fusion nivale. Les grands porches ouverts dans les parois des canyons résultent du recoupement de vieux réseaux souterrains inactifs en partie colmatés par d’épaisses coulées stalagmitiques teintées en orange par le soutirage des sols fersiallitiques.

95Le plateau intermédiaire, entre 1400 et 1700 m, est un karst supra forestier anormalement bas, classique en pays méditerranéen en raison de la dégradation anthropique de la végétation et des sols.

96Les plateaux supérieurs à champs de dolines sont contemporains des plateaux intermédiaires. L’influence nivale est active de nos jours au-dessus de 1800 m comme en témoignent les nombreuses névières persistant au coeur de l’été. A l’instar de l’Anamas Dag dans le Taurus occidental ou du Zagros de Kerman shah, une évolution nivale continue, sans incidence glaciaire, a pu s’exercer durant le Pléistocène. Les systèmes d’anciens vallons, actuellement transformés par des chapelets de dépressions en vallées dolinaires, ont pu s’établir à partir de la couverture de flysch de la formation de Midyat encore visible sur les plateaux supérieurs. Ce réseau hydrographique hérité est pré-quaternaire. Le défonçage karstique est responsable de l’ouverture de puits souterrains tapissés de concrétions rougeâtres qui évoluent en puits à neige. A 1900 m, les données hydroclimatiques calculées sont :

  • P = 1100 mm/an.

  • T = 7,5°C.

  • ETR = 466 mm/an, soit un déficit d’écoulement de 42,3 %.

  • Tranche écoulée = 634 mm/an, soit un rendement hydrologique de 57,7 %.

  • Débit spécifique théorique = 20 l/s/km2.

Figure 103 :
Carte morphologique schématique du Nemrut Dag (levés de terrain, 1977).
Carte A : 1. Chevauchement (front de la nappe de Puturge). 2. Métamorphique charrié (nappe de Puturge). 3a. Formation de Midqat (calc, et grès : Maestrichtien-Miocène inf.). 3b. Formation de Koçali (mélange ophiolitique : Cénomanien, Turonien). 4. Miocène sup. et Plio-Quaternaire. 5. Terrasse fluviatile moyenne (+ 60 m). 6. Terrasse fluviatile supérieure (+ 100 m). 7. Champs de dolines à flancs raides (calc, massifs). 8. Champs d’entonnoirs (calc, lités). 9. Vallons secs, vallées dolinaires. 70. Ouvalas. 11. Sols rouges remaniés (fond d’ouvalas). 72. Canyons.
Carte B : Contexte structural du Taurus oriental. 1. Faille majeure, chevauchement. 2. Nappe de Puturge (zone orogénique de Bitlis). 3. Formations de Midyat et de Koçali (zone à olistostromes). 4. Piémont néogène à quaternaire. 5. Plis de bordure. 6. Plate-forme syrienne. 7. Basaltes, (d’après RADELLI, 1971).

Photo 106 :
Massif du Nemrut Dag (Taurus oriental).
Plateaux intermédiaires à dolines et vallées sèches dolinaires, alt. 1400-1700 m, calcaires de la formation Midyat (Maestrichtien à Miocène inférieur).
Au fond, piémont de l’Euphrate.

Photo 107 :
Nemrut Dag.
Champs de dolines coalescentes d’origine nivo-karstique dans des calcaires lités de la formation de Midyat
(alt. 1700-1800 m).

Photo 108 :
Nemrut Uag. Plateaux supérieurs (alt. 1800-2000m).
Dolines rocheuses à flancs subverticaux et puits à neige dans des calcaires massifs de la formation de Midyat

97Le TH de l’émergence perchée issue du plateau supérieur est de 19,4°F en raison du faible débit (août 1977), mais il est sans doute plus bas à la fonte des neiges (situation fig. 103). Si l’on estime un TH moyen de 13,5-14°F, la dissolution spécifique est de 32-33 m3/km2/an, fourchette confirmée par la formule de Pulina : D = 5,5 + 0,025 P = 32,7 m3/km2/an.

D. LE MUNZUR DAG : UN GLACIO-KARST DU TAURUS ORIENTAL

98La chaîne du Munzur Dag se situe à l’extrémité du Taurus oriental, aux confins de l’Anatolie et de l’Arménie. Longue de 100 km et large de 30 km, elle s’étire sur la rive gauche du Haut Euphrate (Firat Nehri), entre Erzincan et Kemaliye. Avec son point culminant, l’Akbaba Tepe (3449 m), la ligne de crête ne s’abaisse guère au-dessous de 3000 m et constitue une barrière imposante pénétrée seulement par des pistes menant à des villages isolés ou à des alpages occupés par des campements kurdes. Défendue par des canyons en trait de scie et de hautes parois, la haute chaîne est caractérisée par un modelé glacio-karstique en cirques-dolines et vallons perchés, dans un contexte bioclimatique sub-humide à tendance continentale (MAIRE, 1980).

1. Contexte géologique (fig. 104)

99Cette région présente un intérêt tectonique de premier plan car elle se place à la jonction de plusieurs grandes unités structurales (BERGOUGNAN, 1975 et 1987 ; FOURQUIN, 1975). Relais possible du grand accident interne du Zagros iranien, la faille nord-anatolienne ou accident paphlagonien est connue pour les nombreux séismes qui jalonnent son tracé. Localisée sur cet accident, Erzincan est la ville de Turquie qui a été la plus éprouvée par les tremblements de terre. Elle a été détruite au moins dix fois depuis le Moyen Age, et le séisme du 26 décembre 1939, de magnitude 7,9, a fait plusieurs milliers de victimes.

100La zone ophiolitique nord-anatolienne correspond à la cicatrice de l’ancien océan téthysien. Or, la région d’Erzincan se trouve à l’endroit où la cassure récente de la faille nord-anatolienne croise obliquement ce dispositif primitif en le décrochant de façon dextre sur près de 110 km. Elle cisaille ainsi au NW le milieu du bâti pontique et ne constitue donc pas, comme l’a montré BERGOUGNAN (1975), la limite majeure entre Pontides au N et Taurides au S (fig. 104 B). Ce coulissage néotectonique traduit un serrage récent des blocs européen et arabo-africain.

101Bien qu’à peine située 30 km au S des massifs pontiques (rameau alpidique), le Munzur Dag est rattaché au Taurus, donc au rameau dinarique. Dominant la vallée de l’Euphrate de 2000 m, cette chaîne est formée par une voûte anticlinale d’axe SW-NE, à armature calcaire puissante. La série carbonatée du Mésozoïque comporte une séquence continue allant du Trias supérieur-Lias au Sénonien, soit 100 m de Lias, 200 m de Dogger-Malm et 100 à 200 m de Crétacé moyen-supérieur. Cet autochtone est surmonté localement par une nappe à matériel ophiolitique et radiolaritique, qui a été expulsée de la zone intermédiaire d’Erzincan au Crétacé terminal, puis par une couverture commune d’âge tertiaire. Des failles post-néogènes ont débité l’ensemble en tranches parallèles NW-SE.

2. Contexte bio-climatique

102Le Munzur Dag est soumis à un climat semi-continental contrasté et sub-humide. Entre 2000 et 3400 m, le haut karst connaît des températures moyennes comprises entre 6,2 et 0°C. A 2500 m, l’amplitude thermique annuelle est de 29,5°C (- 12,2°C environ en janvier, + 17,3°C en août ; T. moy. = 4°C). Le gradient thermique est de 0,44°C / 100 m si l’on considère l’équation d’AKMAN et DAGET (1971) pour la Turquie centrale : T. moy. = 14,98 - 0,0044 h (avec h = altitude en mètres).

103Les précipitations moyennes sont de 1000 à 1200 mm/an au-dessus de 2000 m (d’après la carte de COLASAN, 1960, in AKMAN et DAGET, 1971). Le régime est de type HPAE, avec un maximum d’hiver (parfois de printemps) et un minimum d’été. Les dépressions originaires de la Mer Noire sont captées en grande partie par les chaînes pontiques. La rigueur de l’hiver s’explique par l’advection d’air froid venu du NE et par la situation continentale.

104On ne distingue pas de ceinture forestière nette, mais uniquement des formations buissonnantes jusqu’à 1500-1800 m, toujours en raison de la déforestation et des surpâturages. Les pelouses écorchées grimpent jusqu’à 2800 m.

3. Etagement du modelé

105Le Munzur Dag domine de 1900-2200 m la haute vallée de l’Euphrate au N et la dépression d’Ovacik au S ouverte dans le Permien métamorphique.

Figure 104 :
Carte géologique du Munzur Dag (d’après la carte géologique de Turquie, Erzurum, 1/500 000). 1. Holocène. 2. Pléistocène. 3. Miocène inférieur. 4. Miocène marin. 5. Néogène continental. 6. Eocene (flysch). 7. Eocène indifférencié. 8. Ophiolites. 9. Crétacé supérieur. 10. Jurassique-Crétacé (axe calcaire). 11. Calcaire permo-carbonifère. 12 Granite. 13. Basalte. 14 Andésite. 15. Faille. 16. Faille supposée. 17. Oligo-Miocène. 18. Marbre.
Carton structural : 1. Massifs intermédiaires d’Anatolie. 2. Zone ophiolitique nord-anatolienne. 3. Faille dextre nord-anatolienne (d’après BERGOUGNAN, 1975).

106Le modelé karstique s’est formé dans la voûte anticlinale d’axe SW-NE. Les profondes vallées du versant N sont alignées sur les fractures transversales. Ainsi en est-il de la partie moyenne de la vallée de la Canutek (fig. 104 et 105).

107 Les canyons : le versant N du Munzur Dag, moins escarpé que le versant S, est caractérisé par un réseau hydrographique profondément incrusté dans la masse anticlinale dont la retombée s’enfonce sous les terrains tertiaires et le mélange ophiolitique de la vallée de l’Euphrate (alt. 1200 m). La série calcaire est tranchée par des canyons de 300 à 500 m de profondeur. La haute Canutek présente un défilé large de quelques mètres à la base (fig. 105 et photo 110). Ces gorges de raccordement mettent en relation les cirques supérieurs enneigés et les vallées moyennes. Des conduits karstiques de section elliptique et d’autres cavités ont été recoupés par l’incision torrentielle. Au niveau de l’étage des canyons localisé entre 1400 et 1900 m, des lapiés se développent sur les calcaires compacts : cannelures (Rillenkarren), rigoles (Rinnenkarren), lapiés de diaclases (Kluftkarren), kaménitsas...

