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Apports de l’étude géomorphologique des terrasses fluvio-lacustres du lac de Van (Turquie) à la connaissance des paléoenvironnements en Anatolie orientale
Aurélien Christol, Catherine Kuzucuoglu, Fort Monique, Mustafa Karabiyikoglu, Damase Mouralis, Daniel Brunstein, Fuat Dogu Ali, Ebru Akköprü, Michel Fontugne et Halil Zorer
p. 195-210
Résumés
L’étude sédimentologique et géomorphologique des terrasses d’accumulation lacustres et fluvio-lacustres dans le bassin versant du lac de Van permet d’identifier, dans leur complexité, au moins trois grands cycles de transgressions/régressions du lac dans le passé. La mise en évidence de ces cycles fournit une chronologie relative des phases de transgressions majeures dont l’amplitude a pu dépasser 50 à 70 m au-dessus du niveau actuel du lac. Tout en mettant en évidence l’importance des volumes mobilisés lors de ces hauts niveaux, ce travail pose la question de l’origine paléoclimatique des variations anciennes du niveau du lac, ainsi que celle de l’impact de la tectonique sur l’altitude des témoins de ces hauts niveaux aujourd’hui.
The sedimentological and geomorphological study of the lacustrine and fluvio-lacustrine deposits preserved as terraces in the Van lake watershed allows, despite their complexity, the identification of at least three large transgression/regression cycles of the lake. The identification of these cycles provides a first relative chronology of the old Van lake transgressions, which may have reached altitudes > 50 to 70 m above today’s lake level. In evidencing the high amount of water concerned during the highest transgression phases, our study questions both the palaeoclimatic origin of these past lake level variations, and the possible impact of the tectonics on the altitude of some of the remains of very high past lake levels.
Texte intégral
1. Introduction
1Les systèmes lacustres et les archives qui leur sont associées sont de très bons « enregistreurs » des fluctuations environnementales au sens large. Parmi les indicateurs produits par ces systèmes, les variations de niveau et de volume des lacs contribuent à la compréhension des caractéristiques et variations du climat, livrant aussi des informations sur d’éventuels changements hydrogéologiques et tectoniques.
2Dans les lacs dits « fermés » – qui ne possèdent pas d’exutoire naturel – comme le lac de Van, les variations de niveau répondent à des bilans hydrologiques où le rôle des précipitations et de l’évaporation est prédominant. Ces variations sont enregistrées dans deux types d’archives lacustres : les dépôts sous-lacustres immergés d’une part, et les dépôts émergés en bordure des lacs, susceptibles de livrer des informations sur les changements de volume du lac, notamment en périodes de hauts niveaux.
3Les recherches présentées ici ont débuté à l’été 2005. Elles portent sur les archives lacustres émergées qui affleurent dans le bassin versant du lac de Van en Turquie. Ces dépôts sont des accumulations lacustres et fluvio-lacustres recoupées par des niveaux de terrasses. L’objectif de ces recherches est de reconstituer a) les caractères, processus et chronologie des variations du niveau du lac de Van pendant le Pléistocène supérieur, et peut-être moyen ; b) les éléments du bilan hydrologiques du lac ; c) les éléments climatiques ou morphologiques du bilan susceptibles d’être à l’origine des changements de niveau. Les résultats devront prendre en compte l’impact de la néotectonique sur les déformations des dépôts (failles, décrochements) et des formes (soulèvement).
4Les données préliminaires présentées ici portent sur le cadre géographique, la méthodologie, et les premiers résultats d’un programme de recherche franco-turc pluridisciplinaire (ANOVAN, ECLIPSE II 2006-2007), qui regroupe des chercheurs spécialistes de géomorphologie, sédimentologie, volcanologie, paléoenvironnements et datations.
2. Présentation du lac de Van et de son bassin versant
2.1. Cadre géographique
5Le lac de Van est situé à 43° de longitude Est et 38,5° de latitude Nord, en Anatolie orientale au nord de la chaîne du Taurus oriental et du Zagros (Fig. 1). Sa cote moyenne actuelle est de 1648 m. Au sud, les altitudes des crêtes du massif de Bitlis dépassent 3000 m, avec un maximum de 3479 m ; au nord, le volcan Süphan culmine à 4434 m. La superficie du bassin versant du lac de Van est de 12522 km2 (Degens et al. 1978). Il est limité au sud par le bassin hydrographique du Tigre, à l’ouest par celui de l’Euphrate, au nord et à l’est par celui de l’Arax. Le volume du lac est de 616 km3 (données issues du MNT), au troisième rang mondial des lacs fermés, avec une profondeur maximale de 451 m (Degens et al. 1978). La superficie du lac est de 3603 km2 (MNT), soit plus du tiers de celle du bassin versant. La largeur de la ceinture littorale, relativement plane, varie en fonction des vallées qui débouchent des chaînes montagneuses du sud-est, de l’est et du nord. Au sud-ouest, la limite du bassin versant est très proche du rivage du lac, soulignant ainsi que le drainage du massif de Bitlis est organisé vers le sud (bassin du Tigre) et non vers le lac. Au nord, le bassin versant est limité par l’alignement de trois grands strato-volcans qui isolent le lac du bassin de l’Euphrate (Nemrut et Süphan) et de l’Arax (Meydan).
Fig. 1. Géographie du bassin versant du lac de Van

2.2. Contexte climatique
6Le climat du lac de Van est de type semi-aride continental, caractérisé par de longs hivers froids et des étés chauds (Fig. 2). À l’échelle régionale, le schéma global de circulation atmosphérique se caractérise par deux grandes influences (Landmann et al. 1996) :
Fig. 2. Données climatiques locales

- les cellules de basses pressions venant de l’Atlantique sont alimentées en humidité par les eaux chaudes de la Méditerranée et progressent vers l’est jusqu’à l’Afghanistan. Ces dépressions sont à l’origine des précipitations hivernales et automnales en Anatolie.
