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La Haute Montagne calcaire

 | 
Richard Maire

Deuxième partie. Exemples de hauts karsts du Moyen Orient

Chapitre V. Les hauts karsts de la chaine de Kermanshah (Zagros - Iran)

Texte intégral

INTRODUCTION

1La partie NW de la haute chaîne du Zagros renferme, dans la province de Kermanshah, quelques-uns des karsts d’altitude les plus remarquables du Moyen-Orient (fig. 113). Pratiquement inconnus jusqu’à nos jours, ils ont fait l’objet de deux expéditions spéléologiques anglaises en 1971 et 1972, qui découvrent le plus profond gouffre de l’Asie du SW, le Ghar Pnrau (- 751 m), au N de Kermanshah à plus de 3000 m d’altitude (WALTHAM et EDE, 1973). Au cours des années suivantes, des spéléologues français explorent le plateau de Shahu situé à 30 km de la frontière irakienne (FARCY, 1974). En 1977, avec quelques membres du Spéléo-Club de Lyon, nous reconnaissons le plateau de Ravansar localisé à 80 km de Kermanshah, tandis que la même année une expédition anglaise continue l’exploration de la région de Shahu (LEWIS, 1979). (tableau 16).

2S’étirant sur plus de 150 km (largeur 15-20 km), entre Bisotun et la frontière irakienne, la chaîne de Kermanshah est formée de hauts plateaux, troués de dépressions, entre 2400 et 3300 m d’altitude ; elle domine au SW de 1000 à 2000 m les basses chaînes du secteur Ravansar-Paveh et le bassin de Kermanshah. Ces hautes montagnes calcaires fortement karstifiées constituent un exemple de karstogenèse original situé dans un contexte tectonique alpin de chaîne intracontinentale et dans un milieu bio-climatique de type méditerranéen sub-humide. Le principal problème morphologique est celui des topographies fluvio-karstiques et dolinaires perchées en altitude en liaison avec l’âge de la surrection.

3NB : Ces travaux de reconnaissance, nécessairement incomplets à cause de l’impossibilité de faire des missions complémentaires, reposent sur des observations personnelles effectuées sur la morphologie superficielle et les cavités, et sur les travaux des spéléologues anglais.

Cavités

altitude (m)

dénivellation (m)

développement (m)

Ghar Parau (Parau)

3050

-751

1364

Ghar Shahbanou (Shahu)

2900

-315

650

Ghor-i-Cyrus (Shahu)

2800

-308

400

Ogof Ben Dwr (Shahu)

2900

-184

280

Cale Mar (Shahu)

2800

-135

500

Ghar Se Rah (Shahu)

2800

-122

Ghar-i-Shahu (Shahu)

-110

Ghar Acker

3050

-110

Grotte de Qara Qaleh (Ravansar N)

1650

11

650

Grotte de Naukhan (Ravansar N)

1540

-20

250

I - LE CONTEXTE NATUREL

A. LA STRUCTURE GEOLOGIQUE

4Le Zagros forme le plus grand ensemble de chaînes parallèles du monde. S’étirant du NW au SE entre les déserts ou Kévirs de l’Iran central et la plate-forme arabe, ce système de plissements mesure 1500 km de long et 300km de large. Limités au NW par les hauts plateaux de l’Azerbaïdjan (région du lac d’Urmia), les plis viennent buter au SE (Fars) contre le chaînon du Makran au niveau du détroit d’Ormuz par un grand accident méridien. Sa genèse s’explique par la rotation senestre du bloc arabique qui a entraîné la déchirure de la Mer Rouge et la surrection de la chaîne intracontinentale du Zagros par compression contre le bloc iranien.

1. Les grandes zones tectoniques du Zagros (fig. 114)

5Le Zagros est constitué de trois zones tectoniques de direction NW-SE : la zone externe ou autochtone plissé, la zone écaillée en position centrale et la zone interne ou zone de Sanandaj-Sirjan (STÖCKLIN, 1968).

a. Le Zagros externe

6Domaine des recherches pétrolières, c’est le mieux connu. Plissée tardivement au Pliocène, la série sédimentaire continue, de 15 km d’épaisseur, va du Cambrien au Pliocène ; elle constitue le Zagros autochtone. Les plis, bien soulignés par les contrastes lithologiques, forment des arcs successifs déversés vers le SW. Cette région mobile, à forte séismicité, comprend deux sous-ensembles : le premier concerne les plis larges, discontinus et isopaques de l’avant-pays mésopotamien qui affectent surtout les sédiments cénozoïques (Miocène marneux et conglomérats néogènes et pléistocènes) ; le second correspond à un système de chaînes parallèles aux anticlinaux parfaits, armés par les calcaires oligo-miocènes de la formation d’Asmari. Epais de 150 à 450 m, les calcaires d’Asmari sont karstifiés localement.

b. Le Zagros écaillé

7Cette zone étroite, large de 15 à 40 km, représente la partie la plus profonde du géosynclinal ; ici se sont accumulés plus de 5000 m de sédiments marins du Lias à l’Eocène, dont des vases calcaires fines représentées par épais calcaires de Bisotun qui forment l’ossature de la chaîne de Kermanshah. Le décollement de cette série sur l’autochtone externe s’est produit après le Campanien et sans doute avant l’Eocène moyen (BRAUD, 1970) ; elle a été à nouveau sollicitée au moment de la tectogenèse néogène responsable du plissement du Zagros externe. Les déplacements tangentiels globaux sont de l’ordre de 50 km, comme dans la nappe à radiolarites et ophiolites du secteur de Pichakun situé 200 km à l’Ε de Shiraz (RICOU, 1968).

Figure 113 :
Carte de la chaîne de Kermanshah, du Kuh-e-Parau (3357 m) à la frontière irakienne (province de Kermanshah)
(en carton : croquis de situation).

Figure 114 :
Structure géologique de la région N de Kermanshah
(en carton : structure générale du Zagros).
Schéma structural :
A. Zagros interne.
B. Zagros écaillé limité au NE par l’accident du Zagros.
C. Zagros externe plissé.
D. Piémont et plaine alluviale de Mésopotamie.
Carte principale :
1. Accident du Zagros.
2. Grand escarpement de chevauchement frontal de la zone écaillée.
3. Chevauchement.
4. Zone interne de Sanandaj-Sirjan (faciès détritiques et intrusifs).
5-6-7. Zone écaillée.
5. Ophiolites crétacées de Kamyaran.
6. Calcaires de Bisotun (Jurassique-Crétacé).
7. Radiolarites de Kermanshah (Trias-Crétacé).
8. Zone externe plissée.

8La zone écaillée est limitée au NW par une ligne structurale majeure et mégamétrique : T accident du Zagros (Main Thrust) de direction NW-SE. D’après BRAUD et RICOU (1971), il s’agit de deux accidents distincts, plus ou moins superposés, séparant le Zagros externe et écaillé de l’Iran central : l’un est un charriage de direction SW (flèche maximum de 40 km), l’autre un coulissement dextre, tous deux résultant d’une tectonique compressive N-S par serrage oblique. La Main Thrust se poursuit en Turquie avec l’accident nord-anatolien, l’ensemble formant un grand coulissement péri-arabe.

c. La zone interne de Sanandaj-Sirjan

9Cette bande montagneuse complexe, constituée d’une mosaïque de massifs et de bassins intramontagnards, se rattache au Zagros du point de vue orographique. En revanche, elle appartient à l’Iran central par ses faciès surtout détritiques (Lias-Jurassique) et intrusifs (diorites et granites tertiaires) qui s’opposent aux formations marines du Zagros externe et écaillé ; mais aussi par son plissement précoce, antérieur à la transgression du Crétacé moyen.

2. Structure et litho-stratigraphie de la chaîne de Kermanshah

10Cette haute chaîne karstique, longue de 150 km et large de 15 à 25 km, forme la partie médiane et sommitale de l’extrémité NW de la zone écaillée du Zagros. Cette dernière mesure 30 à 50 km de large dans la région étudiée. Des précisions sur les unités structurales sont apportées par les travaux de J. BRAUD (1970). (fig. 115).

11a. La série autochtone : située juste au SW de Kermanshah, celle-ci est modérément plissée (alt. 1500-2400 m) ; elle comprend surtout des calcaires et des flyschs crétacés à éogènes.

12b. La zone écaillée : le haut karst est localisé dans la zone de Bisotun, intercalée entre la nappe des radiolarites de Kermanshah au SW et les écailles tertiaires et ophiolites au NE.

13- Les radiolarites du bassin de Kermanshah reposent en discordance sur le Crétacé autochtone. Cette formation caractéristique (Trias à Crétacé), composée de calcaires à rognons ou bandes de silex et à jaspes rouges ou verts, atteint 750 à 1000 m de puissance. Son charriage se serait produit après le Campanien.

14- La zone de Bisotun constitue l’armature calcaire de la chaîne de Kermanshah. Cette puissante série carbonatée, épaisse de plus de 2700 m, est formée de calcaires fins, à faciès homogène (sauf quelques niveaux dolomitiques) ; elle va du Jurassique supérieur au Cénomanien-Turonien. Ces calcaires cristallins, de teinte brun clair, sont légèrement dolomitiques (5 % de MgCO3) et renferment moins de 0,1 % d’insolubles (WALTHAM et EDE, 1973).

Figure 115 :
Echelle litho-stratigraphique des formations rencontrées dans la région de Kermanshah (d’après les données de BRAUD, 1970).

15Les grandes parois NW, de 1000 à 2000 m de commandement, entièrement constituées par les calcaires de Bisotun, correspondent à un front de chevauchement (sur les radiolarites) dont la mise en place remonte à la phase crétacé supérieur-éocène ; l’ensemble a été soulevé et rajeuni au Néogène (photos 112 et 113). Les calcaires d’Asmari (Oligo-Miocène), de couleur brun-clair et en petits bancs, recouvrent directement le Crétacé ; des affleurements résiduels subsistent sur les hauts plateaux karstiques.

16Les calcaires du Cénomanien se retrouvent plus au SE dans le haut massif du Zard Kuh (4547 m), point culminant du Zagros, où ils portent le nom de formation de Sarvak.

17- Les écailles tertiaires et ophiolites se situent au NE entre la zone de Bisotun et l’accident du Zagros. Ces petites unités allochtones à matériel tertiaire surtout flyschoïde sont empilées et charriées sur la zone de Bisotun. En arrière apparaît le massif de Kamyaran formé de gabbros et de dolérites du Crétacé.

B. LE CONTEXTE BIO-CLIMATIQUE ET LES SOLS

1. Le climat

18D’après la carte des précipitations de l’atlas climatique de l’Iran (1965, in SCHWEIZER, 1975) (fig. 116), on observe que le Zagros échappe à l’aridité de l’Arabie et de l’Iran central. Du Cilo Dag (ait. 4168 m) en Arménie au Zard Kuh (alt. 4547 m), point culminant du Zagros, en passant par le Zagros irakien, les précipitations sont toujours supérieures à 500 mm/an. La chaîne apparaît donc relativement arrosée, avec des valeurs de 800 mm/an au dessus de 2500 m, voire de plus de 1000 mm/an sur les plus hauts karsts. Deux stations de moyenne altitude permettent d’apprécier le régime climatique. A Borujerd (alt. 1768 m), situé à 160 km à l’ESE de Kermanshah, les précipitations sont de 531 mm/an (d’après BOBEK, in BOUT et al., 1961). Très contrasté, le régime présente (fig. 116) :

  • une saison totalement sèche de juin à octobre inclus ;
  • un automne tardif, semi-aride (40 mm en novembre) ;
  • un hiver et un printemps humides (décembre à mai) totalisant 95 % des précipitations annuelles.

19D’après l’Iranian Meteorological Organization (in ALIJANI et HARMAN, 1985), les hautes chaînes calcaires de la région de Kermanshah présentent 90 jours de précipitations par an, voire un peu plus, l’essentiel se distribuant en hiver au printemps, ce qui représente un jour de pluie (ou de neige) sur deux de décembre à mai. Seul l’Azerbaïdjan (100 j/an) et la bordure Caspienne (120 j/an) dépassent cette valeur.

20A Khurramabad (alt. 1171 m, 504 mm/an), le régime est similaire, avec un automne légèrement plus humide (87,5 mm en septembre, octobre, novembre) et une saison froide (hiver-printemps) regroupant 83 % du total annuel. Les précipitations sont surtout neigeuses au-dessus de 2000 m d’altitude. De rares pluies estivales peuvent humecter les sommets (nous avons constaté ce phénomène le 30/7/77 sur la crête SW du plateau de Ravansar, vers 2800 m). Mais souvent ces pluies s’évaporent en tombant et n’atteignent pas le sol à cause de la sécheresse de l’atmosphère (virgas). Le fort enneigement hivernal est confirmé par :

  • l’existence de nombreuses névières et glacières dans les gouffres des hauts karsts ;
  • la relative richesse de la pelouse alpine ;
  • le témoignage oral des Kurdes (couche de neige supérieure à 1,50 m au-dessus de 2500 m.

21Le régime thermique est également contrasté. A Khurramabad, il fait 5,9°C en janvier et 29,8°C en juillet, soit une amplitude annuelle de 23,9°C (SCHWEIZER, 1975). En haute montagne, les températures hivernales peuvent descendre entre -15 et -30°C. En été, les températures nocturnes sont voisines de 0°C au-dessus de 2800 m et favorisent la condensation au sol utile au développement de la pelouse xérophile.

22L’aridité de l’été est liée à la remontée des masses d’air tropicales anticycloniques, le jet-stream subtropical passant alors sur le N de l’Iran, d’où l’absence d’activité orageuse. A la fin de l’automne, en novembre et décembre, les dépressions de secteur W venues de la Méditerranée commencent à atteindre le Zagros, rejetant le jet-stream subtropical à la hauteur de Shiraz, vers 30° de latitude N, tandis que l’anticyclone sibérien, franchissant la barrière montagneuse de l’Iran septentrional, pénètre sur l’Iran central. En hiver, la température descend à - 25°C à Tabriz (NW Iran), - 16°C à Téhéran et à - 24°C à Maschhad (NE Iran).

23Le climat est donc caractérisé en altitude par un hiver rude, froid et humide, et un été chaud et très sec. Il s’agit d’un climat subtropical, continental et montagnard, de type syrien (VIERS, 1968) correspondant à une dégradation accentuée du climat méditerranéen oriental de montagne.

2. La végétation

24Les précipitations de saison froide, restituée en grande partie au moment de la fusion nivale, expliquent l’existence d’une végétation méditerranéenne de montagne qui a néanmoins subi une forte dégradation anthropique (photos 112 et 113). L’étage forestier à chênes verts (Quercus ilex), absent dans les secteurs de Kermanshah et de Ravansar, apparaît dans la zone de Qara Qaleh à Paveh (fig. 120) où il monte localement jusqu’à 2000-2100 m d’altitude en versant W (photo 113). On observe une opposition marquée entre les ubacs beaucoup plus forestiers et les adrets souvent dénudés. Les grands glacis situés au pied du plateau de Ravansar en exposition SW sont complètement secs : les surpâturages pourraient expliquer un tel phénomène (photo 113).