108 Vallons suspendus et dépressions de l’étage supraforestier : au-dessus de 1800-1900 m, on n’observe pas de champs de dolines jointives comme sur le Nemrut Dag, mais un ensemble de dépressions espacées et de vallons karstifiés. Des dépressions en soucoupes de 20 à 40 m de diamètre, tapissées d’une argile brun-rougeâtre, sont dispersées au sein de croupes façonnées par la dissolution et la gélifraction. Quelques larges dépressions ont été observées de part et d’autre du canyon de la haute Canutek (photo 111).

109Les vallons secs nivo-karstiques, suspendus au-dessus des canyons, n’ont pas de gorge de raccordement à l’aval (photo 109). Les vallons en berceaux, d’origine glacio-karstique, sont localisés au-dessus de 2200 m ; sous les verrous, ils reprennent un profil en V et se raccordent à la vallée principale par une petite gorge. Les dalles de lapiés sont rares en raison de la gélivité des calcaires. Aucun puits à neige n’a été observé dans la zone visitée.

110 L’étage des cirques supérieurs : entre 2500 et 3400 m, le modelé glacio-karstique est représenté par des cirques-dolines. Ainsi, en rive droite de la Canutek, la crête du Munzursilsilesi est échancrée par une série de cirques juxtaposés (fig. 105). Certains sont de hauts vallons karstifiés, d’autres sont occupés par des dépressions étagées (fig. 106 et 107). 11 est probable que toute la partie W de la chaîne renferme un cortège de cirques glacio-karstiques semblables à ceux de la zone du Katir Tepe. Sur les interfluves massifs, c’est le paysage classique du richt élaboré par la microgélifraction.

Figure 105 :
Croquis morphologique de la liante Canutek (encadré de la fig. 104). (levés de terrain, 1977).
1. Calcaires jurassico-crétacés.
2. Ophiolites.
3. Oligo-Miocène.
4. Miocène marin.

5. Terrasse fluviatile consolidée (+ 35 m) recouverte par glacis d’épandage.
6. Alluvions actuelles.
7. Cirques glacio-karstiques.

8. Canyons.
9. Verrous.
10. Ravins et bad-lands.
11. Eboulis.
12. Cônes de déjections.
13. Glacis d’épandage.
14. Dépressions majeures.
15. Vallons nivo-karsliques et glacio-karstiques.
16. Lapiés sur calcaires compacts.
17. Lapiés démantelés.
18. Lapiés de l’étage subalpin.
19. Emergences et cavités.

Photo 109 :
Partie
N du Munzur Dag.
Au premier plan, vallée sèche suspendue recoupée par le canyon de la haute Canutek (alt. 1800m).
Au fond, sommets enneigés en juillet 1977 (alt. 3000-3400 m) et croupes affectées par la gélifraction.

Figure 106 : Cirque-doline glacio-karstique double situé sur le versant N du Munzursilsilesi (alt. 2600-3200 m) (d’après photo).

Figure 107 : Cirque glacio-karstique situé sur le versant W du Katir. T. (alt. 2700-3300 m) (d’après photo). A noter la moraine latérale.

4. Morphogenèse

111La morphologie nivo-karstique pure intéresse la zone subalpine et une partie de la zone alpine avec ses lapiés, dolines et vallons secs en V. L’influence glaciaire, déjà entrevue au niveau des vallons en berceaux, est dominante dans les cirques-dolines. Ces derniers continuent à évoluer, d’une part à la fin du printemps et au début de l’été au moment de la crue de fonte, d’autre part par "autocatalyse" grâce à la fusion progressive des névés permanents de base de paroi et des culots de glace subsistant au coeur des glaciers rocheux actifs. On estime la limite des neiges éternelles au Würm vers 2700 m, car on n’observe pas de moraines au-dessous de 2200-2400 m (LOUIS, 1944, in MESSERLI, 1967).

Photo 110 : Chaîne du Munzur Dag (Taurus oriental). Canyon en trait de scie de la haute Canutek dans les calcaires massifs de la série jurassico-crétacée. Conduites forcées inactives recoupées.

112On ne voit pas de sols rouges comme ceux que l’on rencontre dans l’ensemble du Taurus central et occidental aux altitudes intermédiaires jusque vers 1800-1900 m, l’influence méditerranéenne étant plus réduite. En raison de la gélivité des calcaires du Crétacé supérieur, le démantèlement progressif de l’exokarst met à jour des coulées stalagmitiques en place. Aucun réseau souterrain n’est encore connu, mais le potentiel hydraulique peut atteindre 2000 m.

113Du point de vue hydroclimatique, le déficit d’écoulement calculé est de l’ordre de :

  • 427 mm/an (42,7 %) à 2000 m (T = 6,2°C, P = 1000 mm), soit une tranche écoulée de 573 mm/an (57,3 %) ;

  • 319 mm/an (26,6 %) à 3000 m (T = 1,2°C, P = 1200 mm), soit une tranche écoulée de 881 mm/an (73,4 %).

114D’après la formule de Pulina, la dissolution spécifique est de 30-35m3/km2/an

E. LES GLACIO-KARSTS DU TAURUS ARMENIEN

115Entre le lac de Van et la frontière irako-iranienne se dressent de hautes chaînes calcaires, l’HasobesirAluce et le Cilo-Dag, caractérisées par un relief glaciokarstique majeur et encore fonctionnel.

Photo 111 :
Munzur Dag. Doline de 300 m de diamètre localisée vers 1900 m d’altitude (flèche).
Au premier plan, lapiés démantelés.
Végétation et sols dégradés par les surpâturages.

1. Hasobesir-Aluce (chaîne S de Van)

116 Situation et géologie : située à 15 km au S du lac de Van, la chaîne d’Hasobesir-Aluce (Hasobesir Tepe, 3503 m) est modelée par de nombreux cirques glaciaires. Cette zone appartient à l’arc taurique est-anatolien et à l’extrémité orientale du massif métamorphique de Puturge-Bitlis qui borde au S l’axe calcaire du Taurus oriental. L’Hasobesir-Aluce se développe dans les marbres permiens qui recouvrent des formations cristallines (TOLUN, 1954, in BRAUD et RICOU, 1975). La couverture tertiaire apparaît localement par une barre de calcaire miocène reposant en discordance sur des schistes et calcschistes. Comme l’ensemble de la chaîne de Puturge-Bitlis, cette région a été charriée sur les ophiolites mésozoïques au cours d’une phase intra-maestrichtienne (BRAUD et RICOU, 1975).

117 Climat : le massif est entièrement compris dans l’isohyète 1000 mm et on peut estimer les précipitations à 1200 mm/an vers 2500-3000 m. Celles-ci tombent à 40-50 % en hiver et à 30-40 % au printemps, l’été et l’automne ne représentant que 20 % du total annuel (SCHWEIZER, 1975, p. 15). Il s’écoule donc plus de 70 % des précipitations annuelles au printemps durant la fusion nivale.

118La température moyenne est de 8,8°C à Van (alt. 1725 m) et de 5,8°C à Baskale (alt. 2400 m) située plus à l’Ε, soit un gradient de 0,44°C/100 m qui correspond à celui estimé par AKMAN et DAGET (1971) pour la Turquie continentale. D’après leur formule (T. moy. annuelle = 14,98 - 0,0044 h, avec h = alt. en m), l’isotherme 0°C se situe vers 3400 m, avec une amplitude thermique importante de 34°C entre janvier (- 19,4°C) et août (+14,7°C). L’effet de la continentalité est donc marqué.

119 Cirques-dolines et glaciers rocheux : étudiée par SCHWEIZER (1975), cette chaîne est caractérisée par une opposition morphoclimatique entre le versant N entaillé par de multiples cirques-dolines et le versant S beaucoup moins affecté par les phénomènes glaciaires (fig. 108). Les cirques-dolines exposés au N se situent pour la plupart au-dessus de 2900-3000 m ; ils renferment des glaciers rocheux actifs dominés par des glaciers résiduels de base de paroi sans crevasse. Ces cirques supérieurs sont suivis à l’aval par d’autres dépressions glacio-karstiques étagées, généralement encombrées par des glaciers rocheux inactifs.

120La limite actuelle des neiges éternelles est estimée à 3700 m en moyenne et à 3350-3400 m en versant N. Sachant que l’altitude moyenne du front des glaciers rocheux actifs est vers 3076 m et l’altitude moyenne des crêtes vers 3313 m, la limite actuelle d’activité des glaciers rocheux est de 3195 m (d’après les données de SCHWEIZER, 1975, p. 80, moyenne calculée sur sept glaciers rocheux). Cette région a été fortement englacée au Würm sur son versant N ; les langues glaciaires, longues de 4 à 5,5 km, descendaient jusqu’à 1950-2200 m et 2200-2400 m (stades de retrait du Würm) (fig. 108). SCHWEIZER a également observé un stade morainique qu’il attribue au Riss : moraines à 1950-2000 m et terrasses fluvio-glaciaires en amont d’Arpit.

121 Hydrogéologie : aucune cavité ne semble connue dans cette région et nous ne possédons pas de renseignements sur les émergences. Néanmoins, pour l’altitude moyenne de 2800 m, les données hydro-climatiques théoriques sont :

  • T = 2,2°C.

  • Déficit d’écoulement = 342 mm/an (28,5 %), avec P = 1200 mm/an.

  • Tranche écoulée = 858 mm/an (71,5 %).

  • Débit spécifique = 27,2 l/s/km2.

122La dissolution spécifique peut seulement être estimée, soit D = 35 m3/km2/an d’après la formule de Pulina.

2. Le Cilo-Dag

123 Situation-géologie : ce massif calcaire, le plus haut de la chaîne taurique, se situe à l’extrémité E du Taurus arménien ou est-anatolien, entre Hakkari et la frontière irakienne, au coeur du territoire kurde. Le Cilo Dag fait partie d’un ensemble montagneux appelé HakkariTaurus et détient les seuls glaciers actifs du Taurus ; ses hautes parois calcaires ont attiré, surtout après 1945, plusieurs expéditions de grimpeurs (AMY, 1972).