- les hautes pressions subtropicales sont responsables des températures plus élevées et de la sécheresse de l’été, comme dans l’ensemble du Moyen-Orient.
7La région du lac de Van a un climat marqué par la continentalité (forte amplitude thermique annuelle) qui, avec l’effet d’abri provoqué par les barrières orographiques que constituent les chaînes pontiques et tauriques au nord et au sud du bassin, s’affirme dans la faiblesse des précipitations annuelles (entre 300 et 400 mm par an à Van, Fig. 2).
8À l’échelle du bassin versant, les données climatiques sont influencées par la répartition des massifs montagneux. Les montagnes du Taurus au sud du bassin font obstacle à l’entrée des dépressions issues de la Méditerranée tout comme elles arrêtent les précipitations d’origine pontique (Mer Noire). Ceci explique l’existence d’un gradient pluviométrique sud-ouest/nord-est significatif, perturbé localement par des reliefs (au nord) et probablement aussi par la présence du lac (Fig. 2). Au sud-ouest du lac, les précipitations annuelles atteignent 800 mm dans les plaines littorales, alors qu’à Van, ville située dans la partie médiane du bassin versant et sans influence orographique notable, les précipitations annuelles sont beaucoup plus faibles. À Van, les températures moyennes mensuelles pour la période 1951-1990 sont de -3,9 °C pour le mois de janvier et de 21,7 °C pour le mois de juillet (Fig. 2, A).
2.3. Contexte géologique
9La géologie du bassin versant du lac de Van présente trois ensembles principaux (MTA, 2002). Au sud, le massif de Bitlis se compose essentiellement de roches métamorphiques paléozoïques avec localement des affleurements de calcaire permien. Les terrains de la partie sud-orientale du bassin versant sont principalement des calcaires et des dépôts détritiques tertiaires marins (éocènes, oligocènes et miocènes) et continentaux (pliocènes). Ils reposent sur des calcaires massifs du Crétacé supérieur dans lesquels sont intercalés des flyschs et des ophiolites (d’âge crétacé et paléocène). Les calcaires tertiaires et crétacés présentent une karstification accompagnée d’écoulements souterrains susceptibles d’influencer la dynamique hydrologique du lac.
10À l’ouest et au nord, un ensemble volcanique composé de basaltes, andésites, rhyolites et pyroclastites plio-quaternaires recouvre les sédiments tertiaires (Innocenti et al. 1980, Sengör et Yilmaz 1981). Au nord du lac de Van les volcans sont alignés avec, du sud-ouest vers le nord-est : trois strato-volcans (le Nemrut, subactif ; le Süphan ; le Meydan, probablement plus ancien que les autres) ; et un volcan-bouclier (le Tendürek) (Fig. 1). L’alignement se prolonge vers le nord-est jusqu’à l’Ararat qui se trouve dans le bassin de l’Arax. Il existe d’autres traces plus discrètes de l’activité volcanique, notamment des volcans monogéniques, peu étudiés. La connaissance de l’activité volcanique quaternaire est fondamentale pour les recherches en cours puisque les produits éruptifs (tephras) sont utilisés comme repères stratigraphiques dans les séquences lacustres. Certains de ces niveaux pouvant être datés par Ar-Ar, l’établissement d’une tephrochronologie régionale est en cours.
Fig. 3. Contexte tectonique régional

11Le bassin occupé par le lac est situé à une centaine de kilomètres à l’est du « nœud anatolien » (Fig. 3) où la plaque eurasiatique s’affronte avec la plaque arabique qui la repousse vers le nord-ouest. Cette dynamique expulse la plaque anatolienne le long de deux grands décrochements coulissants, les failles nord et sud anatoliennes. Du fait de l’activité tectonique liée aux chevauchements du « mélange téthysien » dans la région (Sengör et Yilmaz 1981), plusieurs failles affectent les sédiments tertiaires du bassin versant du lac de Van (Bushara 1989). Certaines sont associées à un hydrothermalisme important (dans le massif du Meydan ; dans la vallée de l’Engil au sud de Van). La configuration actuelle des reliefs et des dépôts associés au tracé de certaines failles nord-sud (ville de Van) et est-ouest (vallée de l’Engil), au sud-est du lac, témoigne de cette néotectonique régionale. Les importantes accumulations de travertins, notamment dans la vallée de l’Engil, sont, également, probablement liées à cet hydrothermalisme d’origine tectonique.
2.4. Géochimie des eaux
12Le lac de Van est le plus grand lac sodé du monde avec un taux de salinité de 21,7 ‰ (Kadioglu et al. 1997). La géochimie des eaux du lac de Van, tout à fait singulière, a fait l’objet de plusieurs études (Degens et al. 1978, Kempe et al. 1991, Kipfer et al. 1994, Landmann et al. 1996, Lemcke et Sturm 1997). Selon ces auteurs, l’hyperalcalinité des eaux (pH ultrabasique = 9,81) s’explique par des rejets fortement minéralisés liés à l’activité volcanique et hydrothermale, auxquels s’ajoutent les apports carbonatés par les rivières. Il est possible que des rejets mantelliques profonds contribuent à l’hyperalcalinité des eaux du lac ; en effet, le manteau inférieur apparaît relativement mince sous le lac de Van (Kipfer et al. 1994) et les eaux du lac contiennent de l’hélium (Kipfer et al. 1994). De par ses caractéristiques chimiques et la présence de structures sédimentaires rares (microbialites), le lac de Van a même été qualifié par Kempe et al. (1991) d’océan primitif. La forte salinité du lac s’explique aussi par l’impact de l’évaporation, notamment en périodes de forts déficits d’alimentation en eau du lac. L’absence d’exutoire empêche le renouvellement des eaux.