25Sur les hauts plateaux, entre 2500 et 3200 m, la végétation est représentée par une pelouse xérophile assez riche. Au printemps, à la fonte des neiges, la montagne verdit ; c’est à la même époque que débute la transhumance vers le karst d’altitude devenu soudain une oasis de verdure. L’espèce la plus distinctive est une ombellifère arborescente, haute de 2 à 5 m, sorte de fenouil sauvage du genre Ferula (espèce voisine de Ferula communis) qui est coupé et ramassé par les Kurdes pour servir de foin. On observe également des chardons (Echinops ritro, Galactites tomentosa), des mauves arborescentes à fleurs blanches (espèce voisine de Lavatera arborea à feuilles palmatifides), des genevriers rampants, des cystes, des euphorbes...

3. Les sols

26Dans les hauts karsts du Zagros, la pédogenèse est typique d’une région méditerranéenne de montagne semiaride à sub-humide à forte aridité estivale et à hiver neigeux et froid. Les sols fersiallitiques, principalement hérités (voire enrichis et rajeunis par voie éolienne), sont dominants, même en haute altitude.

Figure 116 : Carte des précipitations du Zagros septentrional et central. 1. < 500 mm/an. 2. 500-600 mm/an. 3. 600-800 mm/an. 4. 800-1000 mm/an. 5.> 1000 mm/an. (en carton : régime des précipitations à Borujerd/alt. 1768 m et à Khurramabad/alt. 1171 m).(d’après l’atlas climatique de l’Iran, 1965, in SCHWEIZER, 1975).

a. Les sols du piémont calcaire

27Dans le secteur semi-forestier de Qara Qaleh situé vers 1700 m, entre Ravansar et Paveh, on observe des solsfersiallitiques à horizon B rouge (2,5 YR 4/6) à brun-rougeâtre (2,5 YR 3/4) surmonté parfois d’un horizon A humifère brunâtre plus ou moins dégradé. Ces profils sont tronqués à cause des surpâturages. Sur les flancs moyens, entre 1800 et 2200 m, les sols colluviaux remanient d’anciens sols rouges. Aujourd’hui, cette zone connaît des précipitations de l’ordre de 400 à 500 mm/an. La fersiallitisation pourrait se poursuivre actuellement si elle n’était pas contrariée par la forte pression pastorale.

b. Les sols des hauts plateaux karstiques

28L’existence de sols rouges en haute altitude est un indice morphoclimatique important dans le cadre de la karstogenèse plio-quaternaire. Nous avons pu en observer dans les dépressions du plateau de Ravansar entre 2400 et 2800 m. WALTHAM et EDE (1973) en signale à 3050 m dans le grand ouvala du plateau S du Kuh-e-Parau où ils ont été érodés, puis sédimentés sur plus de 7 m d’épaisseur (fig. 118). Il en existe aussi sur le plateau de Shahu entre 2500 et plus de 3000 m.

29Ces sols de dépressions ont un profil remanié. L’horizon B, de teinte rouge (2,5 YR 5/6), est riche en fragments calcaires provenant de l’évolution du flanc des dolines. L’horizon A, mal développé, de couleur brun-rougeâtre reste dans la gamme 2,5 YR du code Munsell.

Photo 112 :
La haute chaîne de Kermanshah entre le Kuh-e-Shahu et le haut plateau de Ravansar (en arrière-plan sommet 3130 m).
Calcaires de Bisotun (Jurassique-Crétacé).
Au premier plan, pelouses dégradées à coussinets et sols érodés par les surpâturages (alt. 2600 m).

Photo 113 :
Front chevauchant de la zone écaillée au niveau du plateau de Ravansar et glacis se raccordant au bassin de Kermanshah. Au premier plan, garrigue à chênes verts et épineux résultant de la dégradation anthropique de la forêt (ait. 1700 m).

Photo 114 :
Vue générale du haut plateau à dolines de Ravansar depuis le nord (alt. 2400-2800 m, 20 km x 6km).
Structure synclinale évasée et calcaires de Bisotun.

30Ces sols rouges sont probablement issues en partie de la décalcification des calcaires de "Bisotun" et "d’Asmari", puis de l’altération des argiles dans des conditions rubéfiantes. Le rôle joué par une ancienne couverture (flyschs) n’est pas à exclure. Comme dans les hauts karsts de Méditerranée orientale (chap. Crète), il faut aussi compter avec un rajeunissement par voie éolienne.

31Notons enfin le puissant soutirage des argiles vers l’endokarst : les parois des cavités explorées sont recouvertes d’une pellicule de boue rougeâtre ou teinté en orange comme dans les puits du Ghar Parau (- 751 m, alt. 3050 m, plateau S du Kuh-e-Parau) ou dans les gouffres du plateau de Ravansar. Les remplissages souterrains argilolimoneux, brun-rouge à jaune-orangé, sont également contaminés par les hydroxydes de fer.

II - LE KUH-E-PARAU

32Les trois massifs karstiques principaux de la chaîne de Kermanshah sont analysés successivement. Il s’agit du Kuh-e-Parau au SE, du plateau de Ravansar et du Kuh-eShahu au NW.

33Le modelé exokarstique du Kuh-e-Parau présente de nombreuses similitudes avec les hauts plateaux de Ravansar et de Shahu situés plus au NW en direction de l’Irak. Surplombant de près de 2000 m la ville de Kermanshah (fig. 117), le massif du Parau a attiré en premier les spéléologues anglais. Pour WALTHAM et EDE (1973), le karst de surface, intensément troué, semble peu contrôlé par les facteurs structuraux et litho-stratigraphiques. Le karst profond, très développé, est connu grâce à l’exploration du "Ghar Parau" profond de 751 m.

A. LA MORPHOLOGIE DES VERSANTS

34Ravins et gorges en pente raide sont présents sur les flancs escarpés. Les dépôts cryoclastiques sont peu importants : ils forment des lanières au fond des talwegs ou des talus d’éboulis au pied des falaises. Dans la vallée de Mangalat (fig. 118), de direction E-W, située entre les contreforts S et le Kuh-e-Parau, des cônes de déjection cimentés en partie réincisés ont été observés. Ces incisions et ces dépôts corrélatifs sont en relation directe avec des phases plus humides et plus froides tandis que le processus de consolidation, fréquent dans les karsts méditerranéens, traduit un climat plus chaud (cf. chap. 15).

Figure 117 :
Carte géologique et hydrogéologique de la zone du Kuh-e-Parau s.l.
Géologie : A. Grand escarpement frontal de chevauchement de la zone de Bisotun. B. Chevauchement des radiolarites sur la zone externe plissée. C. Zone interne de Sanandaj-Sirjan. D. Ophiolites de Kamyaran. E. Calcaires de Bisotun. F. Radiolarites de Kermanshah. G. Zone externe plissée. H. Sommets et lignes de crêtes. I. Escarpement. J. Source importante, source secondaire. K. Gouffre majeur. L. Champs de dépressions.
Emergences et cavités : 1. Source de Bisotun (150 l/s). 2. S. de Nagibaran (80 l/s). 3. S. de Bernaj (250 l/s). 4. S. de Taq-e-Bustan (400 l/s). 5. S. de Kerzeh S (175 l/s). 6. S. de Kerzeh N (200 l/s). 7. S. de Do Cheqa (100 l/s). 8. S. de Ravansar (400 l/s). 9. Gouffre du Ghar Parau (-751 m). (débit estival d’août-septembre, sauf juillet pour 7 et 8). (d’après WALTHAM et EDE, 1973, pour les sources).

Figure 118 :
Carte morphologique de la grande dépression du plateau S du Paraît située vers 3050-3100 m, avec indication du tracé souterrain du Ghar Parau, et coupe schématique au niveau du plateau S et du Ghar Paraît (d’après WALTHAM et EDE, 1973 et JUDSON,1973).
1. Faille. 2. Pendage. 3. Calcaires de Bisotun. 4. Radiolarites (brèches à cherts). 5. Sommet, crête. 6. Escarpement. 7. Dépression. 8. Plancher ondulé de la grande dépression S du Parau avec sédiments rouges. 9. Entonnoirs et puits. 10. Tracé souterrain du Ghar Parau. 11. Talweg à écoulement temporaire dans le remplissage ronge. 12. Surface lapiézée.

B. LE KARST DES HAUTS PLATEAUX

1. Lapiés et surfaces rocheuses

35Les champs de lapiés sont absents en raison de l’extension des dépressions jointives. En revanche, gradins et murs rocheux sont sillonnés par des rigoles(Rinnenkarren), hautes de plusieurs mètres et larges de 20 à 30 cm, d’apparence héritée et partiellement démantelée par la gélifraction. D’autres lapiés de parois, moins évolués, sont peut-être holocènes, mais les cannelures (Rillenkarren) sont absentes en raison de la quasi-absence de précipitations liquides au-dessus de 2500 m d’altitude. Rappelons que les Rillenkarren sont des ciselures dues à l’eau de pluie alors que les Rinnenkarren proviennent surtout du ruissellement des eaux de fonte de neige.

2. Les champs de dépressions du plateau N ou plateau de Kershaqal (fig. 118)

36Le plateau de Kershaqal se situe au NE du Kuh-e-Parau entre 2500 et 2750 m d’altitude (25-30 km2). Les champs de dépressions coalescentes (ø 20-100 m), réunis souvent au sein de bassins fermés hectométriques à kilométriques, constituent le trait karstique dominant du massif. On n’observe pas (ou peu) de vallées aveugles. Les dolines de taille moyenne (0 10-50 m) sont séparées par des arêtes rocheuses comme sur le plateau de Ravansar. Les fonds sont rocheux pour les petites dépressions (amas de blocs effondrés) ou colmatés par des sols rouges pour les plus larges (fond plat).

37Un petit poljé de 2 km x 1 km et de 150 m de profondeur est située sur le rebord E du plateau. Ce modelé majeur est sans doute pré-quaternaire.

3. Le plateau S du Parau (fig. 118)

38Situé vers 3050-3100 m d’altitude, juste au S du Kuh-e-Parau (3357 m), ce haut plateau renferme les seules grandes cavités connues du massif, dont le Ghar Parau (- 751 m). Il est caractérisé par une dépression longue de 1000 m et large de 200 à 300 m.

Figure 119 : Topographie du Ghar Paraît ((JUDSON, 1973).

39Elle est limitée au N par le flanc redressé du Parau et au S par une ride ne dépassant pas 20 à 25 m de haut. Cette cuvette est localisée sur une inflexion synclinale. Contrairement à la plupart des grandes dépressions du massif, celle-ci présente un fond plat constitué d’une épaisse couche de sédiments rouges. Plusieurs anciens talwegs recoupent le remplissage sur plus de 7 m de profondeur, mais le substratum rocheux n’est pas visible. Il s’agit de sols rouges décapés par l’érosion, puis accumulés au fond de la dépression. Ils renferment des blocs de silexites atteignant parfois 3 m de diamètre ; selon WALTHAM et EDE (1973), ces éléments proviendraient de la formation à radiolarites qui devait recouvrir autrefois le plateau au moins 100 m au-dessus du niveau actuel (fig. 118). Dans la partie W du plateau S, il subsiste une lentille de calcaires bréchiques à éléments de jaspe et chert rouges appartenant à la série des radiolarites dont les affleurements principaux forment le soubassement du bassin de Kermanshah.

40Les petits talwegs qui parcourent le remplissage rouge ne sont plus fonctionnels, même à la fonte des neiges ; en périodes humides, ils alimentaient les pertes de bordure, dont le réseau souterrain du Ghar Parau.

C. LES CAVITES

1. Les cavités anciennes décapitées

41Sur le plateau de Kershaqal au N et sur le plateau S du Parau, la plupart des cavités explorées sont des puits ou des grottes obstrués à moins de 30 m de profondeur par des blocs et des sols rouges soutirés, et parfois par des névières et glacières. Certaines cavités sont des éléments d’anciens réseaux tronqués par l’évolution karstique et l’érosion périglaciaire, et déconnectés du système hydrokarstique actuel.

42Sur le Kuh-e-Kamarkoh (alt. 2913 m) situé au NW de la zone du Parau, WALTHAM et EDE (1973) signale l’existence d’un puits en partie colmaté par un remplissage bréchique. Sur le plateau S du Parau, on note aussi la présence d’une conduite forcée de 7 m de diamètre descendant jusqu’à - 20 m (obstruction par des blocs et des sédiments fins) ; ce tronçon relique s’ouvre 30 m au-dessus du plancher terreux de l’ouvala et témoigne d’un creusement en régime noyé, sans doute à une époque où le massif était moins élevé.

2. Les grandes cavités (annexe I)

43Elles se situent sur la bordure du plateau sud du Parau où elles ont été alimentées autrefois par des ruisseaux temporaires (fig. 118). Le Ghar Acker et le Ghar Barfkan mesurent respectivement - 110 et - 80 m. Ce sont probablement d’anciens affluents du réseau Ghar Parau (- 751 m). Ce dernier présente un profil en escalier (succession de puits) typique d’un gouffre alpin (fig. 119). A l’inverse des vieux réseaux subhorizontaux décapités par l’érosion des plateaux et le recul des versants, et témoignant d’un ancien niveau de creusement, le profil cascadant du Ghar Parau souligne l’enfoncement du système endokarstique en fonction du soulèvement du massif. Son âge —variable selon les parties du réseau— est encore impossible à déterminer, mais il est en partie pré-quaternaire.

3. Spéléogenèse : relations exokarst-endokarst

44L’évolution du réseau Ghar Parau est complexe comme l’attestent les remplissages alluviaux recoupés par l’érosion, les nombreux concrétionnements inactifs et érodés et les multiples surcreusements. Ces indices spéléogénétiques renseignent sur les conditions paléoclimatiques. WALTHAM et EDE (1973) distinguent sept phases morphologiques ; nous reprenons cette chronologie en l’adaptant.

  • La phase 0 est la phase incipiente du creusement du réseau ; elle n’est pas envisagée par les auteurs. On peut la situer à la fin du Tertiaire.
  • La phase 1 est caractérisée par une érosion intense en régime d’écoulement libre et correspond aux larges sections supérieures du réseau. Cette période était plus humide et plus froide qu’aujourd’hui. Le colmatage de certains puits par des éboulis, ultérieurement consolidés en brèches, est difficile à situer.
  • La phase 2 est caractérisée par de gros massifs stalagmitiques et des dépôts détritiques importants. En l’absence de datations radiométriques, il est impossible de proposer une date, mais ils correspondent à des phases interglaciaires plus chaudes et plus humides qu’aujourd’hui, et peut-être à une époque où le massif était moins haut (présence d’une couverture pédologique).
  • La phase 3 est marquée par une reprise modérée de l’érosion fluviatile et se manifeste par des surcreusements en fissures (trou de serrure) affectant le plancher des conduits.
  • La phase 4 est attestée par des remplissages clastiques et alluviaux dont on retrouve des témoins accolés sur les parois de plusieurs puits. Vers - 80 m (Corkscrew), un remplissage épais montre un granoclassement normal depuis les blocs de base jusqu’aux limons et argiles supérieurs. Les dépôts de la salle Cyrus le Grand, au sommet du puits Eroica, sont similaires. Ils datent de périodes humides et froides, les crues de fonte permettant des mises en charge localisées et la sédimentation des limons et argiles provenant du soutirage des sols rouges.
  • La phase 5 voit le recreusement des remplissages de la phase 4.
  • Les phases 6 et 7 des auteurs anglais correspondent à l’Holocène. Cette période est caractérisée par un écoulement de plus en plus restreint, sans pouvoir d’érosion mécanique. Des concrétions sont fonctionnelles de même que certaines cannelures sur les parois des puits. L’eau d’infiltration continue à humecter la fine couche d’argile rouge issue de l’absorption des sols fersiallitiques.