Figure 108 :
Les cirques-dolines glacio-karstiques du massif d’Hasobesir-Aluce
(Taurus arménien, chaîne sud de Van).
A noter la dissymétrie morphologique entre les versants N et S.
1. Cirques-dolines.
2. Glaciers et névés résiduels.
3. Glaciers rocheux actifs.
4. Moraines würmiennes.
(d’après
SCHWEIZER, 1975).

124Comme le Nemrut Dag localisé au S de Malatya, le Cilo Dag appartient au domaine externe des Plis Bordiers Turcs. Dans les écailles parautochtones du NE du massif, sur la route Oramar-Yuksekova, BRAUD et RICOU (1975, p. 1018) ont décrit une série transgressive composée de bas en haut par :

  • des conglomérats rouges ;

  • des calcaires massifs à alvéolines ;

  • des calcaires à alvéolines et nummulites et des marno-calcaires en alternance ;

  • des marnes et marno-calcaires épais affleurant surtout à plus basse altitude.

125Cette série repose sur un Autochtone anté-sénonien. Des nappes d’ophiolites recouvrent cet Autochtone entre Oramar au S et l’axe calcaire du Cilo Dag. Le massif est limité au NE par un grand escarpement de faille NW-SE dominant le bassin de Yuksekova et correspondant à l’extrémité NW de l’accident du Zagros (BRAUD et RICOU, 1971).

126 Climat : ces hautes montagnes sont soumises à un climat comparable à celui des chaînes S de Van, mais les précipitations sont un plus fortes (1200-1500 mm/an vers 3200 m) en raison de l’altitude plus élevée. Hakkari (alt. 1720 m), à 25 km au NNW, reçoit 768 mm / an et connaît une température moyenne de 9,9°C (SCHWEIZER, 1975). Les cirques et crêtes, au-dessus de 3500 m, reçoivent probablement 1500 mm / an au moins.

127 Glaciers et morphologie glaciaire : l’épaisse série calcaire éocène a été mise en valeur sur le Cilo Dag par l’action prononcée des glaciations quaternaires. Le massif est découpé par des cirques et vallées profondes en auge séparés par des crêtes étroites et des parois mesurant jusqu’à 1000 m de dénivellation. Les glaciers actuels, surtout développés en versant N, sont des appareils de cirques localisés entre 3300 et 3800 m ; les plus longs forment des langues de 1,5 à 2,5 km finissant vers 2900-3000 m (fig. 109). Le glacier du Suppa Dürek se termine en aval par un glacier noir, puis par un glacier rocheux actif (front à 2500-2600 m). Cet exemple est intéressant car il illustre ce que devait être, à la limite Tardiglaciaire-Postglaciaire, le contexte morphoclimatique des glaciers rocheux, aujourd’hui inactifs, situés dans l’ensemble du Taurus. La limite actuelle des neiges persistantes se situe vers 3500-3600 m d’après BOBEK (1940) et SCHWEIZER (1975). BOBEK (in MESSERLI, 1967) indique que cette limite devait descendre à 2800-2900 m au Würm.

128 Glacio-karst : des karsts en roches moutonnées, libérés au cours du "Petit Age Glaciaire", notamment au NW du Resko (4170 m), montrent qu’il existe encore des zones karstiques sous-glaciaires, comme sous le glacier W du Resko. Au cours du Pléistocène, le recul des parois a mis à jour des conduits karstiques fini-tertiaires comme cette cavité perchée, de 50 m de diamètre, située dans la muraille orientale de Keskin Tepe-Maunsell (AMY, 1972, p. 81).

129 Hydrogéologie : pour l’altitude moyenne de 3200 m, les données hydroclimatiques théoriques sont les suivantes :

  • T = 0,9°C.

  • Déficit d’écoulement = 294 mm/an (21,8 %), avec P = 1350 mm/an.

  • Tranche écoulée = 1056 mm/an (78,2 %).

  • Débit spécifique = 33,5 l/s/km2.

Figure 109 :
Le secteur central du Cilo-Dag (Resko, 4170 m) dans le Taurus arménien et son glacio-karst fonctionnel.
1. Glacier actif.
2. Glacier rocheux actif.

3. Roches moutonnées.
4. Auge glaciaire.
5. Paléocavité recoupée.
(d’après un fond de carte de BOBEK, 1938, in AΜΥ, 1972).

130D’après la formule de Pulina, la dissolution spécifique est de l’ordre de 39 m3/km2/an.

III - EVOLUTION GENERALE DES HAUTS KARSTS DU TAURUS

131Depuis le Crétacé supérieur, date de la formation des bauxites du Taurus de Pisidie et de leur piégeage dans le karst sénonien, l’évolution géologique et morphologique a été dominée par la grande phase d’érosion éogène (surface infra-miocène), la transgression miocène non généralisée (hauts reliefs émergés), la phase de soulèvement, d’érosion et de karstification du Miocène supérieur et du Pliocène, et la période pléistocène commandée par la succession des glaciations et le développement d’un modelé nivo-karstique accentué en moyenne-haute montagne (1500-2500 m), et un modelé glacio-karstique remarquable en haute montagne, entre 2500 et 4000 m d’altitude.

A. LE KARST DES BAUXITES ET L’OROGENESE EOCENE

132Les grands gisements de bauxites du Taurus occidental (Seydisehir, Akseki) sont piégés dans les dépressions d’une vieille surface karstique façonnée dans les calcaires du Cénomanien, et fossilisée par les calcaires du Maestrichtien (GULDALI, 1975, OZLÜ, 1978). Une longue karstification, sous climat tropical humide, s’est donc produite au cours du Sénonien durant plusieurs millions d’années. La transgression maestrichtienne s’est poursuivie jusqu’au Paléocène.

133Les gisements de Pisidie sont connus en moyenne et moyenne-haute montagne :

  • vers 1200-1400 m juste à l’W d’Akseki ;

  • vers 1500-2000 m au S de l’Akdag (NE d’Akseki) ;

  • vers 1700-2000 m sur le Buyuk Seyran Dag (NW d’Akseki).

134La tectonique éocène est d’importance majeure dans toute la chaîne taurique. Aussi, durant tout l’Eogène, l’axe calcaire mésozoïque, en position émergée, a-t-il été soumis à une puissante érosion qui est responsable de l’élaboration d’une surface d’aplanissement entre l’Eocène et la fin de l’Oligocène, connue sous le nom de surface infra-miocène et décrite dans le Taurus occidental par ARDOS (1969). Mais sur les hauts karsts du Taurus occidental, cette surface a été dégradée à des degrés divers par l’érosion et la karstification depuis le Miocène supérieur. Aucun indice n’a été observé sur le Dedegol Dag où l’action glaciaire a joué un rôle destructeur. Par contre, les plateaux de l’Anamas Dag, entre 2000 et 2300 m, correspondent au bombement de cette vieille surface.

135La plus belle surface infra-miocène actuellement visible se situe sur la bordure W du Bolkar Dag, là où la frange de la plate-forme calcaire miocène a été décapée (photo 102).

B. LA TRANSGRESSION DU MIOCENE INFERIEUR-MOYEN

136Celle-ci s’est produite dès le début du Miocène sur une chaîne taurique très érodée, dans des golfes et des zones de subsidence (bassins). Le Miocène marin, carbonato-détritique (calcaires et flyschs), suivi par des décharges terrigènes grossières (conglomérats fluviatiles), va de l’Aquitanien (Miocène inférieur) au Langhien (Miocène moyen). Les affleurements actuels, en particulier dans le Taurus occidental et central, constituent un niveau repère pour mesurer l’ampleur du soulèvement néogène, comme nous le verrons plus loin.

Figure 110 :
Le haut karst de l’Ürküten Dag (2750 m) dans le Taurus occidental.
A noter les ouvalas et poljés d’altitude (Cimiyayla).
Cavités :
1. Ürküten Obrugu
(-
243 m).
2. Dünekdibi Obrugu
(- 192m).
(fond de carte de Konya, NJ36-10, d’après IMPERIAL COLLEGE, 1979).

137 Dans le Taurus lycien : à l’W d’Antalya, dans les Bey Daglari et le Susuz Dag, POISSON (1977) a décrit avec précision la stratigraphie du Miocène inférieur et moyen (formation miocène de bassin de Karabayir). Cette série recouvre, en discordance, la surface d’érosion éogène (ou infra-miocène), d’abord par des calcaires stratifiés (barre aquitanienne, 40-100 m), puis par des flyschs épais (plusieurs hm, avec quelques bancs de calcaires micritiques) et un conglomérat terminal de 20-30 m (Langhien) traduisant une violente phase d’érosion.

138 Dans le Taurus occidental au sud de Beysehir : cette région, étudiée par MONOD (1979), présente une série miocène marine (série d’Oymapinar) formée par des calcaires lacustres inférieurs (20 m), des conglomérats fluviatiles (0 à 600-800 m) traduisant également une intense phase d’érosion et des calcaires néritiques du Langhien visibles sur la périphérie du bassin d’Antalya (100 m, calcaires d’Oymapinar).

139 Dans le Taurus occidental de Cilicie et le Taurus central : au Miocène inférieur-moyen, dans l’ensellement de Cilicie (zone de subsidence), une plate-forme carbonatée néritique a fossilisé l’ancienne surface karstifiée éogène élaborée dans les calcaires mésozoïques et permo-carbonifères. Ces calcaires, à faciès littoral, peuvent atteindre plusieurs centaines de mètres de puissance au centre de la coupole actuelle de Taseli (ARDOS, 1969). A l’est, ils s’amincissent et disparaissent sur la haute chaîne du Bolkar Dag.

C. LA SURRECTION MIOCENE

140Cette phase complexe, correspondant à l’épirogenèse de l’ensemble de la chaîne du Taurus (reprise de la compression N-S), est capitale car elle conditionne l’évolution morphologique depuis 20 Ma environ. Une première grande phase de soulèvement se produit au Miocène inférieur-moyen (Burdigalien-Langhien) avec le dépôt des flyschs et des molasses du Taurus lycien (POISSON, 1977, p. 514-517). Après un calme tectonique permettant la sédimentation des calcaires d’Oymapinar (pourtour d’Antalya) et de l’ensellement de Cilicie, au cours du Miocène moyen, une seconde phase de soulèvement affecte l’ensemble du Taurus.