13Avec un pH proche de 10, les eaux du lac sont presque dénuées de vie. Si la composition chimique n’a pas évolué depuis le Pléistocène, aucune trace de vie lacustre ne devrait être retrouvée dans les dépôts isolés des apports latéraux du bassin versant.
2.5. État des connaissances sur l’histoire du lac de Van
2.5.1. La formation du lac
14L’explication de la fermeture et donc de l’apparition du lac a fait l’objet de deux types d’hypothèses : tectonique et volcanique. Celle qui rassemble le plus de consensus fait appel à une coulée ignimbritique produite par le Nemrut. Quelle qu’en soit l’origine, il semble que la fermeture du lac ait eu lieu au sud-ouest, précisément dans le secteur où se trouve le seuil topographique théorique actuel de déversement des eaux du lac. Il existe, dans le bassin versant, plusieurs seuils de ce type qui ont pu être déterminés à l’aide du MNT (GLCF SRTM, cf. Fig. 4). Le plus bas d’entre eux a été retenu comme seuil théorique actuel (1749 m en WGS84) (Fig. 4). Ce seuil, localisé au sud-est de Tatvan à 101 m au-dessus du lac, permet une première évaluation de l’impact de la néotectonique quand l’altitude des paléorivages, mesurées aujourd’hui, se révèle être supérieure à 101 m.
2.5.2. Une chronologie lacustre incomplète
15Aucun âge n’est encore définitivement fixé pour le lac de Van puisque les âges proposés dans les publications varient de 60000 (estimations obtenues à partir des analyses minéralogiques dans les sédiments du fond du lac) à 500000 ans (d’après des estimations reposant sur l’âge de coulées volcaniques), et qu’aucun de ces âges n’apparaît avoir été obtenu par une méthode fiable. Quant aux fluctuations de niveau du lac, très peu de datations sont actuellement disponibles. Des comptages effectués sur des sédiments varvés sous lacustres, carottés à 450 m de fond, ont permis d’obtenir récemment une chronologie qui remonte au dernier Pléniglaciaire pour les onze premiers mètres de dépôts de fond (M. Sturm, comm. pers.), ce qui va au-delà des séries publiées jusqu’en 2003 (Degens et al. 1978, Landmann et al. 1996, Wick et al. 2003). Dans ce contexte, les recherches présentées ici s’intéressent aux dépôts lacustres affleurant dans le bassin versant, dépôts qui ont fait l’objet de travaux antérieurs (Schweizer 1975, Degens et al. 1978, Kempe et al. 2002) et qui, plus faciles d’accès, offrent aussi des possibilités de datations plus larges. Leur étude est un complément indispensable aux travaux précédents, et doit permettre de mesurer les variations de niveau, d’établir une chronologie holocène et pléistocène des variations lacustres, et de préciser leur impact sur les paysages.
Fig. 4. Utilisation du MNT pour l’étude hydrologique du bassin du lac de Van

3. Méthodologie
16La méthodologie exposée ici répond à une double approche : a) l’étude sédimentologique et géomorphologique des terrasses d’accumulation ; b) la mise en évidence des volumes anciens auxquels correspondent les anciens niveaux du lac, première étape pour établir un lien entre leurs variations et les contextes hydro-climatiques. D’autres objectifs portent sur la tephrochronologie, la tectonique, les archives sédimentaires autres que celles affleurant en terrasses, le fonctionnement hydro-climatique actuel du lac…
3.1. Les niveaux de terrasses et leurs dépôts associés
17Depuis sa formation, le lac de Van agit en niveau de base régional du réseau hydrographique. Les niveaux de terrasses qui s’échelonnent sur le pourtour du lac et que l’on retrouve en partie préservés dans les vallées affluentes jalonnent des épisodes de stabilité relative de hauts niveaux du lac, suivis par des phases d’incision matérialisant de forts abaissements du niveau. L’analyse des dépôts fins ou grossiers constituant les terrasses permet de reconstituer les différents milieux de sédimentation, en particulier la position de la ligne de rivage, et d’identifier à travers des variations fines de faciès les successions de fluctuations du niveau lacustre.
18Dans un premier temps, le contexte stratigraphique et sédimentologique de ces enregistrements a donc été caractérisé. Dans un second temps, des mesures altimétriques ont été effectuées : a) au toit des accumulations (terrasses) ; b) le long des contacts stratigraphiques majeurs et de couches-repères.
3.1.1. Localisation des terrasses dans le bassin versant
19La première étape de l’étude a consisté à localiser les secteurs susceptibles de contenir les éléments d’information répondant aux objectifs scientifiques fixés. Ce travail a été réalisé d’une part au laboratoire à partir des données cartographiques ou satellitaires (Christol 2005) et d’autre part directement sur le terrain par des prospections (depuis 2003). En effet, tout autour du lac, des dépôts lacustres et des formes littorales sont exondés, atteignant souvent plusieurs mètres à dizaines de mètres au-dessus du niveau actuel. Les secteurs les plus favorables à l’étude des terrasses lacustres se situent dans la partie orientale du bassin versant, tant dans une zone littorale assez large que dans les vallées des principaux tributaires du lac (Fig. 5). L’incision de ces vallées s’est accompagnée d’une part de la conservation latérale des formes et des formations lacustres sous forme de terrasses étendues au pied des reliefs. D’autre part, l’emboîtement de formes et formations résulte de l’interaction entre la dynamique sédimentaire lacustre (accumulation pendant les transgressions ; hiatus et incision pendant les régressions) et la dynamique sédimentaire fluviatile (accumulation + érosion en fonction des changements du niveau de base et donc de pente longitudinale des rivières pendant les phases de variations de niveau).