D. LE FONCTIONNEMENT HYDROGEOLOGIQUE

1. Hydrologie des émergences (fig. 117)

45Les principales émergences du massif du Parau se situent vers 1350 m d’altitude au pied des grands escarpements de faille et de chevauchement. Le potentiel hydraulique maximum est de 2000 m depuis le sommet du Kuh-e-Parau (3357 m) et de 1700 m au niveau de l’entrée du Ghar Parau. Les débits estivaux sont de 150 à 400 1/s. Les eaux les plus froides sont celles de Nagibaran (11°C), de Bernaj (11,5°C) et de Taq-e-Bustan (12,7°C) : elles proviennent du secteur le plus élevé du massif, donc des plateaux N et S du Parau (fig. 117). Les autres sources ont des températures supérieures à 15°C et drainent des zones moins élevées.

46Un traçage à la fluorescéine a été effectué par l’expédition anglaise dans le Ghar Parau, mais il n’a pas donné de résultat, probablement en raison de la situation d etiage et de la vitesse faible des écoulements souterrains.

47Les systèmes hydrokarstiques plongent sous le niveau de base du bassin de kermanshah (sources vauclusiennes), ce qui suggère l’existence d’un aquifère noyé. En effet, la relative abondance des sources pendant l’été ne peut s’expliquer que par la restitution d’importantes réserves noyées. La recharge de ces réserves s’effectue au printemps pendant la fusion nivale. Dans le système de Taq-e-Bustan (la plus grosse émergence), les réserves sont estimées à plusieurs millions de m3. En effet, à partir de juin, le débit n’est pratiquement plus influencé par la fonte des neiges et le tarissement s’étale de la mi-juin à début novembre ; le volume d’eau évacué pendant cinq mois provient donc en majorité des réserves dynamiques de l’aquifère noyé.

48A la fusion nivale, le débit des grosses émergences atteint 4 à 6 m3/s, mais cette période de hautes eaux est de courte durée (WALTHAM et EDE, 1973). Le gradient intermensuel des débits fluctue entre 1 et 20 environ.

2. Rôle de la dissolution (tableau 17)

49Les émergences importantes ont des teneurs en CaCO3 de 12,7 à 14,4°F en été (Nagibaran, Bernaj, Taq-e-Bustan). La source de Berinjan, située à l’extrémité NW du massif, présente un débit d etiage plus faible (20 l/s) et un TH plus élevé (18,6°F). Des valeurs de 19 à 26°F ont été mesurées pour d’autres petites sources (WALTHAM et EDE, 1973).

50Cet écart du chimisme des eaux entre les grandes et petites sources est logique. Les premiers sont des eaux typiques des karsts d’altitude à circulation souterraine assez rapide, parvenant vite à l’équilibre au moment de la fusion nivale, notamment en raison de la faiblesse de la pCO2. Les secondes sont des eaux de karsts moins élevés présentant un régime d’écoulement plus lent. Le rapport Mg/Ca (calculé d’après les mesures de l’expédition anglaise) est de l’ordre de 0,07 à 0,11 pour la grande source du Parau. Il est par contre de 0,22 et 0,23 pour les deux grosses émergences de Kerzeh N (200 l/s) et Kerzeh S (175 l/s) situées à l’W dans la plaine au pied d’un petit escarpement. Les TH sont assez élevés : 17,7°F et 17,3°F. En effet, leurs eaux ont un long cheminement souterrain lié à la situation éloignée de l’impluvium. La progression du rapport Mg/Ca se vérifie pour d’autres petites sources où celui-ci atteint 0,27 à 0,28.

Tableau 17 :
Caractères physico-chimiques des principales émergences du massif du Kuh-e-Parau (analyses : août, septembre 1972, WALTHAM et EDE 1973) (* analyse effectuée en juillet 1977, R. MAIRE).

51L’eau de la nappe phréatique prélevée dans un puits situé sur la bordure N est comparable chimiquement : TH = 23,5°F et Mg/Ca = 0,27.

3. Estimation de la dissolution spécifique

52Pour le massif du Parau (258 km2), le débit cumulé des émergences est de 0,895 m3/s (3,5 l/s/km2) en août et le TH moyen est de 14,3°F. La dissolution spécifique estivale est donc de 5,8 m3/km2/an. En tenant compte des valeurs annuelles, certes approximatives, la dissolution spécifique atteint plus de 10 m3/km2/an. Cependant, cette vitesse est un peu supérieure pour le karst des hauts plateaux et doit se rapprocher des valeurs calculées pour le plateau de Ravansar, soit 15 m3/km2/an.

53Si la moitié de la matière dissoute annuellement est évacuée pendant les deux mois de fonte, plus de 80 % de celle-ci se produit pendant la même courte période, puis stockée partiellement dans les réserves noyées. Ainsi, le déséquilibre dans la distribution temporelle de la dissolution paraît encore plus marquée ici que dans les karsts d’altitude humides du domaine méditerranéo-alpin.

III - LE PLATEAU DE RAVANSAR

54Situé au N du village de Ravansar (alt. 1361 m), ce haut plateau, long de 20 km et large de 5 à 7 km, a été visité dans sa moitié N (fig. 120 et photo 114). Le modelé karstique spectaculaire est conforme à celui des plateaux supérieurs du Parau, et présente des caractères fluvio-karstiques anciens. Si aucun gouffre important n’a été découvert, en revanche il existe deux grottes-émergences notables au NW, dans le secteur de Qara Qaleh (MAIRE, 1978).

A. LE KARST DE SURFACE

1. Cirques-dolines et champs de dépressions

55Défendu au SW par un grand escarpement de chevauchement haut de plus de 1000 m (photo 113), le plateau de Ravansar offre à perte de vue des champs de dolines très évolués (photo 114). L’ensemble forme un amphithéâtre de 100 km2, situé entre 2300 et 2700 m, et échancré à l’EΝΕ par une vallée sèche se terminant en gorge de raccordement. Comme sur le massif du Parau, les champs de lapiés sont quasi absents ; les seules rigoles de dissolution existantes sont des lapiés très inclinés (Wandkarren, Rinnenkarren) développés sur les flancs raides des entonnoirs, des gradins rocheux et des parois. Ces rigoles, larges et profondes de plusieurs décimètres, sont héritées d’une phase plus humide.

56Les formes majeures du plateau sont constituées par des cirques-dolines, circulaires ou allongés, de 0,5 à plusieurs km de diamètre et de 40 à 100 m de profondeur. Ainsi, le secteur N est entaillé par des cirques dont l’extrémité aval est caractérisée par une contrepente de plusieurs dizaines de mètres tandis que le fond de la cuvette est troué par des dolines jointives. Il existe un étagement des cirques-dolines entre le bord et le centre du plateau (fig. 121).

57Les dépressions élémentaires, emboîtées dans le fond des cirques-dolines et des bassins fermés, sont des entonnoirs ou des dolines en baquet de 40 à 100 m de diamètre et de 20 à 40 m de profondeur (photo 116). Les fonds sont colmatés par des quartiers rocheux effondrés et des sols rouges remaniés. La coalescence de ces dolines aboutit à des ouvalas de plusieurs centaines de mètres de diamètre sur le plancher desquels s’ouvrent d’anciens puits souterrains recoupés par l’érosion (photo 117).

2. Le modelé fluvio-karstique ancien

58Au NE du plateau, des vallons secs en "fond de bateau", larges de plusieurs hm, se développent sur 5 à 8 km de long ; ils sont accidentés par des entonnoirs et des dépressions à fond plat tapissés de sols rouges. Sur la bordure NW dominant la route Ravansar-Paveh, on observe vers 2600 m un vallon suspendu défoncé par des cuvettes hectométriques et des entonnoirs (photo 116).

59Ce relief fluvio-karstique ancien, complètement désorganisé, rappelle celui du plateau de Shahu situé 20 km au NW (infra, § IV.B.2.).

Figure 120 : Carte générale des hauts plateaux karstiques de Ravansar et deShahu.
Géologie : A. Accident du Zagros. B. Escarpement de chevauchement frontal de la zone écaillée. C. Zone interne de Sanandaj-Sirjan. D. Ophiolites de Kamyaran. E-F. Calcaires de Bisotun (E. Hauts karsts de Ravansar et de Shahu). G. Radiolarites et zone externe plissée. H. Sommets et crêtes. 1. Canyons. J. Escarpement. K. Source. L. Gouffres
principaux. M. Grotte. N. Champs de dépressions.
Emergences et cavités : 1. Source de Ravansar. 2. S. de Naukhan. 3. S. de Goulani. 4. S. de Qara Qaleh. 5. S. de Shahu. 6. S. de Durisan. 7. S. de Paveh. 8. S. de Palangan. 9. S. de Deh-i-Wiznap. 10. S. de Dalamarz. 11. Grotte de Naukhan. 12. Grotte de Qara Qaleh. 13. Gouffre-glacière (aven des Choucas). 14. Ghar Shabanou (-315 m). 15. Cale Mar (- 135 m). 16. Ghar-i-Cyrus (- 308 m).

B. LES CAVITES DU PLATEAU

60Contrairement aux karsts du Parau et de Shahu, la prospection spéléologique sur le plateau de Ravansar n’a pas révélé de gouffres dépassant - 60 m. Quelques gouffres — environ 1 sur 10 — s’ouvrent au fond des entonnoirs ; ils présentent un aspect identique à ceux des karsts hautalpins, avec des parois propres entaillées par des lames de corrosion. Leur fond, colmaté par des blocs et de la terra rouge, est souvent occupé par une névière. Ces cavités de 15 à 40 m de profondeur sont des puits à neige récents.

Photo 115 :
Vallée sèche située sur la bordure W du plateau de Ravansar (alt. 2600 m). Cuvettes, entonnoirs et cavités recoupées (photo 118).

Photo 116 :
Champs de dolines rocheuses coalescentes dans la partie nord du plateau de Ravansar (alt. 2450 m).

Photo 117 :
Entrée de l’aven des Choucas (- 60 m, alt. 2400m).
Ce puits concrétionné en cloche, occupé par une glacière dynamique, se situe sur le plancher d’un ouvala large de plusieurs centaines de mètres. Il s’agit d’une ancienne cavité, sans doute fini-tertiaire, décapitée par la dégradation karstique du plateau.

Figure 121 :
Caractères morphologiques et distribution des cirques-dolines et des champs de dépressions du plateau de Ravansar (2400-2700 m) (en carton : morphologie des gros entonnoirs coalescents).
1. Calcaires de Bisotun. 2. Champs d’entonnoirs et de dolines en baquet à fond sols rouges et de biocaille. 3. Grotte ancienne tronçonnée par l’érosion. 4. Vieux puits décapité et abritant une glacière dynamique (aven des Choucas, - 60 m, parois concrétionnées).5. Sols rouges tronqués ou remaniés. 5. Ligne en tiretés figurant l’ancienne surface karstique et l’abaissement de la surface topographique par la karstification dolinaire. 6. Sens des écoulements souterrains vers l’émergence de Ravansar ou de Naukhan.

61Les gouffres concrétionnés et d’allure ancienne sont les plus répandus. Certains sont composés d’un puits d’entrée de quelques mètres de diamètre donnant accès à une salle tapissée de coulées stalagmitiques et de stalactites (fig. 124) dont le fond est obstrué par l’effondrement du sommet du puits désormais ouvert sur la surface. Dans l’aven des Choucas, une glacière dynamique de plusieurs milliers dem3 a été découverte (fig.124) (photo 117). Il s’agit d’un puits de 60 m, englacé à partir de - 26 m. Le profil du puits est celui d’une cloche dont la section inférieure mesure 20 m x 6 m. Ce glacier souterrain, sans doute le plus volumineux découvert sur la chaîne de Kermanshah, est comparable à celui du puits d’entrée d’Ogof Ben Dwr situé dans le karst de Shahu.

62Dans la mégadoline principale qui échancre la crête NW du plateau, un porche de 8 à 10 m de haut et de 25 m de large s’ouvre sur un entassement de blocs (photo 118). A l’intérieur, une salle se termine en amont sur un conduit dont l’extrémité aboutit au fond d’une dépression comblée (fig. 124). Cette grotte, tronçonnée par l’approfondissement progressif du karst, sert de refuge et de bergerie aux Kurdes.

C. LES GROTTES-EMERGENCES DE LA BASE DU PLATEAU

63Des sources importantes émergent sur le piémont W du massif. Au S, l’émergence de Ravansar, sur laquelle s’est implanté le village, est la plus abondante avec un débit estimé à 500 l/s au début d’août. Apparemment impénétrable (captage), elle apparaît presque au contact des alluvions de la plaine (alt. 1370 m). Au NW, deux autres sources drainent la partie septentrionale du plateau ; les émergences de Qara Qaleh et de Naukhan correspondent à deux grottes actives d’un développement connu de 650 et 250 m.

64Ces deux cavités présentent une faible pente et une morphologie témoignant d’un creusement en régime noyé (larges coupoles de plafond dans Naukhan, fig.123 et photo 121), avec des effondrements ultérieurs (petites salles dans Qarah Qaleh, salle d’entrée de Naukhan). La grotte de Naukhan s’ouvre au fond d’une reculée dont l’évolution est illustrée par la morphologie du porche et de la salle d’entrée (entassement de blocs) : il s’agit d’un effondrement de la galerie par recul de la paroi (fig. 123).

65NB : pour la fiche technique des cavités, cf. annexe I.

D. KARSTOGENESE

66L’abaissement des surfaces karstiques depuis la fin du Néogène est important. Il est attesté par l’ampleur des dépressions et par le recoupement de paléocavités concrétionnées.

1. Le problème des dépressions géantes

67En raison du climat subtropical montagnard et de l’altitude des crêtes ne dépassant guère 2800 m, le plateau de Ravansar est un karst nival fonctionnant actuellement au ralenti, c’est-à-dire seulement pendant la saison humide de novembre à mai et surtout pendant la période de fonte d’avril-mai. Aucun indice d’action glaciaire n’a été observé. Durant les dernières phases froides, les cirques-dolines ont dû abriter en ubac quelques névés permanents. Les grandes dépressions sont donc nivo-karstiques.

Figure 122 :
Plan et coupe de la grotte de Qara Qaleh (alt. 1650 m) (topographie et exploration : N. Porret, D. Colliard, R. Maire / S.C.Lyon, 1977).

Figure 123 : Plan et coupe de la grotte de Naukhan (alt. 1540 m ) (topographie R. MAIRE/S.C.Lyon, 1977).