141L’ampleur et la nature de la surrection, au cours de la seconde partie du Miocène, est assez facile à apprécier de façon globale si l’on considère la distribution et l’altitude des affleurements du Miocène moyen calcaire. Ainsi, 50 km au NNE d’Antalya, celui-ci est présent jusqu’à 2504 m d’altitude sur le Bozburun Dag. A l’est, la coupole miocène carbonatée de Taseli monte jusqu’à 2257 m d’altitude au Kizildag, 2025 m au Büyükegridag et plus de 2000 m sur les plateaux SW et la bordure S du Bolkar Dag. En revanche, les mêmes calcaires plongent au SE, entre Silifke et Mersin-Adana, sous le niveau de la Méditerranée. Il s’est donc produit un soulèvement de type géanticlinal, dans l’axe de la chaîne (E-W à SW-NE) de plusieurs km. Dans le golfe néogène d’Antalya, les dépôts corrélatifs de cette surrection sont constitués par une série molassique (1000 m) attribuée au Serravalien-Tortonien par les microfaunes pélagiques (MONOD, 1979, p. 38). Elle a été portée à 1500 m d’altitude au nord, au pied du Dedegol Dag, au cours du Miocène supérieur.

142Le rôle morphologique de la régression fini-miocène n’a pas été étudiée dans le Taurus. Il semble qu’elle ait participé au surcreusement des vallées, à l’image de la cluse du Cakir Suyu, au NW d’Adana, qui recoupe transversalement le Taurus central sur plus de 1000 m de profondeur (absence de route, long tunnel ferroviaire). Il en est de même pour les multiples vallées et gorges se jetant directement dans la Méditerranée sur la côte sud, entre la plaine côtière d’Adana et Antalya. C’est le cas de la vallée inférieure du Babadil, située entre Silifke et Anamur (à 15 km à l’W d’Ovacik). Celleci forme une rias remblayée, creusée dans les calcaires primaires, dont la gorge terminale se termine brutalement sur la mer.

143Le cas du golfe d’Antalya est plus complexe. La carte des fonds de la Méditerranée (X. LE PICHON, Hachette-Guides Bleus-Paris, échelle 1/4 250 000) montre que celui-ci se développe essentiellement en mer jusqu’à -2650 m (100 km au SSE d’Antalya), le canyon sous-marin se développant quelques km au sud. Au NE d’Antalya, la large vallée de l’Aksu constitue donc une rias mio-pliocène typique ayant connu l’évolution générale suivante :

  • remblaiement par les conglomérats et molasses du Miocène moyen-supérieur, accompagné et suivi de leur surrection ;

  • approfondissement de la vallée au Messinien, recreusant ainsi les sédiments terrigènes corrélatifs du soulèvement miocène ;

  • transgression marine du Pliocène inférieur et remblaiement de la rias (marnes, sables, conglomérats deltaïques, travertins).

144Dans l’ensemble des karsts du pourtour méditerranéen, le problème est de savoir si l’essentiel du soulèvement s’est effectué au Miocène moyen-supérieur comme on l’a souligné pour la Crète.

D. LE PLIO-QUATERNAIRE ET LE PROBLEME DES TRAVERTINS D’ANTALYA

145Les dépôts détritiques continentaux du Plio-Quaternaire sont relativement modestes si on les compare aux conglomérats et molasses miocènes. Dans la chaîne, ils se limitent essentiellement aux remplissages des bassins intérieurs, comme ceux de Beysehir et de Seydisehir, où MONOD (1979, p. 39) distingue des conglomérats de base et des marno-calcaires lacustres à faune récente (Limnées et Planorbes). Sur la côte sud, cependant, la transgression du Pliocène inférieur est responsable d’un important remblaiement, d’abord marin puis détritique et chimique, des golfes d’Antalya à l’W et d’Adana à l’Ε.

146Dans le cas du golfe d’Antalya, le fonctionnement pliocène est instructif tout en suscitant encore de multiples questions. D’abord, il semble qu’il y ait eu un exhaussement plio-quaternaire médiocre car le Pliocène inférieur marin (marnes et sables à faune marine, épaisseur 200-500 m) ne dépasse guère 200-250 m d’altitude ; or, la transgression du Pliocène inférieur est montée entre + 100 et + 200 m. Au nord, ces sédiments marins passent à des conglomérats deltaïques (jusqu’à 500 m d’épaisseur).

147Mais le plus gros problème morphogénique est constitué par les fameux travertins d’Antalya (Thèse de BURGER, en cours, Univ. Tubingen). Leur âge, attribué au Würm par certains (carte géologique des Taurides occidentales entre Antalya et Isparta, par André POISSON, in GUTNIC et al., 1979), à la suite de la découverte d’une flore "froide" à Salix caprea L. et Salix cinerea L. (d’après DE PLANHOL, 1956), ne tient pas comme l’avait déjà montré DE VAUMAS (1972, p. 218-219). En effet, il s’agit d’une formation majeure, de 600 km2 de superficie et de grande épaisseur (200-300 m, voire plus) qui fossilise le Pliocène marin dans la moitié W de l’ancien golfe d’Antalya (rive gauche de l’Aksu). Elle démarre au contact de la montagne, à 300 m d’altitude, descend selon plusieurs niveaux (300 m, 200 m, 100 m, 60 m) et plonge sous le niveau marin actuel (-250 m au minimum, ce qui constitue l’épaisseur des travertins à la hauteur d’Antalya, d’après DE VAUMAS). La formation a été érodée à l’est par le cours de l’Aksu ; il ne reste qu’une butte-témoin importante en rive gauche (Sillyon).

148En l’état actuel des connaissances, la seule certitude que l’on ait à propos de leur âge est qu’ils sont postérieurs au Pliocène marin, donc au Pliocène inférieur. Mais bien des questions se posent encore. L’énorme puissance de la formation, son étendue et sa disposition en altitude supposent des conditions génétiques particulières :

  • une longue période de temps ;

  • un écoulement non torrentiel (ruissellement), de type laminaire, sur une topographie doucement inclinée. C’est le cas avec la surface supérieure du Pliocène marin ;

  • une ou plusieurs phases de bas niveaux marins, pouvant correspondre aux premières périodes froides (régressions marines du Pliocène supérieur) ;

  • un amont carbonaté très important engendrant un volume d’eau important et des eaux sursaturés.

149Le volume des travertins déposés étant au moins de 100 km3, aucune source karstique ne peut directement en être la cause. A titre indicatif, il faudrait 1,7 Ma pour précipiter 100 km3 de CaCO3 pour une source débitant 50 m3/s et déposant 100 mg/l en permanence. Or, la grosse émergence de Dumanli, qui alimente la Manavgat (70 km à 1Έ d’Antalya) et a un débit moyen similaire, n’a jamais déposé de travertin.

150Dans ces conditions, l’hypothèse d’un ancien bassin d’alimentation, beaucoup plus vaste que celui de l’Aksu actuel, s’impose. En effet, au Pliocène moyen-supérieur, avec l’apparition des premières phases froides, les lacs du sud de l’Anatolie (Egridirgölü) ont dû se déverser vers le golfe d’Antalya par des seuils peu élevés et encore visibles aujourd’hui au S d’Egridir et au SE d’Isparta. Ceci rejoint l’hypothèse de BAKALOWICZ (1970, p. 86-87) sur le fonctionnement des anciens cours de l’Aksu Cayi et du Koprü Irma au Pliocène. A cette époque (comme aujourd’hui d’ailleurs), les eaux de ces lacs — provenant de l’essuyage des bassins intérieurs — étaient très chargés en sels, notamment en bicarbonates. Les conditions étaient donc réunies pour que la travertinisation s’effectue, au débouché du golfe d’Antalya, sur une large vallée très peu incliné, à végétation de roseaux, supposant un ruissellement selon de nombreux chenaux ; c’est ce que montrent les faciès cristallins, à empreintes de plantes et tubulures, décrits par DE VAUMAS (1972, p. 210).

151Comme un volcanisme important s’est développé dans le sud de l’Anatolie, la participation d’eaux thermales est une hypothèse complémentaire à étudier.

152Le niveau supérieur de + 300 m donnerait une idée de la surrection depuis le Pliocène moyen. Enfin, il n’est pas improbable que la travertinisation ait débuté à la fin du Miocène supérieur, notamment au Messinien.

E. EVOLUTION DU KARST DEPUIS LA SURRECTION MIOCENE

153La mise en place des systèmes hydrokarstiques s’est effectuée au cours du soulèvement en voûte du Taurus, pendant le Miocène moyen (Serravalien) et supérieur (Tortonien et Messinien), en gros entre 13 et 6 Ma. L’exhaussement des massifs et l’exondation des calcaires miocènes (plate-forme de Cilicie) a permis à la fois la forte karstification du relief et la conservation du volume montagneux.

154Le creusement des vallées et des canyons, d’abord au Miocène supérieur, puis au Plio-Quaternaire avec l’intervention des eaux de fusion nivo-glaciaire, a mis à jour les différents niveaux d’enfoncement de l’endokarst tels ces anciens réseaux recoupés au flanc des parois. La relation de l’endokarst avec l’abaissement relatif du niveau de base est un concept fondamental en géomorphologie sur lequel nous reviendrons (chap. 15). Ces cavités tertiaires perchées ont été observées à toute altitude dans le Taurus :

  • entre 2000 et 3000 m dans le Dedegol Dag, le Bolkar Dag ou le Cilo Dag ;

  • entre 1000 et 2000 m dans le massif de Bitlis (sud de Van), le Nemrut Dag.

155Seule la recherche et l’étude précise des vieux remplissages de ces grottes pourraient préciser leur âge. C’est là un axe de recherche important.

156Au cours du Plio-Quaternaire, dans un contexte de stabilité tectonique relative (surrection assez modeste, rejeu d’accidents, volcanisme sud-anatolien), l’installation des grands systèmes endokarstiques actuels (ex : système de la Manavgat souterraine entre Beysehir et la côte sud, système de haute montagne de Pinargozü dans le Dedegol Dag...) s’est effectuée sous forte dépendance climatique, notamment avec l’arrivée des phases froides.