20Sur les quatre grandes vallées drainant le bassin versant (Karasu, Engil, Muradiye, Zilan), seules deux ont fait l’objet, à ce jour, d’un travail de relevés de terrain important : la Karasu à l’ouest (site de Yumrutepe) et l’Engil au sud-est du bassin versant. S’ajoutent à ces vallées les secteurs de Van et Tatvan (sud du lac) où des dépôts associés à des niveaux de terrasses ont également été étudiés (Fig. 5). Dans tous ces secteurs, si les caractéristiques des dépôts – et donc la variété des environnements sédimentaires (successions de dépôts fluviatiles, lacustres fins, lagunaires, de plages, deltaïques, etc.) – et des formes (terrasses formant plateaux ou remplissant les embouchures etc.) se ressemblent, il existe des éléments de différence (substrat géologique, impact de la tectonique, morphologie côtière ouverte ou contrainte permettant aux dépôts lacustres de s’exprimer ou pas dans les paysages, proximité des volcans etc.) qui soulèvent un certain nombre de questions abordées ci-après.
3.1.2. Faciès des enregistrements et milieux de sédimentation
21Les dépôts recherchés sont contenus dans des séquences dont l’accumulation est liée à la présence, sur place ou plus ou moins proche, du lac. Leurs caractères sédimentologiques varient selon la distance qui les sépare de la ligne de rivage et selon la profondeur d’eau. Ainsi on trouve autour du lac de Van des sédiments correspondant aux différents milieux de sédimentation caractérisant l’interface lac-bassin versant (Reading 1996), depuis les dépôts de fond de lac jusqu’aux dépôts fluviatiles. Les faciès et la granulométrie des dépôts de fond de lac dépendent essentiellement : a) de la dynamique et de la hauteur de la tranche d’eau pendant la sédimentation, b) de la dynamique de la relation côte/fond qui dépend de la position du lieu de sédimentation par rapport au rivage et aux sources d’apports du bassin versant. Bien qu’il ne soit pas possible de connaître de façon précise la hauteur d’eau pour un dépôt donné, les milieux de sédimentation enregistrés par les faciès des dépôts permettent d’estimer d’une part la distance approximative du dépôt par rapport à la ligne de rivage, et d’autre part une hauteur d’eau sus-jacente et donc l’altitude du niveau du lac contemporain au dépôt (Fig. 6).
Fig. 5. Localisation des sites et des secteurs étudiés

22Un premier type de dépôt correspond à des sédiments fins déposés sous une tranche d’eau calme > 5-10 m (« bottomsets » : Reading 1996). Nous les appelons ici des « dépôts de fond de lac » plutôt que des « bottomsets » car, d’une part ils peuvent présenter un faciès plus grossier que les seules argiles du fait d’apports détritiques locaux, et d’autre part parce que leur composition argileuse et leur structure souvent litée ne caractérisent qu’un milieu de sédimentation tranquille quelle que soit la tranche d’eau sus-jacente (néanmoins > 5-10 m). Le terme de « bottomsets » est donc réservé ici aux dépôts argileux varvés qui caractérisent les parties très profondes du lac de Van (Kempe et al. 2002).
23Plus un dépôt est fin, plus il correspond à un milieu de sédimentation distal par rapport aux apports détritiques, aux courants côtiers, à la houle et aux vagues, c’est-à-dire par rapport au littoral. La limite entre certains dépôts de fond de lac et des dépôts de zones d’avant côte est parfois difficile à préciser à partir des seuls caractères du dépôt. La disposition horizontale des lits, la granularité du dépôt, la densité des apports détritiques, les figures sédimentaires liées à l’action des vagues (ripple marks) sont des caractères sédimentologiques permettant d’identifier la proximité ou non de la côte. Un dépôt lacustre profond dans une coupe stratigraphique implique cependant, lors de l’interprétation de la coupe, la reconnaissance d’un haut niveau lacustre au moment de la sédimentation. Mais l’extrapolation de la hauteur d’eau et donc de l’altitude du « paléoniveau » du lac contemporain au dépôt reste une opération délicate et approximative.
Fig. 6. Faciès sédimentaires et milieux de dépôts

24En revanche, les enregistrements sédimentaires littoraux permettent une lecture plus précise de la position du niveau lacustre. Les faciès de ces dépôts littoraux sont divers : il peut s’agir de dépôts d’arrière plage (back-shore), d’avant plage (shoreface) ou de cordon littoral (beach) (Fig. 6). Ces dépôts présentent une légère inclinaison vers le lac et sont parfois associés à des dépôts de cône deltaïque qui les nourrissent depuis une certaine distance. Lorsque leur inclinaison est plus accentuée pour des raisons morphodynamiques (plage progradante), ils sont disposés en foresets. Les différents caractères des dépôts littoraux indiquent la position du niveau supérieur du plan d’eau au moment de la sédimentation, à condition bien sûr qu’ils n’aient subi aucune déformation post-dépositionnelle. Ainsi, l’altitude d’un dépôt de cordon de plage à galets donne l’altitude d’un paléorivage. Les dépôts d’avant-plage indiquent une faible hauteur d’eau (< 1 m) et donc permettent aussi de positionner le niveau du lac. Un dépôt de foresets de plage permet théoriquement de calculer la hauteur d’eau puisque la partie supérieure du dépôt est au ras de l’eau alors que la partie inférieure se raccorde aux dépôts de fond lors de la sédimentation (Reading, 1996).