Figure 124 : Types de cavités explorées sur le plateau de Ravansar.
(A) Gouffre récent avec névière et sans concrétionnement.
(B) Grotte concrétionnée ancienne recoupée par un petit puits situé au milieu d’une large dépression.
(C) Grotte ancienne tronçonnée par l’érosion et la karstification sur la crête dédoublée du NW du plateau (fig 121/3).
(D) Glacière dynamique de l’aven des Choucas, exemple de puits souterrain ancien recoupé par l’abaissement du plateau.

68Les dolines en baquet et les entonnoirs évoluent par "autocatalyse" en piégeant les neiges hivernales. Leur évolution s’effectue par désagrégation mécanique des flancs subverticaux, dissolution des matériaux éboulés et soutirage des sédiments fins. L’évolution générale du plateau s’élabore donc par ces milliers de points d’absorption dont la coalescence est à l’origine des mégadolines et des ouvalas.

69Le contrôle structural, peu évident selon WALTHAM et EDE (1973) sur le Parau, explique ici la localisation des formes karstiques majeures. Ainsi, les vallons secs de la zone NE sont axés sur un synclinal NW-SE. Les cirques-dolines étagés s’adossent sur le revers monoclinal du grand escarpement de chevauchement SW. D’autres processus, comme la gélifraction et la décompression de la roche, sont à l’origine de l’obstruction des cavités et de la difficulté de pénétrer dans l’endokarst.

70On retrouve ce style d’évolution dans de multiples karsts du domaine méditerranéen et moyen-oriental qui n’ont pas connu l’action mécanique des glaciers, d’où l’existence d’une topographie dolinaire très développée.

2. L’évolution des cavités

71Les puits à neige récents sont dépourvus de concrétions, mais dans la plupart des cas, on est en présence de vieux réseaux recoupés par la dégradation du plateau. Un exemple typique est l’aven des Choucas (fig.124 D, photo 117), situé à 2400 m d’altitude au fond d’un ouvala. Le puits de 60 m, partiellement englacé, est tapissé d’anciennes coulées stalagmitiques : il s’agit d’un ancien puits hypogé connecté à la surface par effondrement du plafond et jouant maintenant le rôle de glacière dynamique. La pérennité du culot de neige et de glace s’explique par la profondeur et le volume important du puits en cloche ; il témoigne aussi de l’abondance des neiges hivernales.

72Le phénomène d’amputation de réseaux est fréquent. Ainsi, une ancienne grotte peut être recoupée à l’aval et isolée du corps principal (fig. 124 C) (photo 118). L’exemple de la grotte Casteret dans les Pyrénées, sur le revers espagnol de Gavarnie, est identique. Sur le plateau de Ravansar, ces cavités subhorizontales tronçonnées sont pré-quaternaires et remontent à une époque où le massif était moins haut (relation avec un ancien niveau de base).

73Malgré la faible profondeur des gouffres explorés sur le plateau, on observe plusieurs stades spéléogénétiques pouvant s’intégrer dans la chronologie relative du Ghar Parau (supra). On distingue des phases de concrétionnement majeur caractéristiques d’interglaciaires chauds et humides. Un stade de creusement postérieur a déterminé des surcreusements en fissures sur des ressauts concrétionnés.

74A la base du plateau N, les deux émergences de Qara Qaleh et de Naukhan sont à l’origine des deux reculées entaillant l’entablement calcaire (fig. 120). En raison de la subhorizontalité des couches, les deux cavités présentent une faible pente. L’entrée de la grotte de Qara Qaleh correspond à un ancien trop-plein. Les abondants dépôts d’argile et le profil en long de la galerie active expliquent d’anciennes mises en charge datant probablement d’une ou plusieurs phases humides. Dans la grotte de Naukhan, le porche d’entrée correspond à l’ancien exutoire de la rivière souterraine (fig. 123).

75La trace sombre d’un niveau aquatique est visible sur les parois de la salle d’entrée et de larges coupoles, formées en régime noyé, sculptent le plafond de la galerie donnant accès au lac terminal (annexe I, photo 121). Ces deux grottes-émergences constituent un regard sur la partie aval de systèmes karstiques, de 800 à 1200 m de dénivellation, alimentés par le plateau N de Ravansar.

Photo 118 :
Paléocavité décapitée par l’abaissement du karst dans une vallée sèche perchée de la bordure W du plateau de Ravansar (photo 115).
La coupe de cette grotte est représentée dans la figure 124C. Le plafond de la galerie présente un chenal de voûte et d’autres indices de paléofonctionnement en régime noyé, ce qui suggère des conditions hydrodynamiques remontant à une période où le massif était moins haut, d’où un âge pré-quaternaire.

Photo 119 :
L’émergence vauclusienne de Do Cheqa (20 km au SE de Ravansar, 100 l/s en été) se situe à la base du grand escarpement de chevauchement de la zone écaillée (source de débordement avec présence d’un aquifère noyé important). Cette localisation est classique pour les émergences du Paraît et celle de Ravansar <fig. 117).

3. Fonctionnement hydrologique et dissolution spécifique (tableau 18)

76Le régime des exsurgences est de type nival à maximum de fonte des neiges de fin de printemps et à minimum de fin d’été. La grande source de Ravansar, avec un débit de 0,4 m3/s en juillet, draine environ 75 % du plateau, soit 70 à 90 km2. Le débit estival, de l’ordre de 51/s/km2, est soutenu en partie par la lente fusion des névières et glacières, mais la restitution progressive de réserves contenues dans l’aquifère noyé est probable, comme pour les grandes sources du Parau.

Sources

altitude (m)

T°C

débit (1/s)

TH (°F)

Qara Qaleh

1650

11,50

40

21,10

Naukhan

1540

12,00

100

17,50

Ravansar

1360

15,50

400

19,30

Ravansar S

1325

20,00

5

15,80

Do Cheqa

1330

20,00

100

16,00

Tableau 18 : Caractères physico-chimiques des principales émergences du plateau de Ravansar et du massif W de Berinjan (analyses : 20-25/7/77, R. Maire).

77En admettant un TH moyen de 15,3°F et un débit moyen de 0,8 à 1 m3/s, la dissolution spécifique est estimée à 15-21 m3/km2/an. Ces valeurs approximatives sont un peu supérieures à celles calculées pour le Parau (10-15 m3/km2/an). L’évapotranspiration réelle, d’après la formule de Turc, serait de 416 mm/an ; cela signifie que les précipitations sont de l’ordre de 700 à 800 mm/an sur le haut plateau. Ces données indirectes sur la pluviométrie sont conformes à celles présentées sur la carte des précipitations (fig. 116).

IV - LE PLATEAU DE SHAHU

78Ce haut karst se situe à l’extrémité NNW de la chaîne de Kermanshah entre le bourg de Paveh à l’W et la profonde vallée du Sirwan au NE. Il a fait l’objet de deux expéditions spéléologiques françaises en 1974 et 1975 par le Centre Niçois d’Expéditions Spéléologiques (FARCY, 1974) et d’une expédition britannique en 1977 (LEWIS et al, 1979). En août 1977, nous visitons la bordure W.

79Le massif culmine au Kuh-e-Shahu (3353 m) qui domine à l’W le secteur de Paveh. La principale zone explorée par les spéléologues est le plateau N ou plateau de Shahu (40 km2) que l’on peut observer depuis le village kurde d’été de Shahu situé sur la bordure E. Il se développe, comme les autres karsts de la chaîne, dans les épais calcaires de Bisotun, entre 2500 et 3000 m d’altitude. Un sentier bien tracé monte à Shahu depuis l’E par Palangan et Youzidar (fig. 125).

A. LA MORPHOLOGIE DU PLATEAU NORD

1. Les champs de dolines (fig. 125)

80Les immenses champs d’entonnoirs, situés entre 2700 et 3000 m d’altitude, constituent le trait morphologique marquant du plateau de Shahu. Certains secteurs sont formés de dolines rocheuses, de 40 à 80 m de diamètre et de plusieurs dizaines de mètres de profondeur. D’autres zones, comme au pied du village de "Shahu" à l’Ε, sont modelées par des dépressions décamétriques moins profondes, à profil évasé, séparées par des champs de débris résultant de la gélifraction. Le gouffre Shahu (- 80m) s’ouvre près du village du même nom, au fond d’une doline de 250 m de diamètre aux flancs peu inclinés (10-25°) et recouverts par des sols rougeâtres colluvionnés et façonnés en terrassettes par le bétail.

Figure 125 : Cartes du haut karst de Shahu, au NW de la chaîne de Kermanshah (à droite : carte générale ; à gauche : carte détaillée), (inspirées de LEWIS et al., 1979).

2. Le modelé fluvio-karstique hérité (fig. 125)

81Le flanc oriental du Kuh-e-Shahu est sillonné par un réseau de vallons secs nivo-karstiques inclinés à 30-35° se raccordant à deux vallées importantes, le Darreh Shahu au S et la vallée Dalamarz au N. Ces deux vallées sèches sont karstifiées. A son extrémité amont, la vallée Dalamarz présente une topographie émoussée : versants de 100 m de haut inclinés à 30°, fond ondulé et percé de dolines. Darreh Shahu, la grande vallée sèche située entre les villages d’été d’Hanyeh et de Chilaneh, mesure 1 km de large. C’est dans sa partie supérieure que le degré de karstification est le plus avancé avec de multiples entrées de cavités de larges dimensions dont le Ghar Chilaneh (- 83 m).

82Ce relief fluvio-karstique hérité, déjà signalé sur le plateau de Ravansar, a été stérilisé par la karstification consécutive à l’actif soulèvement néogène.

B. LES GRANDES CAVITES DU PLATEAU N

1. Caractères généraux

83Six gouffres dépassent - 100 m sur Shahu contre trois sur le Parau (tableau 16). Tous se situent sur les bordures W et E. Plusieurs cavités présentent des accumulations permanentes de neige et de glace comme dans le puits d’entrée d Ogof Ben Dior (culot de glace de plus de 1000 m3) ou dans "Crystal Pot", puits de 80 m occupé par un névé souterrain aux sculptures de fonte remarquables (LEWIS et al, 1979). Ces glacières dynamiques se situent à plus de 2900 m d’altitude.

84Ghar Shahbanou (- 315 m), Ogof Ben Dwr (- 184 m) et Cale Mar (- 136 m) sont d’anciennes pertes installées au contact de gradins rocheux. Les conduits hypogés ont une morphologie évoluée : puits de grandes dimensions, hautes galeries sur fractures élargies par d’anciens écoulements, salles d’effondrement. Ces cavités sont obstruées entre - 100 et - 315 m par des trémies de blocs liés à la décompression dans des zones de fractures ou à des apports exogènes.

85Les remplissages sont caractéristiques de l’endokarst de la chaîne de Kermanshah : éboulis de gélifraction à la base des puits d’entrée, chaos de blocs et trémies de décompression, concrétionnement parfois abondant, dépôts argileux rougeâtres provenant du soutirage des sols fersiallitiques.

C. LES VERSANTS

86Le piémont W entre Qara Qaleh, Shamshir et Paveh ne présente pas de grands glacis comme au pied du plateau de Ravansar en raison du chevauchement de la zone écaillée sur les plis de l’Autochtone. Au contraire, le flanc occidental du Kuh-e-Shahu est échancré par des cirques nivaux et des vallées au fond desquelles se développent des rubans de végétation le long des ruisseaux issus des exsurgences de Durisan et de Paveh (fig. 13). Les dépôts de versants sont maigres : quelques tabliers de brèches démantelés subsistent vers 1800-1900 m à proximité de la source de Durisa (fig. 125).

Figure 126 : Coupe du gouffre Ghar Shabanou (d’après LEWIS et al., 1979).

87L’Ab-e-Sirwan, affluent du Tigre, a incisé la montagne au N sur plus de 2000 m de dénivellation ; il alimente le barrage-réservoir irakien de Darband-i-Khan localisé après la frontière à 50 km de Paveh. Sur le versant N du plateau de Shahu, des canyons profonds et étroits, à profil en long cascadant, rejoignent la vallée du Sirwan à l’image de l’impressionnante gorge de Darreh Surtu située au S de Palangan ou de la gorge de Wiznap sur la retombée N du plateau (fig. 125). Ces canyons autochtones, affluents du canyon allochtone du Sirwan, sont corrélatifs de la surrection.

D. HYDROGEOLOGIE

1. Les émergences (fig. 125)

88Les principales émergences du massif de Shahu se situent au N. Ainsi, au S du village de Palangan, des sources froides apparaissent dans le canyon de Darreh Surtu vers 1112 m avec un débit total de 140 l/s en août-septembre (LEWIS et al, 1979). Dans la profonde vallée de l’Ab-i-Sirwan, d’autres exsurgences importantes jaillissent en rive gauche, à Deh-i-Wiznap (alt. 975 m), Dalamarz (alt. 914 m) et Dariyan (alt. 1067 m) ; mais on n’observe aucune grosse source au-dessus de 1200m. En rive droite, une puissante émergence a été signalée en amont de Hajij : elle drainerait au N le haut karst du Kuh-i-Takht encore inexploré (fig. 125).

Sources

altitude (m)

T°C

débit (l/s)

TH (°F)

Goulani (Qaleh Gah inf.)

1320

14

150

22,8

Qaleh Gah (source sup.)

1650

15

3

33,4

Durisan

1930

8,5

100

15,6

Tableau 19 : Caractères physico-chimiques de plusieurs sources du flanc W du Kuh-e-Shahu (21/7/77, R. Maire).

89A l’W du Kuh-e-Shahu, les émergences de Paveh, de Durisan et de Goulani (ou Darbiyan) ont un débit estival de plus de 100 l/s chacune. Située à 6 km au S de Paveh, la source de Durisan constitue l’exutoire important le plus haut du massif (alt. 1930 m). Le débit, estimé à plus de 100 l/s le 21/7/77, provient essentiellement de la fonte des névés encore présents sur le versant NW du Kuh-eShahu entre 2900 et 3350 m comme en témoigne la température de 8,5°C, la plus basse de toutes les sources de la chaîne de Kermanshah.

90Aucun bilan hydrologique n’est possible pour le massif de Shahu en raison de la méconnaissance des débits globaux. Le régime, de type nival, est identique à celui des autres émergences du plateau de Ravansar et du massif du Parau. Cependant, grâce à l’altitude moyenne plus élevée — 2800-2900 m à Shahu contre 2500 m à Ravansar — le débit des sources est soutenu en juillet-août par la fusion des névés résiduels de surface et des névières et glacières piégées dans l’endokarst. La situation perchée des émergences semble exclure l’existence d’aquifères noyés très développés.

91La source de Goulani (150 l/s fin juillet), située quelques centaines de mètres sous le village de Qaleh Gah à 1320 m d’altitude, draine le plateau karstique méridional du massif de Shahu, encore inexploré.

2. Hydrochimie (tableau 19)

92Les quelques analyses sont conformes à celles effectuées sur les massifs de Ravansar et du Parau. Les grosses sources, en particulier les plus froides, sont les moins minéralisées à l’exemple de Durisan (TH = 15,6°F).