157Pour les formes exokarstiques majeures, il est probable que les grands poljés intramontagnards de Lycie et de Pisidie, initiés au cours du Miocène supérieur, se sont perfectionnés au cours du Plio-Quaternaire. C’est le cas des poljés des Bey Daglari, dans le Taurus lycien, qui se sont développés dans des structures favorables. Les travaux de POISSON (1977) montrent qu’il s’agit d’anciens bassins paléogènes qui ont recueilli, au cours du Miocène inférieur et moyen, des calcaires (Aquitanien) et des flyschs (Burdigalien, Langhien) (coupe de Korkuteli, POISSON, 1977, p. 156). L’assèchement et le recreusement de ces bassins s’est produit à partir de la fin du Miocène moyen et au cours du Miocène supérieur, pendant le soulèvement épirogénique. Cependant, aucune molasse du Miocène supérieur n’est connue dans ces poljés. Leur morphologie générale, en petites plaines tentaculaires, rappelle ceux du Péloponnèse central, en Grèce.

158Dans les petits poljés du Taurus de Pisidie (région d’Akseki, au NE de Manavgat) l’évolution n’est pas la même (situation fig. 110). On est en présence de petits bassins développés dans la série calcaire du Crétacé, épaisse de 400 à 1000 m et remplis de flysch au cours de l’Eocène, mais qui sont restés émergés au cours du Miocène inférieur-moyen (carte géologique de MONOD, 1979). L’essentiel du creusement s’est donc fait au Miocène supérieur avec l’érosion partielle des flyschs. Au cours du soulèvement, les vallées se sont asséchées au profit de l’endokarst, les pertes se manifestant au contact flysch-calcaire par des gouffres-pertes semi-actifs. Mais GULDALI (1976 et 1985) insiste sur la capacité d’érosion mécanique des rivières de la région coulant sur le flysch, d’où la faible épaisseur du manteau alluvial recouvrant le poljé d’Akseki.

159En dehors de poljés de moyenne montagne (entre 900 et 1500 m environ), il existe des poljés de haute montagne s’étageant entre 1600-1800 m et plus de 2000-2300 m. Ainsi, 15 km à l’est d’Akseki, le massif de l’Ürküten Dag (culmen : 2750 m), façonné dans les calcaires crétacés, présente de petits poljés localisés entre 1800 et 2300 m (fig. 110) (IMPERIAL COLLEGE - J. DUNSHEATH, 1979).

F. RELATIONS AVEC LE PIEMONT ANATOLIEN AU COURS DU PLEISTOCENE

160Les lacs temporaires et semi-temporaires d’Anatolie ont enregistré les fluctuations climatiques du Quaternaire. Les terrasses lacustres étagées que l’on observe sur leur pourtour sont considérées comme les marqueurs des différentes phases pluviales.

161 Le lac de Beysehir (alt. 1122 m) et l’ancien lac Sugla (alt. 1040 m) : le site est constitué par une vaste dépression-couloir d’origine structurale, limitée à l’W par de grands escarpements de failles (Anamas Dag) et alimentée en grande partie par les émergences des hauts karsts du Dedegol Dag (source de Pinargozü), de l’Anamas Dag, du Kupe Dag (source de Pinarbasi) et du Gidengelmez Dag, d’où un fonctionnement en poljé semi-lacustre (ponors de bordures) drainé depuis le début du siècle vers le SE et l’Ε pour irriguer le bassin aride de Konya. Au cours des épisodes pluviaux du Quaternaire, les eaux se sont déversées au S dans la dépression de Sugla, puis vers le bassin de Konya en creusant la gorge de Karsamba localisée au NE de Bozkir. Aussi, les terrasses du lac de Beysehir, d’âge würmien à holocène, se limitent-elles entre + 2 et + 13 m et celles de Sugla à + 10 et + 15 m (Würm).

162EROL (1978, p. 117) signale aussi que les sondages effectués sur les rives du lac de Beysehir ont mis en évidence trois niveaux tourbeux inférieurs de type interpluvial correspondant à l’assèchement partiel du lac au cours des derniers interglaciaires (Riss-Würm et interglaciaires du Riss). Le drainage souterrain a joué un rôle important durant le Pléistocène. Les pertes d’Homat Burnu, à l’extrémité SW du lac de Beysehir, ont été tracées par les Turcs en période de hautes eaux, le 5 juillet 1968, avec 390 kg de fluorescéine ; la réapparition du traceur s’est faite loin au S, 6 à 12 mois plus tard, à 103 et 81 km de distance dans plusieurs sources de la Manavagat, soit une vitesse de transfert de 24 et 9,5 m/h (BAKALOWICZ, 1970, p. 52). Le lac Sugla aurait connu un drainage hypogé similaire ; son assèchement artificiel récent a révélé l’existence de porchespertes, autrefois sous-lacustres, situés sur la bordure W au pied des falaises calcaires (EROL, 1978, p. 118).

163 Le lac d’Aksehir (alt. 960 m) : localisé 50 km au N du Beysehir Golü, cet exemple est classique. L’absence d’exutoire a permis la réalisation de sept terrasses : le niveau supérieur de 50 m est attribué au Mindel, ceux de + 20 et + 18 m au Riss, ceux de + 15, + 13 et + 10 m au Würm, celui de + 5 m à l’Holocène (ATALAY, 1973, in EROL, 1978). On peut mettre en doute la signification de la chronologie alpine employée. En revanche, les terrasses supérieures sont recouvertes par des sols rouges épais (1 m), d’origine interglaciaire, qui confirme l’existence d’une séquence ancienne et nécessairement pré-würmienne.

164 Le bassin de Konya-Eregli (alt. 996 m) : il est situé au NW des hauts karsts du Bolkar Dag et se trouve aujourd’hui presque totalement asséché. EROL (1978) distingue six niveaux : celui de + 34 m (peu net) serait anté-würmien, ceux de + 21 et + 14 m du Würm, ceux de + 10/+ 6/+ 4 m de l’Holocène. Les terrasses de + 14 et + 10 m possèdent des artefacts du Mésolithique-Paléolithique datés de 11000 et 9000 ans BC. Au NE de Konya (base du Bozdag), les bordures du bassin recoupent vers 1050 m d’altitude, soit 20 m au-dessus du niveau supérieur de + 34 m, un pédiment recouvert par des dépôts rouges attribués au Villafranchien selon EROL (1978, p. 127). A l’W d’Eregli, la bande des marbres dolomitiques permiens s’enfonce sous le bassin ; les grandes dépressions karstiques développées dans ces affleurements, plusieurs fois inondées pendant le Quaternaire récent, seraient d’une genèse plus ancienne.

165 Le lac de Van (alt. 1645 m) : il est placé au N de la chaîne Hasobesir-Aluce en Arménie et n’a pas d’exutoire. SCHWEIZER (1975) discerne quatre terrasses principales : + 80 m (Riss), + 55 m (Würm ancien, niveau le mieux développé), + 30 m (Würm récent), + 12 m (Tardiglaciaire). Là encore il faut être prudent avec la signification de la chronologie alpine employée. Dans la vallée de l’Arpit Deresi qui descend du versant N de la haute chaîne karstique, SCHWEIZER (1975, p. 73) a montré les relations existant avec les stades morainiques et le passage latéral des terrasses fluvio-glaciaires aux terrasses lacustres de Van.

166Mais dans les exemples recensées, il faudrait avoir des âges radiométriques U/Th sur des niveaux datables (calcaires lacustres, travertins), comme pour ceux du bassin de la Mer Morte (LIVNAT et KRONFELD 1985).

G. LE GLACIAIRE RECENT

167 Les moraines würmiennes sont abondantes dans tous les glacio-karsts du Taurus. Les vallums les plus bas se situent en exposition N, vers 1850-1900 m dans le Dedegol Dag, 1650-1850 m dans le Bolkar Dag et 1950-2000 m dans l’Hasobesir-Aluce. La limite moyenne des neiges permanentes au Würm s’élève d’W en E le long de la chaîne taurique : elle passe de 2400-2450 m dans le Taurus occidental à 2650-2700 m dans le Taurus central et oriental, et à 2800-3000 m dans le Taurus arménien, soit une élévation de 500 à 600 m qui confirme la situation continentale et la diminution des précipitations dans la moitié E de la chaîne (fig. 111).

168Plusieurs stades morainiques ont été reconnus. Sur le Dedegol Dag, les moraines du Würm récent et du Tardiglaciaire sont visibles. Dans l’Hasobesir-Aluce, au S de Van, SCHWEIZER (1975) a distingué en versant N des valiums du Würm ancien (alt. 1950-2200 m) et des valiums du Würm récent (alt. 2100-2400 m).

169Les glaciers rocheux : au Dryas récent-Préboréal, le retrait accéléré des glaciers würmiens a permis le développement de glaciers noirs, puis de glaciers rocheux actifs dans les hauts vallons et cirques-dolines, soit entre 2000 et 3000 m d’altitude environ. Ces glaciers rocheux, connus notamment dans le Dedegol Dag et le Bolkar Dag, sont actuellement inactifs. D’après l’altitude moyenne des crêtes et l’altitude du front, on peut déterminer, par le calcul de la moyenne arithmétique, leur ancienne limite d’activité qui devait se situer :

  • vers 2400-2650 m sur le Dedegol Dag (moyenne = 2525 m) ;

  • vers 2590-2850 m sur le Bolkar Dag (moyenne = 2720 m).

170Comme pour la limite des neiges permanentes, on constate une remontée sensible de la limite d’activité des glaciers rocheux du Taurus occidental en direction du Taurus oriental.

171Les glaciers rocheux actuellement fonctionnels se situent vers 2800-3300 m dans les cirques et cirques-dolines N du Bolkar Dag et de la chaîne Hasobesir-Aluce. Leur limite actuelle d’activité s’établit vers 3165-3200 m (moyenne = 3182 m) en exposition N, soit plus de 200 m sous la limite actuelle des neiges éternelles en même exposition. Pour le versant N de l’Hacihalildag et de l’Aydos Dag (Bolkar Dag W), la limite d’activité des glaciers rocheux est passée de 2590 m au début du Postglaciaire à 3165 m aujourd’hui.

Figure 111 :
Carte de la limite des neiges permanentes au Wiirin en Turquie et situation des hauts karsts cités, (carte établie d’après ERINÇ, 1978 ; MESSERLI, 1967 et compléments personnels). 1. Taurus lycien (Bey Daglari). 2. Dedegol Dag. 3. Taurus pamphylien (Ürkiiten Dag). 4. Aydos Dag. 5. Bolkar Dag. 6. Ala Dag. 7. Munzur Dag. 8. Hasobesir-Alucc (S Van). 9. Cilo Dag.