25Les dépôts deltaïques sont, eux, situés à l’interface lac-bassin versant. Leur morphodynamique et donc leurs caractères sédimentologiques et morphologiques sont liés à la configuration de la côte (par exemple, en cas de forte pente à la côte, le dépôt sera peu étendu et présentera une forte inclinaison). On distingue trois faciès de dépôts de cône deltaïque : les topsets, les foresets et les bottomsets (Nemeç et Steel 1988 ; Reading 1996). Les topsets se raccordent au niveau du lac et correspondent aux apports fluviatiles tributaires du lac : ils traduisent l’influence directe du bassin versant et leur altitude reflète celle du niveau du lac. Les foresets deltaïques sont des dépôts progradant comme les foresets de plage ; ils fournissent, de la même manière, une information altitudinale précise sur le paléorivage. Les bottomsets sont des dépôts de fond de lac en position distale par rapport au cône.
26Non seulement ces différentes unités sédimentaires fournissent des indications assez précises sur la position du niveau du lac lors de leur dépôt, mais en stratigraphie leur succession enregistre aussi la chronologie des variations de positionnement du niveau du lac ainsi que les changements de dynamique lacustre, notamment par la reconstitution de phases de transgression et de régression.
3.1.3. Mesures et relevés altimétriques
27Le premier objectif de ces mesures était de mettre en place une base de données relatives permettant de comparer de site à site l’altitude des formations fluvio-lacustres et des terrasses. Les mesures effectuées déterminent l’altitude en valeur absolue des unités et niveaux sédimentaires marquant d’anciennes phases lacustres. Les formes et niveaux-repères ont été mesurés au DGPS (GPS différentiel RTK). L’objectif était de raccorder les coupes dans un système altitudinal plus précis que les cartes topographiques disponibles. L’éloignement des lignes de base (distance station primaire – stations secondaires > 10 km) a nécessité de travailler en post-traitement. Toutes les altitudes présentées ici (cf. section 4) sont déterminées en fonction de la référence altitudinale choisie (Géoïde EGM96).
28Les corrélations de niveau à niveau que ces mesures autorisent permettent : a) de connaître le niveau atteint par le lac (et donc ses variations en volume d’eau) pendant les différentes phases de transgression et de régression mises en évidence par l’analyse sédimentaire et morphologique ; b) de déterminer l’amplitude de déformations tectoniques éventuelles postérieures aux dépôts. Toute mesure livrant une altitude supérieure à celle du seuil théorique de déversement des eaux démontre une déformation d’origine néotectonique.
3.2. Données hydro-climatiques
3.2.1. Les variations récentes du niveau du lac de Van
29Le niveau du lac de Van apparaît comme extrêmement instable. La courbe des variations, entre 1944 et 2003, du niveau annuel moyen du lac (Fig. 7) montre, entre 1944 et 1997, une montée totale du niveau annuel moyen de 3,50 m, dont environ 2 m pour la seule décade 1987-1997. L’explication du rythme, combiné à l’amplitude, ainsi que des causes de ces variations n’est pas connue. La comparaison des données climatiques obtenues après traitement (précipitations et températures moyennes annuelles) pour la seconde moitié du XXe s. aux données sur le niveau du lac ne fournit aucune liaison directe (Fig. 2 et 7). D’après Degens et al. (1978), pour la période 1944-1974, le lac a en moyenne perdu ou gagné chaque année 1,5 % de sa masse d’eau totale, ce qui correspond à des oscillations annuelles d’une amplitude moyenne de 49,7 cm. A contrario les données sur une période plus longue (1944-1994) montrent des amplitudes annuelles plus élevées, avec une amplitude moyenne de 136,8 cm soit une augmentation entre les deux périodes d’enregistrement de 275 % (Sen et al. 1997).
Fig. 7. Variations récentes du niveau du lac de Van entre 1944 et 2003 (à Tatvan)

3.2.2. Relations données actuelles et passées
30Les variations récentes de niveau impliquent des variations de volumes d’eau considérables qui sont à relier à un ou plusieurs éléments du bilan hydrologique (précipitations, écoulements de surface et des rivières, évaporation). Même s’il apparaît difficile d’identifier le ou les éléments climatiques du bilan qui varient lorsque le volume du lac change, il apparaît essentiel, pour pouvoir interpréter les variations de volumes de traiter les données actuelles connues pour le lac (cette étude est en cours actuellement). Ces données peuvent également être comparées avec des dynamiques hydrologiques globales (influence éventuelle de l’activité solaire et de la couverture nuageuse) et régionales (Caspienne). La seule façon d’appréhender le fonctionnement du lac de Van dans son contexte climatique passé consiste à procéder par analogie, une fois définies les fluctuations anciennes du niveau du lac, avec le comportement actuel et sub-actuel du système lacustre.
31Pour déterminer les volumes mobilisés lors des fluctuations passées du lac, on utilise la relation hypsométrique niveau du lac – volume (Fig. 4) en interrogeant la base de données du MNT. Les niveaux anciens du lac sont obtenus grâce à l’étude géomorphologique et sédimentologiques des terrasses et dépôts lacustres. Les reconstitutions des fluctuations de la masse d’eau liées aux anciennes transgressions et régressions et déterminées à partir des niveaux d’eau reconstitués, permettront de développer des scénarii portant sur les comportements de telle(s) variable(s) pour expliquer les variations de volume mises en évidence. Il s’agit d’une première étape pour relier, à terme, les fluctuations passées et récentes du niveau du lac de Van à des variations climatiques.