V - EVOLUTION GENERALE DES HAUTS KARSTS DE LA CHAINE DE KERMANSHAH

93Les hauts plateaux calcaires de la chaîne de Kermanshah présentent une karstification qu’il est impossible de deviner depuis les piémonts où seule la relative abondance des émergences constitue un indice sérieux. Immense champs d’entonnoirs, mégadolines et bassins fermés, vallées sèches, puits à neige et glacières, gouffres profonds et paléocavités décapitées sont les caractères dominants de ces karsts de haute montagne situés aux confins des déserts iraniens et de la péninsule arabique.

94Seule une évolution de plusieurs millions d’années au moins, d’abord sous influence pluviale à la fin du Tertiaire, puis nivo-karstique au Pléistocène, peut rendre compte de l’ampleur d’un tel modelé qui n’a pas subi ici l’action des glaciers. En effet, le principal problème morphologique posé par les hautes surfaces karstiques de la chaîne de Kermanshah est de dater le début de leur élaboration et par conséquent le début de la grande phase tectonique néogène.

95Selon la plupart des auteurs, la tectonique plio-quaternaire est responsable du soulèvement et du plissement de l’ensemble du Zagros (zone externe et zone écaillée). Or les arguments morphologiques —surfaces d’aplanissement karstique de type dolinaire, fluvio-karsts perchés, vieilles cavités recoupées, profondes vallées— oblige à envisager une évolution un peu plus longue remontant au Miocène supérieur. Rappelons les données de l’évolution géologique depuis le Crétacé supérieur.

A. SCHEMA DE L’EVOLUTION GEOLOGIQUE DEPUIS LE SENONIEN

1. La tectonique sénonienne

96Entre le Cambrien et le Miocène, plus de 10 km de terrains carbonatés se sont déposés dans une large dépression miogéosynclinale, dont près de 7 km au niveau du Zagros externe et 4 km environ au niveau de la future zone écaillée (calcaires de Bisotun).

97Dans la région de Kermanshah, la phase tectonique compressive (NW-SE) du Sénonien est caractérisée par le charriage des unités ophiolitiques crétacés (ultrabasites, gabbros, laves) et radiolaritiques (Trias-Crétacé) de l’ancienne suture téthysienne. Leur chevauchement sur les calcaires de Bisotun n’est pas toujours visible sur la bordure NE.

98On ne connaît pas d’affleurements résiduels d’ophiolites sur les hauts karsts. En revanche, la présence d’une ancienne couverture, au moins partielle, à conglomérats radiolaritiques est prouvée car des mégabrèches à radiolarites ont été signalées par les spéléologues anglais sur le plateau sud du Parau, à 3050 m d’altitude (fig. 118). Or RICOU et al. (1977, p. 38) indiquent que ces dépôts syntectoniques ne sont présents qu’en un seul endroit, au niveau de la terminaison W du Kuh-e-Garri (conglomérats à radiolarites surmontés par des calcaires de l’Eocène supérieur).

99L’émersion de cette zone pendant une période assez longue (5-10 Ma) a produit une érosion importante (conglomérats orogéniques, flyschs du Maestrichtien dans les sillons bordiers) qu’il est difficile d’évaluer. Il en est de même pour la première karstification dont on ne connaît encore aucun indice. Cette phase d’érosion se serait poursuivie jusqu’au Paléocène selon L.-E. Ricou.

2. La tectonique éogène

100La phase tectonique éo-oligocène n’est pas prouvée partout. Au N de Kermanshah (écaille de Gaveh Rud), RICOU et al. (1977, p. 39) précisent que les séries paléocènes et éocènes sont recouvertes en discordance par des calcaires détritiques du Miocène inférieur. Au SE, dans la région de Neyriz, les mêmes auteurs situent cette phase dans l’Oligocène.

Figure 127 : Schémas évolutifs du Zagros et de la haute chaîne de Kennanshah depuis le Miocène supérieur.
(1) Au Miocène supérieur-Pliocène : soulèvement et érosion de la zone écaillée et de la zone externe plissée ; dépôt corrélatif de 5000 m de sédiments détritiques sur le piémont et la plaine de Mésopotamie (inspiré de FALCON, 1974).
(2) Au Pliocène et Pléistocène inférieur : poursuite de la surrection, de l’antécédence des vallées allochtones (cluse du Sirwan), de l’assèchement du réseau hydrographique des plateaux et de l’enfoncement de l’endokarst.
(3) Au Pléistocène : poursuite du soulèvement ; le réseau fluvio-karstique fini-tertiaire est défoncé par la karstification qui s’accentue avec le développement des phases humides.

3. La phase tectorogénique fini-miocène à plioquaternaire

101Cette seconde phase tectonique majeure de compression ferme totalement le domaine téthysien à ophiolites et radiolarites, et provoque la surrection et le plissement du Zagros externe et du Zagros écaillé.

102Dans la zone écaillée de Kermanshah, les derniers dépôts datés sont des calcaires de l’Aquitanien-Burdigalien qui recouvrent en discordance les séries antérieures (calcaires de Bisotun, ophiolites...) (fig. 117). Il en est de même dans la région de Neyriz étudiée par RICOU (1976) où les dernières formations datées sont aussi des calcaires du Miocène inférieur (Formation de Kopu de l’Aquitanien-Burdigalien). Par conséquent, la tectonique néogène et pléistocène est calée obligatoirement entre la fin du Burdigalien et l’Actuel. De plus, dans la chaîne de Kermanshah, comme d’ailleurs dans son prolongement NW dans le Kurdistan irakien, les calcaires néritiques de l’Aquitanien-Burdigalien sont recouverts en discordance par un flysch miocène (RICOU, 1976, p.102). Ce phénomène traduit le début de la tectonique néogène, sans que l’on puisse la situer avec précision.

103Selon FALCON (1974), cette orogenèse débuterait vers 12 Ma, donc au début du Miocène supérieur (Tortonien), pour s’amplifier au Pliocène. Sur le piémont mésopotamien, les dépôts corrélatifs lacustres et d’estuaire sont constitués par 5000 m de sédiments détritiques :

  • la formation d’Agha]ari (schistes, marnes, grès), d’une puissance de 2500 m, attribuée au Miocène supérieur (Tortonien-Messinien) ;
  • la formation des conglomérats Bakhtiari, d’une puissance équivalente, qui daterait de la fin du Miocène supérieur et du Pliocène.

104Pour RICOU et al. (1977), cette tectonique dite "plioquaternaire" comporterait plusieurs évènements successifs s’étalant en réalité entre le Miocène supérieur et l’Actuel.

105Les indications fournies par les dépôts de piémont sont insuffisantes. La formation marno-gréseuses d’Agha Jari, par la nature fine de son matériel, correspond à un large épandage provenant d’un soulèvement progressif, mais néanmoins important. Les conglomérats Bakhtiari suggèrent un changement de régime morphotectonique caractérisé par une surrection et un plissement plus rapide. Toutefois, ces conglomérats sont mal datés car ils sont généralement azoïques ; de plus, il est possible que leur âge varie selon les lieux. Mais dans tous les cas, il s’agit de formations syntectoniques, avec une zone d’alimentation proche — remplissage des cuvettes synclinales en formation — comme l’a prouvé RICOU (1976) dans le secteur de Neyriz.

106FALCON (1974, p. 202) estime le volume de matériaux enlevé à 25 000 km3 par 100 km de segment de chaîne pour la période néotectonique allant du Messinien (Pontien) à l’Holocène (marge d’erreur de 20 %). A titre de comparaison, à l’Holocène, ce détritisme représenterait un volume enlevé de 200 km3 par 100 km de chaîne (marge d’erreur de 50 %) en raison du fort soulèvement de la période historique (infra). Mais il est difficile de calculer des valeurs moyennes de la surrection car la tectonique néogène présente une succession d’évènements d’intensité variable.

107C’est donc l’ensemble de la phase tectorogénique allant du Miocène supérieur au Quaternaire qui est responsable du remarquable plissement de la zone externe ou Autochtone plissé. Le raccourcissement du Zagros par compression est de 50 km au total, dont 15 km pour l’étroite zone écaillée (FALCON, 1974). Le soulèvement (et le plissement) de la zone externe du Zagros a été considérable entre le Miocène supérieur et l’Holocène, soit 12 km en 12 Ma. Il se poursuit de nos jours avec un taux de 1 cm/an à l’extrémité SW de la zone externe où FALCON (1974) signale un soulèvement de 20 m durant les 1700 dernières années d’après des mesures de niveaux décalés d’anciens canaux de la période sassanide.

B. GENESE DES HAUTES SURFACES KARSTIQUES ET DYNAMIQUE ACTUELLE

1. Age et évolution des hautes surfaces

108Les grands plateaux calcaires du Parau, de Ravansar et de Shahu, situés entre 2500 et 3100 m, sont des surfaces karstiques de la fin du Tertiaire qui ont été portées en altitude par la tectonique allant du Miocène supérieur au Pléistocène. En raison du caractère sans doute saccadé de la surrection, l’évolution de ces surfaces n’est pas simple à comprendre, surtout en l’absence de données de terrain complémentaires.

109Au Néogène, la première phase d’érosion se place après le Burdigalien, probablement au cours du Miocène moyen pour se poursuivre au Miocène supérieur. Elle est liée à un soulèvement progressif (mise en contrainte avant la grande compression du Miocène supérieur-Pliocène) qui engendre les épais dépôts de piémont d’Agha Jari. Cette phase érosive de préparation, initiée à partir de reliefs peu accusés, a permis le décapage partiel d’une couverture localisée de radiolarites (ex : mégabrèches à radiolarites du Parau) et peut-être d’ophiolites (aucune preuve). La durée de cette période (7-10 Ma ?) et les phénomènes d’altération-érosion qui lui sont liés sont encore hypothétiques.

110En l’état actuel des connaissances, mais avec l’expérience de terrains de comparaison en Méditerranée orientale (Grèce, Crète, Turquie), on peut supposer que le système de paléovallées des hauts plateaux (ex : Shahu, Ravansar), aujourd’hui perché et désorganisé par la karstification, remontent à la fin du Miocène supérieur, juste avant la grande surrection pliocène. En effet, cet ancien réseau hydrographique n’a pu se développer que lorsque le niveau de base régional était plus bas. A cette époque, on avait une surface d’aplanissement karstique incomplète, la période d’altération n’ayant pas été assez longue.

111Au cours du paxoxysme pliocène, ces surfaces fluvio-karstiques sont portées en altitude tandis que les vallées s’assèchent et sont progressivement désorganisées par l’enfoncement de la karstification. Ce développement vertical de l’endokarst accompagne le soulèvement et explique l’existence de niveaux de creusement : paléocavités inactives recoupées à la surface des plateaux, conduites forcées perchées au flanc des parois et des canyons.

112Ainsi, au NE du karst de Shahu, des orifices de grottes ont été observés par les spéléologues anglais dans les parois de la gorge de Darreh Surtu au-dessus des émergences. De même, à l’Ε du village de Qara Qaleh, nous avons noté la présence d’anciennes conduites forcées s’ouvrant au milieu des parois N du plateau de Ravansar. A 15 km au NNW du Parau, vers 1500 m d’altitude, nous avons visité un vaste porche inactif suspendu, haut de 30 m, correspondant au recoupement d’un vieux réseau par recul de la falaise. Ces indices d’anciens niveaux d’écoulement, actuellement déconnectés du système karstique fonctionnel, n’ont pas encore été observés dans les grands gouffres à cause de l’insuffisance des connaissances spéléologiques.

113L’ensemble du Miocène supérieur est sans doute caractérisé par une forte pédogenèse, fersiallitique ou ferrugineuse (ex : épais dépôts remaniés du plateau S du Parau), engendrée sous un climat subtropical à saisons contrastés, mais plus humide qu’aujourd’hui. Cette pédogenèse engendrée à basse altitude a été contrariée par la surrection pliocène et l’enfoncement de la karstification (soutirage des altérites dans l’endokarst). La surface d’altération karstique fini-miocène — sans doute imparfaite — s’est transformée en champs de dépressions au cours du Plio-Quaternaire.

2. Cluses, canyons et émergences perchées

114La puissante orogenèse pliocène a entraîné l’épigénie des cours d’eau allochtones par antécédence déjà commencé à la fin du Miocène. Par exemple, au N du plateau de Shahu, la vallée du Sirwan encaissée de 2000 m dans les calcaires de Bisotun, est une gigantesque cluse creusée sans doute entre la fin du Miocène supérieur et le Pléistocène. Ce phénomène d’antécédence, perpendiculaire à l’axe des plis, est largement développé dans la zone externe du Zagros.

115Les canyons affluents, issus des hauts plateaux et se raccordant aux vallées allochtones, soulignent l’ampleur de la surrection néogène. Les émergences perchées (cascades), situées en particulier dans les gorges du Sirwan, pose la question du soulèvement récent. Il semble que ce retard de la karstification sur la tectonique et le creusement des canyons allochtones soit lié à une reprise importante du soulèvement au cours du Pléistocène.

116A titre de comparaison, dans le Zagros externe où la tectonique quaternaire paraît plus efficiente, le perchement des émergences sur le flanc des cluses a été observé. Des photos prises par les géologues-pétroliers (Mc QUILLAN, 1973) montrent que les calcaires d’Asmari de l’Oligo-Miocène inférieur, épais de 150 à 450 m, forment un aquifère karstique privilégié. Ainsi, à 40 km au SW du Zard Kuh (4547 m), la gorge du Rud-e-Karun, profonde de 800 m, présente une émergence jaillissant assez haut dans la masse des calcaires (secteur du Kuh-e-Pabdeh-Gurpi). Cette région possède, au-dessus de 2000 m d’altitude, des karsts pratiquement inconnus.

3. Evolution des hauts plateaux au Pléistocène

117Au début du Quaternaire, les plateaux karstiques se situaient déjà en altitude. Avec les premières crises climatiques froides, durant le Pléistocène inférieur, les neiges hivernales ont dû faire leur apparition sur la chaîne de Kermanshah. Un nivo-karst a pu se développer dès cette période et perdurer au cours des phases froides ultérieures, sans connaître d’actions mécaniques de type glaciaire. La morphologie de l’exokarst se traduit donc aujourd’hui par de vastes champs de dépressions jointives. Si le réseau du Ghar Parau doit remonter à la fin du Tertiaire, les séquences de remplissages souterrains et de creusement indiquent une spéléogenèse quaternaire complexe où se sont superposées les actions des phases froides (séquences de remplissages détritiques).

118D’autres données sont apportées par les variations pléistocènes du niveau du lac d’Urmia (ou de Rezaiyeh), au NW de l’Iran, similaires à celles du lac de Van en Arménie. D’après SCHWEIZER (1975), cinq niveaux étagés sont présents : 0-30-60/65-80/85-115 m, attribués entre l’Holocène et le Quaternaire moyen. Au Proche Orient, cette chronologie lacustre a été améliorée par les datations U/Th effectuées dans le rift de la Mer Morte (vallée d’Aravat, Israël) où LIVNAT et KRONFELD (1985) ont daté des travertins et des calcaires lacustres interstratifiés dans des dépôts deltaïques, cette région ayant été occupée par des lacs temporaires au cours du Pléistocène. Les âges radiométriques se concentrent dans les stades isotopiques océaniques 5 et 7, c’est-à-dire au Riss-Würm et durant l’interglaciaire précédent (185-240 ka).