172 Glaciers actifs et limite actuelle des neiges permanentes : les seuls glaciers actifs, crevassés et de dimensions notables sont ceux du Cilo Dag, dans le Taurus arménien, où existe un karst sous-glaciaire et pro-glaciaire fonctionnel, le plus remarquable de l’ensemble Taurus-Zagros. Il existe aussi des glaciers résiduels de base de paroi, sans crevasse et en exposition N, sur tous les massifs du Taurus central-oriental-arménien atteignant ou dépassant 3300-3400 m. Dans ces hauts karsts, la limite actuelle des neiges persistantes se place vers 3300-3400 m en versant N et 300 m plus haut en versant S (moyenne = 3600 m).

H. EVOLUTION ACTUELLE

1. Bilan hydroclimatique actuel

173Du Taurus occidental au Taurus oriental (Arménie), les précipitations tombant sur les hauts karsts (> 2000 m d’altitude) sont toujours supérieures à 1000 mm/an. On observe trois domaines (fig. 112) :

  • le Taurus occidental, à dominante humide : 1500 à 2000 mm/an. Le déficit d’écoulement est de 20 à 25 %. Seul l’Anamas Dag, près de Beysehir, est moins humide (1250 mm / an environ, déficit = 35 %) ;

  • le Taurus central, sub-humide à humide : 1000 à 1200 mm / an au-dessous de 2500 m, 1600 mm/an vers 2800 m (déficit d’écoulement de 22 % environ sur le Bolkar Dag) ;

  • le Taurus oriental et arménien, sub-humide : 1100 à 1350 mm / an, car en situation plus continentale (déficit d’écoulement de 42 % sur le Nemrut Dag contre 21 à 22 % sur le Cilo Dag plus élevé et plus froid).

174Le débit spécifique théorique suit la courbe de précipitations, mais avec une augmentation de celui-ci en fonction de l’altitude (baisse des températures et du déficit d’écoulement). Les valeurs vont de 38 à 53 l/s/km2 pour les glacio-karsts hérités du Taurus occidental (Dedegol Dag) à 39 l/s/km2 pour le Bolkar Dag dans le Taurus central, 20 à 23 l/s/km2 pour le Taurus oriental (Nemrut Dag) et 27 à 33 l/s/km2 pour le Taurus arménien (Hasobesir-Aluce, Cilo Dag).

175L’évolution spatiale de la dissolution spécifique se calque sur la courbe du débit spécifique : 42 à 57 m3/km2/an dans le Taurus occidental, 43 m3/km2/an dans le Taurus central, 32 m3/km2/an dans le Taurus oriental et 35 à 39 m3/km2/an dans le Taurus arménien.

2. Etagement des karsts dans l’arc taurique

176En raison de l’importante tranche d’altitude concernée par les affleurements calcaires (0 à 4170 m), l’étagement morphoclimatique présent dans le Taurus est le plus complet du Proche et Moyen-Orient.

Figure 112 :
Morphologie (A) et données hydroclimatiques (B) de synthèse des principaux hauts karsts du Taurus cités dans le texte. 1. Cirque glaciaire. 2. Glacier actif. 3. Glacier résiduel, névé. 4. Glacier rocheux. 5. Moraine. 6. Karst en roches moutonnées. 7. Karst en banquettes. 8. Cuvette glacio-karstique. 9. Ouvala, poljé. 10. Champs de dolines. 11. Lapiés. 12. Puits à neige. 13. Relief dolomitique ruiniforme. 14. Grande cavité connue. 15. Grotte décapitée. LNPa, LNPw, LNPr : limite des neiges permanentes aujourd’hui, au Würm et au Riss.

177- Le karst littoral et sub-littoral est varié : zones à travertins plio-quaternaires (golfes d’Antalya et d’Adana), côtes karstifiées plongeant sous le niveau de la mer (littoral entre Alanya et Adana : sources sous-marines, rias).

178- Le karst de basse montagne (200-800 m) correspond généralement aux versants inférieurs. Ils sont recouverts par une végétation très dégradée et des sols rouges tronqués. Les coupes artificielles (routes) montrent la forte altération des calcaires et le soutirage des altérités sur plusieurs dizaines de mètres, voire plus.

179- Le karst de moyenne montagne (800-1700 m) est très développé, en particulier dans le Taurus occidental où se situent les grands poljés intramontagnards. On peut y ajouter les dépressions lacustres du sud-anatolien.

180- Le karst de moyenne-haute montagne (1700-2300 m), localisé au niveau de la zone subalpine ou juste au-dessus de la forêt naturelle, est caractérisé par de vastes étendues criblées de dépressions, comme sur l’Anamas Dag ou sur les grandes dalles miocènes allant du Kizil Dag (2257 m) aux contreforts du Bolkar Dag. C’est le domaine du nivo-karst où l’incidence glaciaire ne s’est pas faite sentir, sauf dans les massifs dépassant 2600-2700 m dans le Taurus occidental, 2800-3000 m dans le Taurus central et oriental (fig. 25).

181- Le karst de haute montagne, surtout caractérisé par les phénomènes glacio-karstiques, se développe entre 2300 et 3500 m environ. Le relief a été marqué par les glaciations plio-quaternaires : cirques-dolines, vallées en auge, moraines, glaciers rocheux, karsts en banquettes. Les zones affectées par les processus périglaciaires (interfluves) sont le domaine du richt, désert de gélifraction, en particulier sur les faciès calcaires en petits bancs (Munzur Dag) et les marbres dolomitiques stratifiés (Bolkar Dag) (fig. 112).

182- Le karst sous-glaciaire fonctionnel n’est pas totalement absent. On le rencontre au-dessus de 2800-3000 m, sous les glaciers actifs du Taurus arménien (Cilo Dag) (fig. 112).

CONCLUSION

183Plus humide que le Zagros iranien, le Taurus présente une grande variété de paysages karstiques, des karsts littoraux de Cilicie aux glacio-karsts fonctionnels du Cilo Dag. Dans ce travail de reconnaissance, nous avons voulu souligner l’importance des problèmes morphologiques, dans une vaste chaîne alpine, issue de la Tethys, dont l’histoire tectonique n’est pas résolue (présence d’un domaine océanique sud-taurique, dès le Jurassique, avec les bassins profonds de Méditerranée orientale) (POISSON, 1986). L’ensemble se raccorde au SW à l’arc égéen où domine la tectonique de subduction (Crète).

184La compréhension de l’évolution morphologique globale, depuis le Miocène, passera par une étude précise :

  • de l’étagement des cavités et de leurs dépôts ; -des remplissages de poljés ;

  • des travertins de piémont ;

  • des bassins lacustres du sud-anatolien ;

  • du volcanisme jalonnant le sillon nord-taurique, dont les retombées distales devraient se retrouver dans les remplissages karstiques.

185L’histoire de la karstification pré-miocène est un autre sujet digne d’intérêt. Outre l’étude des bauxites, datées du Crétacé supérieur, une attention particulière doit être apportée à la genèse des surfaces d’érosion et d’altération karstique contemporaines de l’orogenèse éocène, et dont on retrouve des fragments décapés de la couverture miocène sur les hauts plateaux occidentaux du Bolkar Dag, dans le Taurus central.

186Aujourd’hui, karst et environnement humain sont à considérer dans le cadre de l’utilisation des ressources naturelles et de l’évolution morphopédologique. Depuis des millénaires, sur des terres situées au carrefour des invasions, surpâturages, brulis, exploitation de la forêt ont détruit la végétation originelle et les sols. L’utilisation du potentiel physique se développe : gisements de bauxites, barrages hydroélectriques en aval des grandes émergences (Manavgat), drainage des lacs semi-karstiques de Pisidie pour l’irrigation des bassins arides, aménagement agricole des grands poljés du taurus lycien, huertas (cultures fruitières et maraîchères intensives) dans les golfes d’Adana et d’Antalya. Les hauts karsts, véritables chateaux d’eau souterrains, demeurent le domaine de l’élevage extensif des moutons et des chèvres en même temps qu’un milieu refuge pour les populations indigènes (Kurdes). Le tourisme historico-karstique existe : site hydrothermale de Pamukkale (ancienne cité romaine de Hiérapolis), mausolée d’Antiochos sur le sommet du Nemrut Dag...

Annexes

Annexe. Fiches speleologiques des deux grandes cavites du dedegol dag (Taurus occidental)

1. Le Karatas Ini

- Coordonnées : coordonnées exactes inconnues ; altitude : 2270 m ;

- Spéléométrie : dénivellation : - 112 m ; développement : 220 m ; extension : 60 m ; indice de verticalité : 0,76.

- Historique : le gouffre est découvert et exploré en 1970 jusqu’à - 72 m par le Spéléo-Club de Paris. L’étroiture terminale est franchie en 1974 au cours d’une expédition du Spéléo-Club de Paris et du Centre Méditerranéen de Spéléologie : arrêt à - 112 m sur une nouvelle étroiture (CHABERT, 1970 et 1975).

- Equipement : P15 m, P6 m, P19 m, P7 m, P8 m, P20 m, P6 m, P4 m.

- Accès : le gouffre se situe au-dessus de Pinargozü (plateau à dolines), au contact des premières barres rocheuses, au sommet d’une longue pente d’éboulis.

- Description : la morphologie de la cavité est apparemment ancienne. Le puits de 15 m d’entrée est suivi par une succession de puits aux parois ébouleuses et aux paliers instables. Au niveau de l’étroiture de - 112 m, la ventilation aspirante, d’origine thermique, rejoint le réseau de Pinargozü se développant 500 m plus bas.

2. Le Pinargozü

- Coordonnées : alt. 1550 m.

- Spéléométrie : dénivellation : + 700 m environ ; développement : 7000 m environ ; extension : plus de 2 km.

- Historique : facile d’accès, l’entrée est connue depuis toujours des bergers. La première incursion est effectuée en 1965 par T. Aygen et le Spéléo-Club de Paris qui passent la voûte mouillante d’entrée. En 1968, des Anglais du "Chelsea Speleological Society" et du "Cave Diving Group" s’arrêtent à 1 km de l’entrée au niveau du siphon 1 à + 92 m. En 1969, la même équipe progresse peu et atteint le siphon 2 vers + 98 m. En 1970, le Spéléo-Club de Paris (S.C.P.) et Mike Clarke explorent 1 km de plus et s’arrêtent à + 190 m sur une 13ème cascade haute de 4 m. En 1971, le Spéléo-Club de Paris parvient à + 244 m au pied d’un puits ascendant (CHABERT, 1970 et 1972).