4. Premiers résultats
4.1. Interprétation des données morphologiques et sédimentaires
4.1.1. Formes d’origine lacustre
32Les différents secteurs prospectés montrent des formes de nivellement tout à fait caractéristiques d’une morphogenèse lacustre. L’analyse topographique des paysages met en évidence plusieurs niveaux topographiques qui recoupent les séquences sédimentaires fluviatiles, deltaïques et lacustres. En l’état actuel de nos travaux, quatre niveaux de terrasses (T1, T2, T3 et T4) ont été déterminés à partir de l’analyse topographique des secteurs étudiés (Fig. 8, B et Fig. 9). Ces formes de terrasses sont forcément postérieures aux dépôts qui les sous-tendent. Que le toit plan de la terrasse recoupe en biseau les dépôts sous-jacents ou qu’il corresponde à un ancien fond de lac brutalement émergé et conservé, les terrasses témoignent de la position d’un niveau de base lié au niveau du lac pour une période donnée. L’incision à l’origine des formes de terrasses stricto sensu exprime une phase de régression lacustre, un abaissement du niveau de base succédant à un haut niveau, aboutissement d’un cycle lacustre. Ces formes ont été partiellement conservées à l’abri de l’action érosive des rivières, elle-même dépendante de l’évolution du niveau de base.
4.1.2. Sédimentologie et stratigraphie des enregistrements sédimentaires
33Les dépôts d’origine lacustre et fluvio-lacustre conservés sur les versants proches du lac sont accessibles en coupe grâce à l’exploitation de nombreuses carrières de granulats. Nous présentons ici les principaux types de dépôts observés dans les terrasses d’accumulation, ainsi que la succession des faciès sédimentaires identifiés dans ces dépôts.
34À l’amont comme à l’aval du cours inférieur de la Karasu (Fig. 8, B), des dépôts de lac profond sont fréquemment conservés dans les enregistrements des terrasses T1 et T2. Ces dépôts sont de granulométrie fine (limons ou argiles) ; ils se présentent en lits d’épaisseur centimétrique ou décimétrique, rarement déformés par des mouvements d’origine tectonique. Ces dépôts de fond de lac ne contiennent jamais de matière organique ni de débris de coquilles, ce qui souligne leur position éloignée des embouchures des rivières, seuls endroits favorables à la vie sur le littoral. Perchés aujourd’hui à plus de 50 m au-dessus du niveau du lac actuel, ils témoignent que les eaux du lac de Van ont atteint, à une époque encore indéterminée, une altitude d’au moins 60 m au-dessus du niveau actuel (Fig. 8, B). Dans la partie aval des vallées de la Karasu et de l’Engil, des dépôts de fond de lac sableux et horizontaux affleurent sous le toit de la terrasse T3. Ces dépôts lités sont déformés en sismites de dimensions et formes variées, qui témoignent d’une activité tectonique synsédimentaire importante. Antérieurement à ces dépôts de fond de lac, des sédiments littoraux ou de plage représentent le faciès majoritaire de l’accumulation correspondant à la terrasse T3 dans le bassin.
35Les faciès littoraux et deltaïques associés sont particulièrement bien développés dans les enregistrements sédimentaires des terrasses d’accumulation T1 et T2 au site de Yumrutepe (Fig. 8, A) où sont exposés les restes d’un ancien cône deltaïque localisé en bordure de lac et aujourd’hui partiellement érodé. Les dépôts deltaïques y sont de granulométrie diverse, le plus souvent sableux, et pour certains riches en galets. C’est dans ces sédiments que l’on observe la plus grande concentration de coquilles de Dreissena et d’autres mollusques. À la base de la succession de Yumrutepe qui correspond aux terrasses T1 et T2, un ensemble de foresets de 5 mètres de hauteur se raccorde, en s’éloignant du paléorivage, avec des dépôts de fond de lac de type bottomsets. Ces foresets sont recouverts d’une seconde unité de bottomsets, à leur tour raccordés sur une coupe proche à d’autres foresets moins importants. Au-dessus, les dépôts terminaux sont globalement plus grossiers, présentant des faciès proches de faciès littoraux. Cette stratigraphie, où la profondeur d’un premier lac est importante, puis diminue pour s’accroître à nouveau avant de se contracter une dernière fois, témoigne de variations du niveau du lac de quelques mètres d’amplitude pendant une longue phase de transgression marquée par des fluctuations et des variations de rythme de montée des eaux.
Fig. 8. Exemple de site étudié dans son contexte géomorphologique local : Yumrutepe et la vallée de la Karasu

4.1.3. Analyse morphosédimentaire et cycles lacustres
36L’une des questions initiales posées par les terrasses fluvio-lacustres et lacustres autour du lac était de savoir si ces formes étaient associées à un seul ou plusieurs cycles de sédimentation lacustre que, seule, l’étude stratigraphique précise des dépôts sous-jacents à chaque terrasse pouvait révéler. Un cycle lacustre comprend une phase de transgression majeure aboutissant à un « maximum » lacustre et une ou plusieurs phases de régression importantes jusqu’à un « minimum » lacustre avec d’éventuelles fluctuations intermédiaires mineures.