119Dans des travertins du Negev, SCHWARCZ et al. (1979) ont mis en évidence le Würm ancien/Würm récent ou stade isotopique 3. LIVNAT et KRONFELD montrent que les stades interglaciaires 5 et 7 ont été chauds et humides alors que le stade 6 (Riss s.s.) a été froid et sec, sans formation de travertin. On peut donc s’attendre à des conditions paléoclimatiques semblables dans le Zagros iranien, mais avec en plus l’influence prépondérante du relief, donc de la neige, sur les hauts karsts. Les stades isotopiques 5 et 7 se retrouvent sans doute dans les concrétionnements du Ghar Parau et des autres cavités de la région de Kermanshah.

120Au Tardiglaciaire (18 000-12 000 ans BP), le climat devait être plus humide au N de l’Iran que sur le Zagros car les dépressions cycloniques de la méditerranée se dirigeaient vers la mer Noire et la mer Caspienne, celles-ci étant repoussées vers le N par l’anticyclone centré sur le Moyen-Orient (le golfe Persique était émergé) (ROGNON, 1980).

121Le rôle des séismes dans l’évolution des versants des hautes montagnes calcaires du Zagros est peu connu. Cependant, AMBRASEYS (1978, p.189) rappelle l’impact humain important qu’eut le séisme de Silakhor du 23 janvier 1909 de magnitude 7,4. Celui-ci se produisit non loin de l’accident du Zagros, au niveau de la fracture de Dorud située au SE de Borujerd (épicentre : 33°6’N, 48°9’E ; mouvement décrochant). Aussi, est-il probable que des secousses majeures, sans doute nombreuses au cours du Quaternaire, aient favorisé des écroulements sur les flancs escarpés des vallées et canyons, comme la gorge du Sirwan, au N du plateau de Shahu. Dans le Zagros, l’épicentre des séismes est localisé généralement au S et au SW de l’accident du Zagros, ou sur celui-ci. Il s’agit alors du rejeu de fractures décrochantes. Par contre, dans le SW de la chaîne, dans la zone externe plissée, la séismicité se traduit par des mouvements verticaux attestés par le soulèvement des axes anticlinaux au cours de la période historique, comme dans le NE de l’Irak ou dans le Khouzistan iranien, au bord du Golfe Persique.

122Les débuts de l’agriculture et de l’élevage ont commencé très tôt sur le piémont du Kurdistan iranien, dès 10 000 ans avant J.-C., soit à la fin du Tardiglaciaire et au début du Postglaciaire (EISMA, 1978). Les hautes chaînes centrales du Zagros ont servi rapidement de montagnes-refuges, avec leurs nombreuses sources et un relief escarpé protecteur. Les sols et la végétation, en particulier sur support karstique, ont été peu à peu dégradés, pour aboutir à une situation irréversible bien connue sur le pourtour méditerranéen (annexe II).

4. La dynamique karstique actuelle

123A l’Holocène, l’activité nivo-karstique s’est ralentie, mais il serait inexact de considérer les champs de dépressions comme une topographie figée et non fonctionnelle.

a. Hydrogéologie

124Les débits spécifiques estivaux sont de l’ordre de 4 à 5l/s/km2, pour une moyenne annuelle estimée à 10l/s/km2.

125La crue de fusion nivale, courte et assez puissante, demeure mal connue. Cependant, on sait que les grandes émergences débitent plusieurs m3/s chacune en cette période. Au-dessus de 2500 m, l’évapotranspiration réelle se résume surtout à la sublimation de la neige en mai-juin favorisée par une radiation solaire intense et des jours longs.

126La dissolution spécifique, de l’ordre de 10 à 20 m3/km2/an, est similaire à celle qui a été calculée pour le flanc S du Haut Atlas calcaire au Maroc et pour la haute chaîne de l’Anti-Liban à la frontière libano-syrienne (HAKIM, 1982), ou pour certains karsts méditerranéens de basse altitude comme le Languedoc (FABRE, 1981).

127En raison de l’aridité estivale et de la rétention de la neige en hiver, l’activité de la dissolution s’effectue au moment de la fusion printanière. Ainsi plus de 80-85 % de la dissolution spécifique actuelle se produit en moins de 2 mois durant la crue de fonte. La restitution des réserves noyées au cours de l’étiage d’été libère des eaux dont le chimisme a été acquis principalement pendant la fusion printanière. La concentration des écoulements et de l’exportation de carbonates est donc encore plus marquée ici qu’en zone nivale, tempérée et humide.

b. Limite des neiges permanentes et modelé glaciaire dans le Zagros (fig.128)

128Compte tenu de la limite actuelle des neiges permanentes — 4000 m environ d’après la carte de SCHWEIZER (1970) — la limite würmienne se situait vers 3100-3200 m. Par conséquent, seuls de grands névés ont pu subsister sur les versants N des sommets du Parau et de Shahu, mais ils n’ont joué aucun rôle mécanique.

129En revanche, dans le Zagros central situé 350 à 550 km au SE de Kermanshah, deux massifs calcaires importants recèlent un modelé glaciaire (et sans doute glacio-karstique), le Zard Kuh et le Kuh-e-Dinar, qui appartiennent au Zagros écaillé (écailles de Paléozoïque) comme la chaîne de Kermanshah. Point culminant du Zagros, le Zard Kuh (4547 m) est situé à 150 km à l’WSW d’Ispahan (lat. 32°22’N, long. 50°4’E) et détient de petits glaciers de cirques (Mc QUILL AN, 1969) signalés par A. Desio en 1934. Ces appareils résiduels sont spécifiques aux hautes montagnes semi-arides à sub-humides d’Anatolie orientale, d’Arménie et d’Iran (SCHWEIZER, 1975) ; ils subsistent au fond des cirques supérieurs, à l’ombre des parois exposés au N. Des glaciers rocheux actifs se développent en aval entre 4000 et 3700 m. La limite actuelle des neiges éternelles est estimée à 4050 m d’après SCHWEIZER (1972) (fig. 128). 200 km au SE, la chaîne du Kuh-e-Dinar (4404 m, lat. 31°N, long. 51°26’E) renferme aussi de petits glaciers rocheux actifs (fig. 128).

130La présence de pénitents de glace, comme sur le Demavend (5670 m) dans l’Elbourz, montre l’importance de la sublimation dans ces hautes régions du Zagros soumises en été à une intense radiation solaire. La genèse des pénitents disparaît en Turquie occidentale en raison de la nébulosité plus forte, d’où l’intérêt de la distribution de ces indices morphoclimatiques.

Figure 128 : Carte de la limite actuelle des neiges permanentes dans le Zagros et le NW de l’Iran (inspiré de SCHWEIZER, 1972 et 1975). 1. Relief de plus de 5000 m. 2. Relief compris entre 2000 et 3000 m. 3. Relief inférieur à 2000 m.

CONCLUSION

131Dans la chaîne de Kermanshah, les hauts plateaux calcaires du Parau, de Ravansar et de Shahu représentent d’anciennes surfaces karstiques incomplètes du Miocène supérieur portées en altitude par le soulèvement. Un premier réseau hydrographique s’est établi sur ces massifs lorsque le niveau de base était proche. Ainsi, les hautes vallées perchées de Shahu (Dalamarz, Darreh Shahu) et du plateau de Ravansar, actuellement sèches et défoncées par des entonnoirs, sont des éléments reliques du modelé fluvio-karstique néogène ; elles sont raccordées à la vallée antécédente du Sirwan par de profonds canyons de rebord de plateau (Wiznap, Darreh Surtu) creusés au cours de la surrection. Ce type de modelé fluvio-karstique perché, ici fini-tertiaire et en partie immunisé par le soulèvement, est commun dans les hauts karsts méditerranéens (cf. Crète, Péloponnèse, Grèce du N, Taurus...).

132Le rôle du volcanisme iranien (tertiaire à quaternaire) comme marqueur est à envisager dans de futures études. Rappelons que ce volcanisme se situe selon trois zones : l’Elbourz au N, la bande interne parallèle au Zagros (cicatrice éruptive d’Urmiah-Dukhtar) et la zone du Lout à l’W. D’après les datations K/Ar, on sait que celui-ci s’est manifesté d’abord dans ces trois zones à l’Eogène, pour redevenir actif au Mio-Pliocène et au Quaternaire en relation avec les phases tectoniques (CONRAD et al., 1977).

Annexes

Annexe I. Inventaire des principales cavites de la chaine de kermanshah

A. LES GRANDES CAVITES DU KUH-EPARAU (JUDSON, 1973 ; WALTHAM et EDE, 1973)

1. Le Ghar Acker

X : 47°15’E Y : 34°25’N Z : 3050m.

Dénivellation : - 110 m.

Indice de verticalité : 0,54.

Historique : découvert et exploré en 1971 par l’expédition britannique de reconnaissance dirigé par J. Middleton.

Equipement : P30 m, P25 m, P10 m.

Description : ce gouffre est une ancienne perte située à l’extrémité W de la dépression S du Parau. Le réseau, axé sur une fracture, descend vers l’Ε par une série de puits jusqu’à la cote - 110 où un colmatage de sédiments interdit toute continuation. En raison de la direction du cheminement du Ghar Parau — celui-ci passe en à 250 m à 1Έ de l’entrée du Ghar Acker — cette cavité doit être un affluent du Ghar Parau (fig. 118).

2. Le Ghar Barfkhan

X : 47° 15’ 1" E Y : 34° 25’N Z : 3050 m.

Dénivellation : - 80 m.

Historique : découvert et exploré en 1971 par l’expédition britannique.

Equipement : P5 m, P17 m, P10 m.

Description : il s’ouvre juste à l’E du Ghar Acker. Il s’agit d’un ancien petit canyon souterrain se dirigeant vers l’E, assez étroit et marqué par une série de puits. A - 80 m, l’étroitesse de la galerie sur faille interrompt l’exploration. Comme le Ghar Acker, ce gouffre doit rejoindre le réseau inférieur du Ghar Parau.

3. Le Ghar Parau (fig. 119)

X : 47° 15’20" E Y : 34° 25’N Z : 3050 m.

Dénivellation : - 751 m.

Indice de verticalité : 0,53 environ.

Développement : 1364 m.

Historique : le gouffre est découvert et exploré en aoûtseptembre 1971 jusqu’à - 740 m par l’expédition britannique de J. Middleton. Le fond est atteint à - 751 m en août 1972 par une seconde expédition britannique dirigée par D. Judson.

Equipement : 26 puits totalisant 382 m (fig. 119). Description : l’entrée, une ancienne perte, se situe sur la bordure SE de l’ouvala sud du Parau ; il s’agit d’un petit amphithéâtre rocheux correspondant à une ancienne doline d’effondrement où persiste un culot de neige jusqu’en septembre.

L’ensemble du réseau présente un profil de gouffre classique en escalier de puits. Le réseau se développe d’abord à contre pendage dans les 100 premiers mètres, puis il se dirige vers l’W perpendiculairement au pendage (15 à 25°N) dans l’axe d’un système de fractures. Vers - 200 m, le gouffre s’enfonce vers le NNW, dans le sens du pendage, en direction du coeur du synclinal du plateau S du Parau par l’intermédiaire d’une haute galerie méandriforme entrecoupée de nombreux ressauts et puits verticaux. Le "méandre" terminal, compris entre - 500 m et - 700 m (The 39 steps), mesure parfois 30 cm de large.

A la fin de l’été, un minuscule ruisseau, issu de la fonte des névières, apparaît vers - 60 m, puis se perd dans un premier siphon à - 332 m. Les grandes galeries se développant jusqu’à - 50 m sont encombrées de blocs et correspondent à la partie la plus décomprimée. L’ensemble du gouffre est concrétionné. Des remplissages argilo-limoneux importants ont été notés en plusieurs points de la cavité, notamment à - 50 m (Muddy Crawl) et à proximité des siphons 1 (- 332 m), 2 (- 350 m) et 3 (- 750 m), là où des mises en charge ont pu se produire durant les phases humides du Quaternaire. Au sommet du puits Eroica (P37 m), une petite salle renferme un gros massif stalagmitique dénommé Cyrus le Grand scellant une épaisse couche de sédiments fins, laquelle paraît masquer une incision du plancher.

Le Ghar Parau doit alimenter l’émergence de Bernaj (alt. 1350 m) localisé à 12 km au NE. Comme le fond du gouffre est à 2300 m d’altitude, le potentiel hydraulique restant est de 950 m. Même si l’eau émerge à Taq-e-Bustan ou à Bisotun, la suite du réseau doit franchir un des plis anticlinaux du Kuh-e-Parau (fig. 118). Le siphon de - 751 m et la morphologie de la galerie terminale (Ferdowsi Avenue) semble annoncer un tronçon en dent de scie creusé en régime noyé.

B. LES CAVITES DE LA BORDURE W DU PLATEAU DE RAVANSAR (MAIRE, 1978)

1. La grotte de Qara Qaleh (fig. 120,122) (photo 122)

X : 46° 30’E Y : 34° 53’N Z : 1650 m environ.

Dénivellation : + 11 m.

Développement : 650 m.

Extension : 440 m.

Historique : la première exploration importante dans cette cavité a sans doute été réalisée par des étudiants de Kermanshah. La galerie terminale semi-noyée est poursuivie par le Spéléo-Club de Lyon (MAIRE, 1978). Equipement : combinaison néoprène et tuba utile pour poursuivre le conduit semi-noyé.

Photo 120 :
Puits d’effondrement sur le plateau de Ravansar (alt. 2500 m).
Le personnage situe au fond de la cavité donne l’échelle.

Photo 121 :
Crotte active de Naukhan (alt. 1540) drainant la partie nord du plateau de Ravansar et s’ouvrant au fond d’une reculée (fig. 120, no 11) (fig. 123). A noter l’ancien creusement en régime noyé attesté par les grandes coupoles de plafond (écoulement lent) et le creusement postérieur en écoulement libre marqué par l’incison basale.

Photo 122 :
Grotte active de Qara Qaleh (alt. 1650 m) drainant la zone comprise entre Shahu et Ravansar (fig. 120, no 12) (fig. 122). Galerie de l’Unijambiste à 300 m de l’entrée : ruisseau, lit de galets, blocs, concrétions brisées. Ecoulement de 30 l/s en juillet provenant en grande partie de la fusion des névières et glacières de haute altitude. Le système étant perché, il n’y a pas de restitution de réserves noyées notables, à l’inverse des sources vauclusiennes de débordement de Ravansar, de Do Cheqa et du Parau (photo 119).

Description : la cavité s’ouvre au-dessus du village de Qara Qaleh, au pied d’une petite falaise de 30 m de haut. Une entrée sèche, située 10 m au-dessus de la source, donne accès à la rivière souterraine. La galerie active est explorable sur plus de 600 m ; elle présente une section de 5 à 6 m et des parois recouvertes d’argile et de vieilles concrétions. Les amoncellements de blocs sont localisés au niveau de petites salles (10 m x 30 m). Le ruisseau, d’un débit de 30 à 50 l/s en été, emprunte à l’extrémité amont une conduite forcée semi-noyée mesurant 3 m x 2 m où souffle un net courant d’air. Cette thermoventilation descendante est classique en été pour une cavité située à la base d’un massif calcaire.