En 1988 et 1989 une équipe française de Lyon et d’Aixen-Provence atteint la cote + 450, puis + 700 m environ.

- Equipement : 7 cascades (max. 5 m), 1 cascade, E9 m, P20 m, P8 m, P27 m, 2 cascades, E5 m, P8 m, 4 cascades, P4 m. Combinaison néoprène pour le début.

- Accès : l’entrée se situe au pied de l’escarpement N du massif, au-dessus de la route de terre quand celle-ci franchit le torrent.

- Description : Pinargozü signifie "caverne du vent" en raison du puissant courant d’air qui s’échappe de l’entrée et qui atteint selon le Spéléo-Club de Paris une vitesse de 153 km/h au niveau de la voûte mouillante. Le réseau souterrain est complexe et présente une succession de parties actives et inactives. Longue de 700 m et parcourue par la rivière souterraine, la première partie est la plus belle et la plus spectaculaire avec ses 7 cascades impossibles à franchir en hautes eaux. A + 57m, la rivière disparaît : c’est le début d’un vaste conduit sec et encombré de blocs (barrière rocheuse à franchir sur la droite). On retrouve la rivière vers + 70 m. A + 79 m, un réseau affluent de rive droite a été exploré sur plus de 800 m jusqu’à + 97 m.

La rivière principale s’écoule dans une galerie parcourue par le courant d’air descendant. Au-dessus du siphon à + 97 m, un passage supérieur dans la galerie sur faille (ou galerie des siphons) conduit à un puits de 20 m qui rejoint la rivière entre les siphons 1 et 2. Il faut escalader le conduit en diaclases ; après plusieurs lucarnes et un système de vires, on descend un ressaut de 8 m et un puits de 27 m. Ce dernier rejoint la rivière à 40 m en amont du siphon 2. Une galerie en méandres, étroite, aboutit au siphon 3. De là, un conduit inactif supérieur rejoint la rivière au bout de 250 m à + 149 m. Jusqu’au siphon terminal de + 182 m, la galerie, large de 2 à 4 m, présente des passages noyés inférieurs et des chaos de blocs. La partie terminale, assez complexe, communique avec la rivière vers + 200 m. En rive gauche, une pente d’éboulis aboutit à un méandre inactif (+ 248 m) qui se termine à + 244 m sur un puits ascendant d’où provient le courant d’air (CHABERT, 1972, p. 16-17).