37D’après l’étude stratigraphique et morphologique des dépôts associés, l’étagement topographique des terrasses T1 et T2 à Yumrutepe reflète une variation du niveau du lac d’environ 20 m : la terrasse T1, peu développée, recoupe une accumulation de dépôts côtiers ourlant des rivages plus ou moins rocheux, et toujours les plus élevés (coupes de YUM 4 et de Toki : +92 m et +103 m d’altitude relative par rapport au lac actuel). Suit une deuxième terrasse (T2) qui correspond à l’essentiel de l’accumulation lacustre. Celle-ci est surtout composée de bottomsets, sauf vers le rivage au pied de la falaise partiellement dégagée dans T1, au pied de laquelle les sédiments indiquent l’existence d’une ligne de rivage légèrement inférieure à celle de T1. L’émergence de la seconde terrasse (T2), remarquablement bien conservée sur une grande surface au nord de la ville de Van et dans le secteur aval de la Karasu, intervient lors d’une régression rapide et de grande amplitude terminant ce premier cycle (C1) de hauts niveaux (Fig. 10). L’estimation de l’amplitude de la régression postérieure aux dépôts formant T2, peut reposer sur l’importance de l’érosion fluviale qui lui succède et qui est mesurable, toujours à Yumrutepe, dans la vallée de la Karasu où des dépôts fluviatiles fossilisent une entaille de 50 m minimum.
38Une deuxième grande transgression, plus récente, est enregistrée par le remplissage associé à la terrasse T3, dépôts qui sont nettement emboîtés dans ceux de T2 (Fig. 8), autant dans la vallée de la Karasu en aval de Yumrutepe que dans celle de l’Engil. Ce second cycle lacustre (C2) se termine par une deuxième régression de forte amplitude qui provoque l’incision des dépôts lacustres composant T3 par des rivières s’encaissant à nouveau en fonction d’un niveau de base plus bas que l’actuel.
39La régression postérieure à C2 débouche sur une phase de niveau très bas et stable du lac, à laquelle succède une nouvelle transgression (mineure) dans la terrasse T4 repérée dans les parties les plus en aval, proches des embouchures actuelles de la Karasu (site de Zeve 1) et de l’Engil. La régression du cycle C2 a été particulièrement importante puisqu’elle a provoqué l’incision des vallées dans le substratum. Les dépôts du cycle C2 sont désormais perchés au-dessus des dépôts les plus récents qui remplissent le fond des vallées actuelles. Le remplissage actuel des vallées est dû à une dernière phase transgressive (un troisième cycle) dont l’ampleur n’est pas encore bien connue puisqu’on ne connaît pas le minimum lacustre terminant le cycle C2.
40Après l’examen détaillé des formes et des formations il s’avère qu’il existe au moins deux cycles lacustres principaux (C1 et C2) qui correspondent, pour le plus ancien aux terrasses T1 et T2, et pour le plus récent, aux terrasses T3 et T4.
4.1.4. Les mouvements tectoniques verticaux
41Une fois les cycles de transgression/régression lacustres et leur correspondance avec les terrasses établis pour chaque site d’étude, la principale difficulté est de corréler les niveaux sédimentaires et de rivages entre eux. Nous sommes partis de l’hypothèse que la mesure altitudinale des dépôts côtiers et des surfaces de terrasses devait permettre de caractériser le niveau de la nappe lacustre correspondant à chaque transgression et à chaque terrasse.
42Cependant, dans certains secteurs, les mesures altitudinales ont montré que l’activité tectonique quaternaire perturbait localement les corrélations : à Beyüzümü à l’est de Van, et même, peut-être, à Yumrutepe au nord de Van. Dans ce cas, l’altitude obtenue ne peut être considérée comme celle du niveau du lac au moment du dépôt ; le niveau calculé ne correspond plus à un volume calculable, et donc perd localement toute signification de réponse à une variation d’origine climatique. Dans de tels sites, l’enjeu devient donc de déterminer, par comparaison avec les sites où aucun soulèvement d’origine tectonique n’est enregistré, l’amplitude du mouvement tectonique ayant affecté les séquences après leurs dépôts. Ainsi d’après les résultats obtenus dans la région de la ville de Van, l’amplitude du soulèvement affectant les dépôts lacustres de Beyüzümü (Fig. 5) atteint au moins 50 m.
43C’est dans ce site de Beyüzümü que la référence à l’altitude du seuil théorique de déversement des eaux (101 m) illustre le mieux l’influence de la tectonique puisque les dépôts lacustres sont situés à des altitudes trop élevées par rapport à celles du seuil actuel (140 m d’altitude relative par rapport au niveau actuel du lac), signalant une amplitude minimum d’environ 40 m pour le soulèvement d’origine tectonique concerné. Dans tout le secteur oriental du lac, des précautions doivent donc être prises dans l’interprétation des données altimétriques des dépôts associés à des paléoniveaux. La partie occidentale du bassin n’ayant pas fait l’objet de travail de terrain aussi avancé que pour la partie orientale, nous ne sommes pas en mesure actuellement de dire si ces déformations existent également dans les dépôts situés à l’ouest du lac. Cependant, il est possible d’envisager un soulèvement progressif de la partie orientale du bassin en relation avec un enfoncement relatif de sa partie occidentale. Par ailleurs, la mesure du seuil à 101 m au-dessus du niveau actuel du lac n’a de valeur qu’indicative puisque les seuils actuels peuvent ne pas être les mêmes que ceux du Pléistocène supérieur, au moment du dépôt des cycles C1 et C2. En effet, ces seuils sont formés par des ignimbrites dont l’âge n’est pas connu, et dont la mise en place a produit des modifications morphologiques ayant pu fossiliser d’anciens seuils plus bas que l’actuel.
Fig. 9. Carte géomorphologique des formes et des formations lacustres pléistocènes : exemple du secteur de la Karasu

44Les informations collectées sur le terrain montrent l’importance de l’impact de l’activité tectonique sur certains dépôts lacustres anciens. Si des déformations tectoniques ont été mises en évidence localement, la question de mouvements à l’échelle du bassin reste posée. En l’état actuel de nos connaissances il nous est donc encore difficile d’estimer la part des variations climatiques et celle de la tectonique dans l’altitude des anciens niveaux (et donc dans les volumes) positionnés dans notre base DGPS.