2. La grotte de Naukhan (fig. 120 et 123) (photo 121)

X : 46° 29’40" E Y : 34° 51’45" N Z : 1540 m.

Dénivellation : - 25 m.

Développement : 250 m.

Extension : 180 m.

Equipement : canot pour le lac.

Historique : les villageois de Naukhan et de Qara Qaleh connaissent cette grotte depuis toujours. Le SpéléoClub de Lyon l’a visité jusqu’à un lac siphonnant (MAIRE, 1978).

Description : la grotte de Naukhan s’ouvre au fond d’une reculée à proximité du village du même nom. Le porche, haut de 8 m et large de 20 m, conduit dans une salle inclinée de 50 m x 30 m et de 20 à 30 m de haut. A - 25 m, la rivière souterraine, d’un débit estival estimé à 100 l/s, s’infiltre au pied de l’éboulis d’entrée. L’eau résurge au milieu de la reculée à travers des blocs 100m plus loin. La galerie principale, de 10 m x 5 m, présente un surcreusement basal profond de 3 m et large de 1 m ; elle conduit à un lac siphonnant à la cote - 20 m.

C. LES GRANDES CAVITES DU PLATEAU DE SHAHU (LEWIS et al., 1979)

1. Ghar Shahbanou (fig. 125 et 126)

X : 46° 29’E Y : 35° 00 N Z : 2900 m.

Dénivellation : - 315 m.

Indice de verticalité : 0,91.

Développement : 650 m environ.

Extension : 110 m.

Historique : le gouffre est découvert et exploré en août-septembre 1977 par l’expédition britannique (LEWIS et al, 1979).

Equipement : par l’entrée inférieure (Ghar Shahbanou) : P26 m, P14 m, P66 m ; par l’entrée supérieure (Ghar-seRah) : P7 m, P7 m, P6 m, P4 m, P8 m, P6 m, P32 m, P41 m ; fond : P15 m, P10 m, P5 m, P43 m, P41 m.

Description : l’entrée imposante se situe au pied d’une petite barre rocheuse ; elle correspond probablement à une ancienne perte. Le gouffre présente un profil en escalier de puits. Le grand puits d’entrée, haut de plus de 110 m, est décomposé en trois tronçons de 26, 14 et 66 m. A - 315 m, la cavité est colmatée par un éboulis. L’entrée supérieure, dénommée Ghar-se-Rah, donne accès à une galerie en méandres longue de 140 m et large de 1 m, et entrecoupée de ressauts et de petits puits. Elle rejoint la salle de - 135 m par deux puits de 32 et 41 m. Parcouru par un ruisselet à la fin de l’été, la galerie inférieure, entre-151 et - 300 m, est agrémentée de gours.

2. Ghar-i-Cyrus

X : 46° 31’20" E environ Y : 35° 02’30" N environ Z : 2800 m (fig 125).

Dénivellation : - 308 m.

Indice de verticalité : 0,89.

Développement :> 400 m.

Historique : le gouffre est découvert en 1974 et exploré en 1974-75 jusqu’à - 265 m par le Centre Niçois d’Expéditions Spéléologiques dirigé par J.-P. FARCY. L’exploration du gouffre est terminée en août 1977 par l’expédition britannique (LEWIS et al., 1979).

Equipement : P100 m, P15 m, P8 m, P6 m, P40 m, P15 m, P86 m, P6 m.

Description : la cavité se situe sur le rebord E du plateau principal à 2 km au N du village d’été de Shahu. L’entrée rectangulaire, de 3 m x 2 m, donne sur un puits de 100 m qui débouche à - 85 m dans une salle haute de 20 à 25 m, au plafond orné de stalactites. Des éboulis tapissent le plancher incliné de la salle et la base des deux puits suivants (P15 m et P8 m). Vers-140 m, la courte galerie inclinée située entre le P8 m et le P6 m est creusée au contact de deux bancs calcaires (pendage de 25-30°, peu visible en surface). Le gouffre se poursuit par une série de puits et se termine vers - 308 m sur une fissure impénétrable. Comme au Ghar Parau, les parois des puits inférieurs sont recouvertes par une pellicule d’argile humide.

3. Ogof Ben Dwr

X : 46° 29’E Y : 35° 00’N Z : 2900 m.

Dénivellation : - 184 m

Indice de verticalité : 0,56

Développement : 280 m environ

Extension : 135 m

Historique : découvert et exploré en septembre 1977 par l’expédition britannique.

Equipement : P17 m, P8 m, P31 m, P16 m, P10 m, P13 m.

Description : le gouffre s’ouvre 300 m au NW du Ghar Shahbanou, à la base d’une barre rocheuse. Le puits d’entrée, très vaste, mesure 15 m de large ; il renferme une glacière dynamique haute de 35-40 m. La galerie, coupée de crans verticaux de 10 à 50 m, est un conduit sur faille haut de 40 m et large de 1 à 3 m. L’exploration et interrompue à - 184 m par un effondrement important localisé sur un accident perpendiculaire à la galerie. Le réseau, d’apparence évoluée, renferme une importante quantité d’argile provenant du soutirage des sols et imbibée d’eau grâce à la lente fusion de la glacière.

4. Cale Mar

X : 46° 28’E Y : 35° 02’N Z : 2800 m (fig. 125).

Dénivellation : - 135 m.

Indice de verticalité : 0,41.

Développement : 500 m environ.

Extension : 175 m.

Historique : découvert et exploré en septembre 1977 par l’expédition britannique.

Equipement : R4 m, R3 m, P6 m, P12 m, P9 m, P10 m, P8 m, P3 m.

Description : la cavité se situe dans une dépression, au pied d’un gradin rocheux. Une galerie très déclive, entrecoupée de petits puits (P6 m, P12 m, P9 m), mène dans une salle complexe de 10 à 20 m de large et de 100m de long, au plancher couvert de blocs. Un conduit rectiligne axé sur une fracture, large de 1 m au maximum, a été remonté sur plus de 100 m en direction du NNW. En aval de la salle, vers - 88 m, une trémie a été franchie : elle aboutit dans la galerie aval du réseau dont le tracé en baïonnette est calqué sur le système de fractures. A-136 m, un colmatage élastique comportant des éléments issus de la surface interdit toute continuation. Ce phénomène, insolite à cette profondeur, ne peut s’expliquer que par une liaison directe avec le plateau par l’intermédiaire d’un ou plusieurs puits (LEWIS et al., 1979).

Annexe II. Les montagnes refuges du zagros

A. DES MONTAGNES REFUGES DIFFICILES D’ACCES

Aux confins orientaux du croissant fertile, les hautes montagnes du Zagros ont constitué au cours des derniers millénaires des forteresses naturelles. Ce contexte naturel n’est pas sans expliquer la nature indépendante, et néanmoins hospitalière, des peuples montagnards et notamment des Kurdes.

Zagros viendrait du mot arabe Zaghar signifiant défilé étroit entre de hautes montagnes à la frontière d’un pays ennemi (RECLUS, 1905, p. 373). En effet, pour passer d’un bassin intérieur à un autre comme ceux de Kermanshah et de Mahedecht (alt. 1000 à 1700 m), on doit franchir, soit des cols situés entre 2300 et 3000 m au moins, soit de profonds canyons ou cluses dénommés Teng. Ces gorges sont parfois infranchissables : BLANCHARD (1929, p.130) cite l’exemple du Poul-i-Teng, sur le cours du Sein-Merré, qui est à peine large de 3 m en certains endroits avec des fonds de 15 m en basses eaux. Au sortir des bassins de Kermanshah et de Mahadecht, le Gamasab (cours supérieur du Sein-Merré) emprunte des défilés du même type, le Teng-iGalla et le Teng-i-Tir, caractérisés par des rapides. Entre chaque série de cluses, la même rivière porte des noms différents : Gamasab à l’amont, Sein-Merré (Seymareh) au centre et Kharkeh à l’aval.

Ce haut pays morcelé a le privilège d’échapper à l’aridité des déserts environnants. Les neiges hivernales, occasionnées par les précipitations méditerranéennes venues de l’W, sont abondantes. Sur les hauts plateaux karstiques criblés de dolines, la fusion nivale contribue à alimenter des émergences pérennes. Cette situation hydrologique favorable entretient les principales grandes rivières du Zagros qui, même au cours de l’été, continuent de couler notablement. Le Karun, le plus grand cours d’eau du Zagros central, prend naissance par une puissante source vauclusienne située au pied du Kuh-e-Rang au NW de Shiraz. Dans la région de Kermanshah-Hamadan, le Gamasab nait également d’une exsurgence localisée au pied du Kuh-e-Garun juste au NW de Borujerd. Dans le bassin de Kermanshah, on a vu que les nombreuses émergences alimentées par les hauts karsts forment le Qareh Su, affluent de Gamasab.

Ces hautes montagnes sont donc des chateaux d’eau, d’où la localisation classique des villes et des villages à proximité des sources. Kermanshah, avec plus de 250 000 habitants, est alimenté en eau par des puits creusés dans la nappe phréatique alluvionnaire du Qareh Su et surtout par les puissantes sources karstiques de Taq-eBustan (400 l/s), de Bisotun (150 l/s), de Nagibaran (250 l/s) et de Kerseh N et S (200 et 175 l/s). Taq-e-Bustan, noeud routier sur l’itinéraire Sanandaj-Hamadan, est construit sur la plus grosse émergence du massif du Ku-e-Parau ; c’est aussi l’un des sites de villages le plus ancien de la région avec son temple et ses bas-reliefs sassanides.

B. PEUPLES MONTAGNARDS ET RESISTANCE

Avant Alexandre Le Grand, aucun conquérant n’avait réussi à s’installer solidement au-delà de la bordure occidentale du Zagros. Quand des pillards tentaient de pénétrer par le N, ils se heurtaient à des populations nombreuses et redoutables. De même, quand les pirates débarquaient sur la côte S, ils se heurtaient rapidement à une succession de chaînes parallèles de plus en plus hautes, et des gorges profondes. Considérés comme les ancêtres des Kurdes, les Carduques tenaient alors les hautes montagnes s’étendant de l’Arménie au Nord du Zagros. Dans l’Anabase, Xenophon qui conduisait la retraite des Dix Mille relate les rudes combats qu’ils durent livrer dans les montagnes avec les belliqueux Carduques.

Cet isolement géographique devait donc faire, non seulement du Zagros, mais de l’ensemble de l’Iran, le siège d’empires puissants comme les Elamites, puis la célèbre civilisation persane et l’empire des Perses et des Mèdes et ses successeurs les Achéménides. Après l’expédition d’Alexandre, on vit les Parthes se regrouper en une nation solide qui résista aux Romains. C’est dans ces hautes montagnes du Zagros que fut fondée la dynastie des Sassanides (224-651 après J.-C.) devant lesquels se brisèrent les armées romaines.

Si quelques incursions assyriennes eurent lieu dans la haute chaîne — Salmanazar III passa même le col du Zagros et atteignit probablement le futur site d’Ecbatane (Hamadan) — les batailles décisives se produisirent à l’orée des basses plaines. Darius III Codoman commit ainsi l’imprudence de quitter la montagne : il se fit écraser par Alexandre dans les campagnes d’Arbèles (331 av. J.-C.). Par contre, les troupes romaines conduites par Crassus, Valérien et Julien se firent anéantir par les Perses dans les mêmes plaines. Plus tard, les Sassanides eux-mêmes furent battus par les Arabes (Omeyyades) en 642 ap. J.-C. dans les zones marécageuses des canaux du Tigre. Yezdegerd, le dernier Sassanide, se serait réfugié alors dans les hautes montagnes de Kermanshah, dans l’un de ces Diz, puissants contreforts calcaires découpés en cubes géants (BLANCHARD, 1929, p. 130).

Même pendant ces guerres, les habitants des hautes montagnes — les Carduques aux confins de l’Arménie, les Loures et les Bakhtyaris dans le Zagros N et central — demeurèrent pratiquement indépendants et libres jusqu’à un stade avancé de la période historique. Leur assujettissement aux Chaldéens, puis aux Assyriens, aux Elamites et aux Perses n’était qu’une soumission de principe et l’on se gardait d’aller les attaquer dans leurs montagnes. RECLUS (1905, p. 374) relate même le cas de ces princes Achéménides qui "dans tout l’éclat de leur puissance, payaient un droit de passage aux Cosséens ou Bakhtyaris quand ils voulaient se rendre d’Ecbatane (actuel Hamadan) à Babylone ou de Persépolis à Suse"

Aujourd’hui, la haute montagne calcaire sert toujours de refuge, en particulier aux Kurdes. Comme leurs ancêtres les Carduques, les combattants kurdes, les Pesh-Merga ("Ceux qui vont au devant de la mort"), ont compris le danger des affrontements frontaux meurtriers. Ils se livrent à une guérilla, profitant de la mobilité et de leur connaissance du terrain (VOGEL et KUTSCHERA, 1986). De la fin du printemps à l’automne, sur les hauts karsts, les bergers kurdes peuvent apporter un soutien actif aux maquisards. Dans les vallées, les multiples cavernes servent de haltes-refuges de jour comme de nuit. Plus haut, sur les plateaux percés de dolines, les nombreuses cavités sont autant de caches et parfois de points d’eaux (névières, glacières) sur les trajets menant d’une vallée à l’autre. Assurément, sans cette haute montagne, les Kurdes auraient peut-être disparus depuis longtemps.

C. DE LA REVOLUTION NEOLITHIQUE AU SEMI-NOMADISME ACTUEL

On pense que c’est en Asie occidentale, et notamment sur les flancs du Zagros, que se place la Révolution néolithique, celle qui a vu le passage d’une économie de subsistance élémentaire fondée sur la chasse et la cueillette à une économie de cultures et d’élevage. Cette naissance de l’économie agricole apparaît avant 7000 ans avant J.-C. en Anatolie du S et dans le Zagros. Le premier indice de domestication animale est un élevage de moutons découvert à Shanidar dans l’actuel Zagros irakien et datant de 9000 ans avant J.-C. Quant au premier village, découvert à Tepe Guran non loin de la rivière Sein-Merré (Kurdistan iranien), il daterait de 7000 ans avant J.-C. Les premières cultures, basées sur le blé amidonnier et l’orge, et plus tard sur le froment et des légumineuses, ont fourni les fondements de l’agriculture mésopotamienne et de l’ensemble du Croissant fertile. Ce sont elles qui sont sans doute les ancêtres des premières communautés agricoles d’Europe (WHITEHOUSE, 1978, p. 78-83).

Aujourd’hui pourtant, on ne peut pas dire que les pratiques agricoles des montagnards du Zagros aient beaucoup évolué. Les Kurdes de la chaîne de Kermanshah sont soit des semi-nomades, soit des sédentaires ; ils se déplacent peu, allant généralement de leurs habitations d’hiver situées à la base des plateaux vers 1000-1500 m d’altitude à leurs campements d’été en haute montagne. Par contre, les villages fortifiés iraniens du type Qal’é, style que l’on retrouve du Maghreb à l’Afghanistan, tendent à disparaître, du moins dans ce secteur du Zagros que nous avons visité. Ils ne pourraient guère servir aujourd’hui, la résistance kurde en période de guerre s’effectuant dans l’ensemble de la montagne avec des bases mobiles. On retrouve cependant le terme dans la désignation de certains villages (ex : Qara Qaleh, Qaleh Gah au SW des plateaux de Shahu-Ravansar, fig. 120). (cf. aussi DE PLANHOL, 1964).