Table des illustrations

Légende Figure 88 :Situation géographique des massifs étudiés.Taurus occidental :1. Dedegol Dag et Anamas Dag.Taurus central :2. Bolkar Dag.3. Aladag.Taurus oriental :4. Nemrut Dag.5. Munzur Dag.Taurus arménien :6.Hasobesir-Aluce.7. Cilo Dag.
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Légende Figure 89 :Esquisse structurale du Dedegol Dag et de la zone de Beysehir.1. Chevauchement. 2. Quaternaire et Néogène récent. 3. Néogène marin. 4. Calcaires mésozoïques. 5. Trias. 6. Cambro-Ordovicien. 7. Diabases.Nappes au sud de Beysehir : A. Ecailles d’Akseki. B. Ecailles de Yelek-Akseki. C. Ecailles de Yelek. D. Ecailles d’Eynif. Bs. Nappes de Beysehir-Hoyran. An. Nappe d’Antalya. (d’après MONOD, 1979).
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Légende Figure 90 : Echelles lithostratigraphiques schématiques représentant les séries carbonatées mésozoïques de plate-forme du Dedegol Dag et de l’Anamas Dag.
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Légende Tableau 14 : Caractères hydroclimatiques des hauts karsts étudiés (MAIRE) et de deux bassins hydrogéologiques de comparaison situés plus au S. (BAKALOWICZ, 1970, p. 65)
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Légende Figure 91 : Droites de régression de la température en fonction de l’altitude pour le Taurus.(A) température moyenne annuelle ;(B) température moyenne du mois le plus chaud/août ;(C) température moyenne du mois le plus froid/janvier.En grisé : amplitude thermique dans le domaine du haut karst, (droites établies à partir des équations d’AKMAN et DAGET, 1971).
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Légende Figure 92 : Diagrammes ombrothermiques des stations d’Antalya et de Beysehir et diagrammes pluviométriques des stations d’Akseki et de Seydisehir.Antalya (alt. 43 m) : 974,2 mm, 18,8°C (amplitude 17,4°C).Beysehir (alt. 1129 m) : 473,3 mm, 11,2°C (amplitude 22°C) (1940-69).Akseki (alt. 1145 m) : 1365 mm (1955-69, sauf 57 et 60).Seydisehir (alt. 1150 m) : 786,8 mm (1955-69, sauf 57 et 60). (d’après le service météorologique turc, in BAKALOWICZ, 1970).
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Légende Photo 92 :Dedegol Dag (Taurus occidental). Flanc N du cirque de Kizilanlak (alt. 2500-2920 m), calcaire et dolomie du Trias-Jurassique-Crétacé. Ί. Moraine de névé du "Petit Age Glaciaire" (alt. 2600 m). 2. Brèches climatiques érodées (pré-würmiennes). 3. Mégabrèches, (fig. 93).
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Légende Figure 93 :Coupe du flanc nord du cirque de Kizilanlak. 1. Névé permanent de base de paroi. 2. Moraine de névé du "Petit Age Glaciaire". 3. Mégabrèches.
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Légende Photo 93 :Moraine frontale würmienne (alt. 1950 m) du versant N du Dedegol Dag située à 2 km au SW de l’entrée du réseau de Pinargozü (fig. 96). Le glacier würmien mesurait 5 km de long. Au fond, sommet du Kartal (2987 m). Au premier plan, la forêt de pins monte jusqu’à 1800 m.
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Légende Figure 94 :Carte morphologique de la bordure SW du massif de l’Anamas Dag. 1. Ligne de crête. 2. Escarpement. 3. Champs de dolines. 4. Ouvala, poljé. 5. Vallée sèche. 6. Ravin dans le flysch (écoulement temporaire). 7. Route, chemin, (d’après le fond de la carte topographique turc à 1/50 000).
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Légende Photo 94 :L’immense plateau à dolines nivo-karstiques de l’Anamas Dag (alt. 1800-2300 m). Pas d’influence glaciaire. Au premier plan, ancienne vallée sèche de Karamik (fig. 94) élargie localement en ouvala. La topograhie générale est issue du bombement épirogénique de la surface d’aplanissement infra-miocène et de sa karstification en altitude depuis la fin du Tertiaire. Le système de vallées sèches est pré-quaternaire.
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Légende Figure 95 :Coupe longitudinale des cirques-dolines étagés de la haute vallée glacio-karstique allant de la moraine ancienne de Tekaçukuru au cirque deKizilanlak.1. Culot morainique pré-würmien de Tekaçukuru (piégé dans une paléocavité recoupée). 2. Brèches perchées à gros blocs de Kizilanlak.3. Absorption karstique des eaux de fonte.
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Légende Photo 95 :La zone centrale du haut karst du Dedegol Dag.Au premier plan, col avec entonnoirs axés sur une faille (alt. 2850 m, épaulement SW du Dipoyraz, 2992 m, cultnen du massif) (fig.96).Au fond, à droite, cirque de Kizilanlak (photo 92).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11135/img-13.jpg
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Légende Photo 96 :Karst en banquettes et roches moutonnées, dépôts morainiques épars (alt. 2200-2500), au nord du cirque de Kizilanlak (fig. 96).
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Légende Photo 97 :Lapiés de diaclases géants et bogaz sur le nivo-karst de l’Anamas Dag vers 1950 m d’altitude.A gauche lapiés de ruissellement.Plus à droite (non visible sur le cliché), paléocavité recoupée ayant servi de refuge (charbons de bois, inscriptions gravées).
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Légende Figure 96 : Carte morphologique de la partie N du Dedegol Dag. 1. Cirque glaciaire. 2. Vallée glaciaire. 3. Verrou glaciaire. 4. Gorge sous-glaciaire. 5. Moraine. 6. Bloc erratique. 7. Niche de nivation. S. Glacier résiduel. 9. Névé. 10. Lac glaciaire. 11. Versant régularisé périglaciaire. 12. Corniche. 13. Karst en banquettes moutonnées. 14. Lapies. 15. Dépression glacio-karstique (cirque-doline, mégadoline). 16. Champs de dolines nivo-karstiques. 17. Grotte, émergence pérenne. 18. Gouffre, (levés de terrain, 1980, DELANNOY et MAIRE, 1983).
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Légende Figure 97 :Moraine pré-würmienne de Tekaçukuru piégée dans une paléocavité recoupée par l’érosion glaciaire et dont la paroi nord a disparu (alt. 2300-2400m).Elle date au minimum du Pleistocene moyen.
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Légende Photo 98 : Culot morainique pré-würmien de 100 m de haut (alt. 2400 m) piégé dans une paléocavité recoupée dont la paroi N a été ultérieurement détruite par l’érosion glaciaire. La matrice sablo-graveleuse est teintée en orange par des sols rouges qui ont été décapés par une glaciation datant au minimum du Pléistocène moyen.
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Légende Figure 98 :Gouffre du Karatas lui (- 112 m) situé sur le plateau à dolines nivo-karstiques au sud de l’entrée de Pinargozü. La ventilation aspirante (étroiture terminale) doit être en relation avec le réseau de Pinargozü (coupe de la fig. 99). (topographie S.C.Paris et C.M.S., CHABERT, 1975).
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Légende Figure 99 :Le réseau actif de Pinargozii (> 6 km, + 700 m) est explorable à partir de l’émergence où souffle un violent courant d’air (thermoventilation descendante). Le système draine une grande partie de la zone couverte par la carte morphologique (fig. 96). Le plan de la cavité a été replacé par rapport à un agrandissement de la carte topographique, (topographie du S.C.Paris jusqu’à + 248 m ; au-delà explorations des spéléos lyonnais et aixois en 1988-89.
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Légende Photos 99 :Premières cascades de la rivière souterraine de Pinargozü (100 l/s, situation d’étiage, septembre 1980). Débit pouvant atteindre plusieurs m3/s à la fonte des neiges. Le réseau "remontant" est topographié sur 7 km (+ 700 m environ en1989).(fig. 99 et annexe 1).
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Légende Photos 100 :Premières cascades de la rivière souterraine de Pinargozü (100 l/s, situation d’étiage, septembre 1980). Débit pouvant atteindre plusieurs m3/s à la fonte des neiges. Le réseau "remontant" est topographié sur 7 km (+ 700 m environ en1989).(fig. 99 et annexe 1).
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Légende Tableau 15 : Caractères physicochimiques des eaux karstiques du Dedegol Dag et de l’Anamas Dag (MAIRE-DELANNOY, sept. 1980). TB1 : source au bord du Beysehir Golü (Anamas Dag). TB2 : source au bord du Beysehir Golü (Anamas Dag). TB3 : source de Pinargozü. TB4 : rivière souterraine de Pinargozü à 1500 m de l’entrée. TB5 : affluent de rive gauche à 500 m de l’entrée de Pinargozü. TB6 : source de Pinargozü à la fonte des neiges (18/8/68) (BAKALOWICZ, 1970).
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Légende Figure 100 : Carte du Bolkar Dag dans le Taurus central. La zone visitée se situe à l’W du sommet coté 3488 m (Aydos Dag). La droite X-Y correspond au tracé de la coupe géologique (fig. 14).
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Légende Figure 101 : Coupe géologique schématique du Bolkar Dag. Mr. Marbre dolomitique paléozoïque. Pm. Calcaire permien. Oph. Ophiolites crétacées, ep. Calcaire de l’Eocène inf. ef. Flysch éocène. ma. Miocène infér. calcaire.
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Légende Photo 101 :Glacier rocheux actif sur le flanc N de l’Aydos Dag (3488 m). Un glacier résiduel de type glacier noir subsiste à la base de la paroi entre 3150-3300 m. Front du glacier rocheux à 2900 m.
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Légende Photo 102 :Le haut plateau du Bolkar Dag (alt. 2800-3000 m) dans les calcaires et marbres paléozoïques. La surface d’aplanissement infra-miocène est restée émergée au Miocène.Elle a été soulevée au Néogène, puis affectée par les glaciers au Pléistocène.Au premier plan, système de vallons et haute vallée du Koca D. ;au fond, plateau à dépressions.
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Légende Photo 103 :Petites niches de nivation et doline en "verre de montre" affectant les marbres paléozoïques du rebord N du Bolkar Dag (alt. 2650 m, Hacihalildag).
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Légende Photo 104 :Canyon à clochetons dolomitiques sur le versant N du plateau du Bolkar Dag (Hacihalildag), alt. 1900-2500 m, avec paléocavités recoupées et massifs stalagmitiques mis à jour.Au fond :1. Ophiolites crétacées.2. Barre calcaire de l’Eocène inférieur.
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Légende Photo 105 : Le haut massif calcaire de l’Aladag culmine à 3734 m. Au premier plan, auge glaciaire entaillant les calcaires jurassico-crétacés. Au fond, cirques glaciaires vers 3500 m. (cliché D. Colliard).
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Légende Figure 102 : Coupe géologique schématique à travers les "Plis Bordiers Turcs" (Nemrut Dag). 1. Plio-Quaternaire. 2. Néogène. 3. Calc, et grès de la formation de Midyat (Maestrichtien-Miocène inf.). 4. Mélange ophiolitique de la formation de Koçali (Cénomanien-Turonien). 5. Nappe de Puturge (micaschistes, orthogneiss). 6. Autochtone de la plate-forme arabe.
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Légende Figure 103 :Carte morphologique schématique du Nemrut Dag (levés de terrain, 1977).Carte A : 1. Chevauchement (front de la nappe de Puturge). 2. Métamorphique charrié (nappe de Puturge). 3a. Formation de Midqat (calc, et grès : Maestrichtien-Miocène inf.). 3b. Formation de Koçali (mélange ophiolitique : Cénomanien, Turonien). 4. Miocène sup. et Plio-Quaternaire. 5. Terrasse fluviatile moyenne (+ 60 m). 6. Terrasse fluviatile supérieure (+ 100 m). 7. Champs de dolines à flancs raides (calc, massifs). 8. Champs d’entonnoirs (calc, lités). 9. Vallons secs, vallées dolinaires. 70. Ouvalas. 11. Sols rouges remaniés (fond d’ouvalas). 72. Canyons.Carte B : Contexte structural du Taurus oriental. 1. Faille majeure, chevauchement. 2. Nappe de Puturge (zone orogénique de Bitlis). 3. Formations de Midyat et de Koçali (zone à olistostromes). 4. Piémont néogène à quaternaire. 5. Plis de bordure. 6. Plate-forme syrienne. 7. Basaltes, (d’après RADELLI, 1971).
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Légende Photo 106 :Massif du Nemrut Dag (Taurus oriental).Plateaux intermédiaires à dolines et vallées sèches dolinaires, alt. 1400-1700 m, calcaires de la formation Midyat (Maestrichtien à Miocène inférieur).Au fond, piémont de l’Euphrate.
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Légende Photo 107 :Nemrut Dag.Champs de dolines coalescentes d’origine nivo-karstique dans des calcaires lités de la formation de Midyat(alt. 1700-1800 m).
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Légende Photo 108 :Nemrut Uag. Plateaux supérieurs (alt. 1800-2000m).Dolines rocheuses à flancs subverticaux et puits à neige dans des calcaires massifs de la formation de Midyat
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Légende Figure 104 :Carte géologique du Munzur Dag (d’après la carte géologique de Turquie, Erzurum, 1/500 000). 1. Holocène. 2. Pléistocène. 3. Miocène inférieur. 4. Miocène marin. 5. Néogène continental. 6. Eocene (flysch). 7. Eocène indifférencié. 8. Ophiolites. 9. Crétacé supérieur. 10. Jurassique-Crétacé (axe calcaire). 11. Calcaire permo-carbonifère. 12 Granite. 13. Basalte. 14 Andésite. 15. Faille. 16. Faille supposée. 17. Oligo-Miocène. 18. Marbre.Carton structural : 1. Massifs intermédiaires d’Anatolie. 2. Zone ophiolitique nord-anatolienne. 3. Faille dextre nord-anatolienne (d’après BERGOUGNAN, 1975).
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Légende Figure 105 :Croquis morphologique de la liante Canutek (encadré de la fig. 104). (levés de terrain, 1977).1. Calcaires jurassico-crétacés.2. Ophiolites.3. Oligo-Miocène.4. Miocène marin.5. Terrasse fluviatile consolidée (+ 35 m) recouverte par glacis d’épandage.6. Alluvions actuelles.7. Cirques glacio-karstiques.8. Canyons.9. Verrous.10. Ravins et bad-lands.11. Eboulis.12. Cônes de déjections.13. Glacis d’épandage.14. Dépressions majeures.15. Vallons nivo-karsliques et glacio-karstiques.16. Lapiés sur calcaires compacts.17. Lapiés démantelés.18. Lapiés de l’étage subalpin.19. Emergences et cavités.
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Légende Photo 109 :Partie N du Munzur Dag.Au premier plan, vallée sèche suspendue recoupée par le canyon de la haute Canutek (alt. 1800m).Au fond, sommets enneigés en juillet 1977 (alt. 3000-3400 m) et croupes affectées par la gélifraction.
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Légende Figure 106 : Cirque-doline glacio-karstique double situé sur le versant N du Munzursilsilesi (alt. 2600-3200 m) (d’après photo).
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Légende Figure 107 : Cirque glacio-karstique situé sur le versant W du Katir. T. (alt. 2700-3300 m) (d’après photo). A noter la moraine latérale.
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Légende Photo 110 : Chaîne du Munzur Dag (Taurus oriental). Canyon en trait de scie de la haute Canutek dans les calcaires massifs de la série jurassico-crétacée. Conduites forcées inactives recoupées.
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Légende Photo 111 :Munzur Dag. Doline de 300 m de diamètre localisée vers 1900 m d’altitude (flèche).Au premier plan, lapiés démantelés.Végétation et sols dégradés par les surpâturages.
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Légende Figure 108 :Les cirques-dolines glacio-karstiques du massif d’Hasobesir-Aluce(Taurus arménien, chaîne sud de Van).A noter la dissymétrie morphologique entre les versants N et S.1. Cirques-dolines.2. Glaciers et névés résiduels.3. Glaciers rocheux actifs.4. Moraines würmiennes.(d’après SCHWEIZER, 1975).
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Légende Figure 109 :Le secteur central du Cilo-Dag (Resko, 4170 m) dans le Taurus arménien et son glacio-karst fonctionnel.1. Glacier actif.2. Glacier rocheux actif.3. Roches moutonnées.4. Auge glaciaire.5. Paléocavité recoupée.(d’après un fond de carte de BOBEK, 1938, in AΜΥ, 1972).
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Légende Figure 110 :Le haut karst de l’Ürküten Dag (2750 m) dans le Taurus occidental.A noter les ouvalas et poljés d’altitude (Cimiyayla).Cavités :1. Ürküten Obrugu(- 243 m).2. Dünekdibi Obrugu(- 192m).(fond de carte de Konya, NJ36-10, d’après IMPERIAL COLLEGE, 1979).
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Légende Figure 111 :Carte de la limite des neiges permanentes au Wiirin en Turquie et situation des hauts karsts cités, (carte établie d’après ERINÇ, 1978 ; MESSERLI, 1967 et compléments personnels). 1. Taurus lycien (Bey Daglari). 2. Dedegol Dag. 3. Taurus pamphylien (Ürkiiten Dag). 4. Aydos Dag. 5. Bolkar Dag. 6. Ala Dag. 7. Munzur Dag. 8. Hasobesir-Alucc (S Van). 9. Cilo Dag.
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Légende Figure 112 :Morphologie (A) et données hydroclimatiques (B) de synthèse des principaux hauts karsts du Taurus cités dans le texte. 1. Cirque glaciaire. 2. Glacier actif. 3. Glacier résiduel, névé. 4. Glacier rocheux. 5. Moraine. 6. Karst en roches moutonnées. 7. Karst en banquettes. 8. Cuvette glacio-karstique. 9. Ouvala, poljé. 10. Champs de dolines. 11. Lapiés. 12. Puits à neige. 13. Relief dolomitique ruiniforme. 14. Grande cavité connue. 15. Grotte décapitée. LNPa, LNPw, LNPr : limite des neiges permanentes aujourd’hui, au Würm et au Riss.
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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