4.1.5. Problèmes liés à la chronologie des variations
45Établir la chronologie des phases de transgression/régression lacustres repose sur la datation des dépôts associés à la formation des terrasses. En ce qui concerne l’âge des cycles lacustres, il n’existe, aujourd’hui, aucune datation disponible pour la transgression la plus ancienne du cycle C1. En revanche des niveaux organiques terminaux du cycle C2, proches du plus haut niveau du cycle, ont été datés par Kempe et al. (2002) dans la vallée de l’Engil, de 20340 cal. yrs BP soit du dernier pléniglaciaire. Cela signifie que le cycle C1 est au moins antérieur au Pléniglaciaire. La toute dernière transgression (faisant suite au cycle C2) qui, quoique la plus faible de toutes, a rempli les parties basses des vallées actuelles de dépôts à peine incisés par les cours d’eau actuels, pourrait être d’âge holocène (Degens et al. 1978). Cette hypothèse s’accorderait avec l’optimum humide de l’Holocène bien défini en Méditerranée orientale et au Proche Orient vers 9000-7000 cal yrs BP (Roberts et al. 2001).
46De nouvelles dates permettront, d’une part une meilleure corrélation des unités stratigraphiques, et d’autre part l’établissement du cadre temporel de l’ensemble des fluctuations lacustres et environnementales enregistrées par les dépôts lacustres et fluvio-lacustres. Les possibilités de datations demeurent limitées étant donné l’absence de matière organique dans la plupart des dépôts lacustres et l’âge ancien du cycle C1. Sont cependant disponibles les coquilles et les paléosols datables par14C dans la période où le14C est utilisable (< 28-30000 ans) et, surtout, des tephras interstratifiés ou associés aux dépôts lacustres datables par Ar-Ar. Des datations OSL seront également tentées sur des niveaux de limons lacustres.
Fig. 10. Les principaux anciens hauts niveaux lacustres identifiés : extensions des paléolacs et volumes correspondant

4.2. Fluctuations de niveau et reconstitutions « paléo » hydro-climatiques
47La reconstitution hydro-climatique passée n’est possible qu’une fois la chronologie des cycles lacustres et l’impact de la tectonique établis et pris en compte. L’approche choisie repose sur a) l’identification et la mesure (par la localisation altitudinale des anciens niveaux) et b) la caractérisation (par les types et l’étendue des dépôts) des fluctuations des volumes d’eau du lac qui répondent à celles du bilan hydrologique. L’impact, sur le bilan, d’éléments comme l’évaporation et les précipitations feront naturellement l’objet d’hypothèses hydro-climatiques pour chaque période définie par les datations attendues, à partir notamment des courbes climatiques globales et régionales connues pour le Pléistocène supérieur et moyen. L’étude hydro-climatique pour la période actuelle doit donc fournir des pistes de réflexions quant à l’explication des fluctuations passées du niveau du lac. Ainsi des oscillations récentes ont pu être mises en relation avec des variations de l’activité solaire (Degens et al. 1978). Il s’agit sans doute d’une variable importante, quoique, encore mal connue (Magny 2004).
48Les résultats préliminaires exposés ici montrent cependant que les paléoniveaux lacustres identifiés dans les sites étudiés témoignent de variations des masses d’eau extrêmement importantes (Fig. 10) et dans certains cas relativement rapides, variations qu’il faudra expliquer par des mécanismes locaux précis. L’un des enjeux de ce travail sera de faire la part de ce qui, dans les fluctuations de niveau du lac de Van, répond à des caractères locaux du bilan, ou bien plutôt à des variations régionales, voire globales, des changements climatiques passés.
5. Conclusion
49Nos premiers résultats confirment l’existence de plusieurs grands cycles (transgression-régression) lacustres. Chaque période de haut et bas niveau a enregistré des variations de niveau mineures qui ont provoqué des incisions ou des aggradations enregistrées dans des dépôts de terrasses. Sur les deux principaux cycles reconnus ici (C1 et C2), le haut niveau du cycle 2 pourrait dater du dernier Pléniglaciaire (23-18 kA) (Kempe et al. 2002). Un tel haut niveau pendant le Pléniglaciaire à Van est comparable avec ce qui est connu pour d’autres lacs anatoliens (Kuzucuoglu et Roberts 1997, Fontugne et al. 1999). En revanche, nous n’avons pour l’instant aucun élément de datation pour le cycle le plus ancien (T1-T2) ni pour l’âge de la transgression du cycle C2. De ce fait, la mise au point de la chronologie des variations de niveau du lac de Van et l’identification des causes de ces variations sont des enjeux majeurs pour la connaissance du Pléistocène supérieur et peut être moyen dans cette région, région représentative du château d’eau anatolien du Proche et du Moyen Orient.
50Quatre étapes sont envisagées pour les travaux à venir : a) élargir à d’autres sites de terrasses l’approche sédimentologique et géomorphologique tout en y poursuivant les relevés altitudinaux (au nord-est, à l’est et au sud-ouest) afin d’affiner les données sur les paléoniveaux ; b) étudier les processus et la chronologie de la fermeture du bassin ; c) rechercher d’autres archives sédimentaires éventuelles indicatrices de variations climatiques récentes (remplissages karstiques ; moraines) ; d) mettre en place une chronostratigraphie des niveaux de terrasses grâce aux retombées volcaniques qui y sont interstratifiées.
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