Dans la chaîne de Kermanshah, les paysans kurdes conduisent le bétail (moutons, chèvres et parfois quelques vaches) en altitude où poussent une végétation suffisante pour les nourrir. Ces estives perchées sur les hauts karsts sont toujours situées non loin de petites sources qui tarissent souvent à la fin de l’été. En juillet et août, dans les vallons karstiques de la partie N du plateau de Ravansar, les habitants de Qara Qaleh et de Qaleh Gah coupent et ramassent le fenouil sauvage, haut de 2 à 5 m, qu’ils réduisent en débris sous les sabots des mulets sur des aires choisies au fond des dépressions. Entassée dans des sacs de toile, cette denrée sert de foin pour les bêtes pendant les mois d’hiver.

Sur le plateau de Shahu, FARCY (1975) a observé des pratiques kurdes différentes. Ici les paysans construisent en altitude de petits villages, constitués de maisons de pierres sèches, qu’ils occupent et abandonnent selon les saisons en fonction des besoins en eau. Au printemps, au fur et à mesure du recul du front de neige, les Kurdes réinvestissement les villages abandonnés en automne. Le village d’été de Shahu domine à l’Ε le grand plateau N percé de dolines. En raison de la fusion rapide des champs de neige au début de l’été, les femmes kurdes vont chercher l’eau de plus en plus loin ; abandonnant les outres de peau qu’elles remplissaient d’eau de fonte, elles vont tailler des blocs de neige de 40 kg dans des névières, puis elles transportent ces lourdes charges jusqu’au village.

Entre Kermanshah et Borujerd, juste au S de Nahavand, le haut karst du Kuh-e-Garun est occupé en été par des nomades loures qui suivent le recul du front de neige avec familles et troupeaux en logeant sous des tentes. Nous avons observé ce même type de transhumance chez les Kurdes en Turquie orientale (Munzur Dag, Cilo Dag...).

Mais il existe dans l’ensemble une forte tendance à la sédentarisation. Les habitations en sont une illustration frappante : il s’agit de maisons en pierres ou en briques de terre, avec des toits en terrasse. Les sources karstiques situées à proximité permettent les cultures pendant l’été : céréales, légumes, pavots, coton, vergers de péchers, pruniers, abricotiers. On trouve même de la vigne jusqu’à 1700-1800 m. Dans ces villages, la saison chaude se passe fréquemment en un va-et-vient continuel avec les alpages (steppe d’altitude à coussinets) : surveillance du bétail, fabrication de beurre et de fromage, descente du fenouil pilé pour l’hiver.

Le nomadisme absolu existe, mais surtout dans le Zagros central dans le secteur d’Ispahan. L’été, les tribus montent dans la zone fraîche ou Sardsir des hauts plateaux ; sur la chaîne du Zard Kuh, on rencontre des Bakhtyaris jusqu’à 3500 m d’altitude. L’hiver, ils descendent vers la zone chaude ou Garmsir, c’est-à-dire dans la région d’Ispahan ou plus au SE dans le pays de Shiraz ou encore vers les basses vallées du SW (Tigre) (BLANCHARD, 1929).

Bien que le Zagros du NW soit avec la bordure Caspienne la zone la plus douée d’Iran du point de vue naturel, il demeure mal exploité. De plus, les surpâturages et la destruction des forêts au cours des millénaires ont ravagé la végétation originelle et les sols.

Table des illustrations

Légende Figure 113 :Carte de la chaîne de Kermanshah, du Kuh-e-Parau (3357 m) à la frontière irakienne (province de Kermanshah)(en carton : croquis de situation).
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Légende Figure 114 :Structure géologique de la région N de Kermanshah(en carton : structure générale du Zagros).Schéma structural :A. Zagros interne.B. Zagros écaillé limité au NE par l’accident du Zagros.C. Zagros externe plissé.D. Piémont et plaine alluviale de Mésopotamie.Carte principale :1. Accident du Zagros.2. Grand escarpement de chevauchement frontal de la zone écaillée.3. Chevauchement.4. Zone interne de Sanandaj-Sirjan (faciès détritiques et intrusifs).5-6-7. Zone écaillée.5. Ophiolites crétacées de Kamyaran.6. Calcaires de Bisotun (Jurassique-Crétacé).7. Radiolarites de Kermanshah (Trias-Crétacé).8. Zone externe plissée.
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Légende Figure 115 :Echelle litho-stratigraphique des formations rencontrées dans la région de Kermanshah (d’après les données de BRAUD, 1970).
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Légende Figure 116 : Carte des précipitations du Zagros septentrional et central. 1. < 500 mm/an. 2. 500-600 mm/an. 3. 600-800 mm/an. 4. 800-1000 mm/an. 5.> 1000 mm/an. (en carton : régime des précipitations à Borujerd/alt. 1768 m et à Khurramabad/alt. 1171 m).(d’après l’atlas climatique de l’Iran, 1965, in SCHWEIZER, 1975).
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Légende Photo 112 :La haute chaîne de Kermanshah entre le Kuh-e-Shahu et le haut plateau de Ravansar (en arrière-plan sommet 3130 m).Calcaires de Bisotun (Jurassique-Crétacé).Au premier plan, pelouses dégradées à coussinets et sols érodés par les surpâturages (alt. 2600 m).
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Légende Photo 113 :Front chevauchant de la zone écaillée au niveau du plateau de Ravansar et glacis se raccordant au bassin de Kermanshah. Au premier plan, garrigue à chênes verts et épineux résultant de la dégradation anthropique de la forêt (ait. 1700 m).
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Légende Photo 114 :Vue générale du haut plateau à dolines de Ravansar depuis le nord (alt. 2400-2800 m, 20 km x 6km).Structure synclinale évasée et calcaires de Bisotun.
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Légende Figure 117 :Carte géologique et hydrogéologique de la zone du Kuh-e-Parau s.l.Géologie : A. Grand escarpement frontal de chevauchement de la zone de Bisotun. B. Chevauchement des radiolarites sur la zone externe plissée. C. Zone interne de Sanandaj-Sirjan. D. Ophiolites de Kamyaran. E. Calcaires de Bisotun. F. Radiolarites de Kermanshah. G. Zone externe plissée. H. Sommets et lignes de crêtes. I. Escarpement. J. Source importante, source secondaire. K. Gouffre majeur. L. Champs de dépressions.Emergences et cavités : 1. Source de Bisotun (150 l/s). 2. S. de Nagibaran (80 l/s). 3. S. de Bernaj (250 l/s). 4. S. de Taq-e-Bustan (400 l/s). 5. S. de Kerzeh S (175 l/s). 6. S. de Kerzeh N (200 l/s). 7. S. de Do Cheqa (100 l/s). 8. S. de Ravansar (400 l/s). 9. Gouffre du Ghar Parau (-751 m). (débit estival d’août-septembre, sauf juillet pour 7 et 8). (d’après WALTHAM et EDE, 1973, pour les sources).
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Légende Figure 118 :Carte morphologique de la grande dépression du plateau S du Paraît située vers 3050-3100 m, avec indication du tracé souterrain du Ghar Parau, et coupe schématique au niveau du plateau S et du Ghar Paraît (d’après WALTHAM et EDE, 1973 et JUDSON,1973).1. Faille. 2. Pendage. 3. Calcaires de Bisotun. 4. Radiolarites (brèches à cherts). 5. Sommet, crête. 6. Escarpement. 7. Dépression. 8. Plancher ondulé de la grande dépression S du Parau avec sédiments rouges. 9. Entonnoirs et puits. 10. Tracé souterrain du Ghar Parau. 11. Talweg à écoulement temporaire dans le remplissage ronge. 12. Surface lapiézée.
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Légende Figure 119 : Topographie du Ghar Paraît ((JUDSON, 1973).
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Légende Tableau 17 :Caractères physico-chimiques des principales émergences du massif du Kuh-e-Parau (analyses : août, septembre 1972, WALTHAM et EDE 1973) (* analyse effectuée en juillet 1977, R. MAIRE).
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Légende Figure 120 : Carte générale des hauts plateaux karstiques de Ravansar et deShahu.Géologie : A. Accident du Zagros. B. Escarpement de chevauchement frontal de la zone écaillée. C. Zone interne de Sanandaj-Sirjan. D. Ophiolites de Kamyaran. E-F. Calcaires de Bisotun (E. Hauts karsts de Ravansar et de Shahu). G. Radiolarites et zone externe plissée. H. Sommets et crêtes. 1. Canyons. J. Escarpement. K. Source. L. Gouffresprincipaux. M. Grotte. N. Champs de dépressions.Emergences et cavités : 1. Source de Ravansar. 2. S. de Naukhan. 3. S. de Goulani. 4. S. de Qara Qaleh. 5. S. de Shahu. 6. S. de Durisan. 7. S. de Paveh. 8. S. de Palangan. 9. S. de Deh-i-Wiznap. 10. S. de Dalamarz. 11. Grotte de Naukhan. 12. Grotte de Qara Qaleh. 13. Gouffre-glacière (aven des Choucas). 14. Ghar Shabanou (-315 m). 15. Cale Mar (- 135 m). 16. Ghar-i-Cyrus (- 308 m).
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Légende Photo 115 :Vallée sèche située sur la bordure W du plateau de Ravansar (alt. 2600 m). Cuvettes, entonnoirs et cavités recoupées (photo 118).
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Légende Photo 116 :Champs de dolines rocheuses coalescentes dans la partie nord du plateau de Ravansar (alt. 2450 m).
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Légende Photo 117 :Entrée de l’aven des Choucas (- 60 m, alt. 2400m).Ce puits concrétionné en cloche, occupé par une glacière dynamique, se situe sur le plancher d’un ouvala large de plusieurs centaines de mètres. Il s’agit d’une ancienne cavité, sans doute fini-tertiaire, décapitée par la dégradation karstique du plateau.
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Légende Figure 121 :Caractères morphologiques et distribution des cirques-dolines et des champs de dépressions du plateau de Ravansar (2400-2700 m) (en carton : morphologie des gros entonnoirs coalescents).1. Calcaires de Bisotun. 2. Champs d’entonnoirs et de dolines en baquet à fond sols rouges et de biocaille. 3. Grotte ancienne tronçonnée par l’érosion. 4. Vieux puits décapité et abritant une glacière dynamique (aven des Choucas, - 60 m, parois concrétionnées).5. Sols rouges tronqués ou remaniés. 5. Ligne en tiretés figurant l’ancienne surface karstique et l’abaissement de la surface topographique par la karstification dolinaire. 6. Sens des écoulements souterrains vers l’émergence de Ravansar ou de Naukhan.
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Légende Figure 122 :Plan et coupe de la grotte de Qara Qaleh (alt. 1650 m) (topographie et exploration : N. Porret, D. Colliard, R. Maire / S.C.Lyon, 1977).
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Légende Figure 123 : Plan et coupe de la grotte de Naukhan (alt. 1540 m ) (topographie R. MAIRE/S.C.Lyon, 1977).
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Légende Figure 124 : Types de cavités explorées sur le plateau de Ravansar.(A) Gouffre récent avec névière et sans concrétionnement.(B) Grotte concrétionnée ancienne recoupée par un petit puits situé au milieu d’une large dépression.(C) Grotte ancienne tronçonnée par l’érosion et la karstification sur la crête dédoublée du NW du plateau (fig 121/3).(D) Glacière dynamique de l’aven des Choucas, exemple de puits souterrain ancien recoupé par l’abaissement du plateau.
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Légende Photo 118 :Paléocavité décapitée par l’abaissement du karst dans une vallée sèche perchée de la bordure W du plateau de Ravansar (photo 115).La coupe de cette grotte est représentée dans la figure 124C. Le plafond de la galerie présente un chenal de voûte et d’autres indices de paléofonctionnement en régime noyé, ce qui suggère des conditions hydrodynamiques remontant à une période où le massif était moins haut, d’où un âge pré-quaternaire.
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Légende Photo 119 :L’émergence vauclusienne de Do Cheqa (20 km au SE de Ravansar, 100 l/s en été) se situe à la base du grand escarpement de chevauchement de la zone écaillée (source de débordement avec présence d’un aquifère noyé important). Cette localisation est classique pour les émergences du Paraît et celle de Ravansar <fig. 117).
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Légende Figure 125 : Cartes du haut karst de Shahu, au NW de la chaîne de Kermanshah (à droite : carte générale ; à gauche : carte détaillée), (inspirées de LEWIS et al., 1979).
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Légende Figure 126 : Coupe du gouffre Ghar Shabanou (d’après LEWIS et al., 1979).
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Légende Figure 127 : Schémas évolutifs du Zagros et de la haute chaîne de Kennanshah depuis le Miocène supérieur.(1) Au Miocène supérieur-Pliocène : soulèvement et érosion de la zone écaillée et de la zone externe plissée ; dépôt corrélatif de 5000 m de sédiments détritiques sur le piémont et la plaine de Mésopotamie (inspiré de FALCON, 1974).(2) Au Pliocène et Pléistocène inférieur : poursuite de la surrection, de l’antécédence des vallées allochtones (cluse du Sirwan), de l’assèchement du réseau hydrographique des plateaux et de l’enfoncement de l’endokarst.(3) Au Pléistocène : poursuite du soulèvement ; le réseau fluvio-karstique fini-tertiaire est défoncé par la karstification qui s’accentue avec le développement des phases humides.
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Légende Figure 128 : Carte de la limite actuelle des neiges permanentes dans le Zagros et le NW de l’Iran (inspiré de SCHWEIZER, 1972 et 1975). 1. Relief de plus de 5000 m. 2. Relief compris entre 2000 et 3000 m. 3. Relief inférieur à 2000 m.
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Légende Photo 120 :Puits d’effondrement sur le plateau de Ravansar (alt. 2500 m).Le personnage situe au fond de la cavité donne l’échelle.
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Légende Photo 121 :Crotte active de Naukhan (alt. 1540) drainant la partie nord du plateau de Ravansar et s’ouvrant au fond d’une reculée (fig. 120, no 11) (fig. 123). A noter l’ancien creusement en régime noyé attesté par les grandes coupoles de plafond (écoulement lent) et le creusement postérieur en écoulement libre marqué par l’incison basale.
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Légende Photo 122 :Grotte active de Qara Qaleh (alt. 1650 m) drainant la zone comprise entre Shahu et Ravansar (fig. 120, no 12) (fig. 122). Galerie de l’Unijambiste à 300 m de l’entrée : ruisseau, lit de galets, blocs, concrétions brisées. Ecoulement de 30 l/s en juillet provenant en grande partie de la fusion des névières et glacières de haute altitude. Le système étant perché, il n’y a pas de restitution de réserves noyées notables, à l’inverse des sources vauclusiennes de débordement de Ravansar, de Do Cheqa et du Parau (photo 119).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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