première chronologie osl des formations fluvio-lacustres de la vallée de la karasu : implications...

Géomorphologie : relief,processus, environnement4/2013 (2013)Systèmes géomorphologiques : renouveler les thématiques, les outils et les méthodes

................................................................................................................................................................................................................................................................................................

Aurélien Christol, Catherine Kuzucuoğlu, Monique Fort et MichelLamothe

Première chronologie OSL desformations fluvio-lacustres de la valléede la Karasu : implications sur lapaléogéographie du bassin du lac deVan (Turkey)................................................................................................................................................................................................................................................................................................

AvertissementLe contenu de ce site relève de la législation française sur la propriété intellectuelle et est la propriété exclusive del'éditeur.Les œuvres figurant sur ce site peuvent être consultées et reproduites sur un support papier ou numérique sousréserve qu'elles soient strictement réservées à un usage soit personnel, soit scientifique ou pédagogique excluanttoute exploitation commerciale. La reproduction devra obligatoirement mentionner l'éditeur, le nom de la revue,l'auteur et la référence du document.Toute autre reproduction est interdite sauf accord préalable de l'éditeur, en dehors des cas prévus par la législationen vigueur en France.

Revues.org est un portail de revues en sciences humaines et sociales développé par le Cléo, Centre pour l'éditionélectronique ouverte (CNRS, EHESS, UP, UAPV).

................................................................................................................................................................................................................................................................................................

Référence électroniqueAurélien Christol, Catherine Kuzucuoğlu, Monique Fort et Michel Lamothe, « Première chronologie OSL desformations fluvio-lacustres de la vallée de la Karasu : implications sur la paléogéographie du bassin du lac deVan (Turkey) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], 4/2013 | 2013, mis en ligne le15 décembre 2015, consulté le 14 mai 2014. URL : http://geomorphologie.revues.org/10366 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10366

Éditeur : Groupe français de géomorphologiehttp://geomorphologie.revues.orghttp://www.revues.org

Document accessible en ligne sur : http://geomorphologie.revues.org/10366Ce document est le fac-similé de l'édition papier.

Cet article a été téléchargé sur le portail Cairn (http://www.cairn.info).

Distribution électronique Cairn pour Groupe français de géomorphologie et pour Revues.org (Centre pour l'éditionélectronique ouverte)© Groupe français de géomorphologie

Première chronologie OSL des formations fluvio-lacustres de la vallée de la Karasu : implications sur la

paléogéographie du bassin du lac de Van (Turkey)

First OSL chronology of the fluvio-lacustrine deposits of theKarasu valley: Implications on the palaeogeography of the

Lake Van basin (Turkey)

Aurélien Christol*,**, Catherine Kuzucuoğlu*, Monique Fort**, Michel Lamothe***

* Laboratoire de Géographie Physique (LGP) – UMR 8591 – Meudon – France ([email protected], [email protected]).** Université Paris-Diderot – UMR 8586 PRODIG – Paris – France.*** Université du Québec à Montréal – Laboratoire LUX – Québec – Canada.

RésuméLe lac de Van (1 648 m) est une référence paléoclimatique et paléoenvironnementale pour le Moyen-Orient. Les études précédentes ontmontré que son évolution au cours du Dernier Glaciaire était étroitement liée aux changements climatiques. Dans la vallée de la Karasu(partie orientale du bassin du lac de Van), une approche chrono-stratigraphique des formations fluvio-lacustres par la stratigraphieséquentielle et les datations OSL permet de donner un cadre chronologique aux évolutions paléogéographiques de la vallée et du bassinlacustre en lien avec les variations du niveau d’eau. L’analyse de trois hauts niveaux identifiés et datées dans le secteur amont (analysetransversale des dépôts) en connexion avec l’aval (analyse longitudinale) permet de reconstituer les grandes variations du niveau du lac dansl’espace et le temps. Nos résultats montrent que le plus haut niveau lacustre enregistré (≥ 1 750 m, i.e. 100 m au-dessus du niveau du lacactuel) semble être contemporain de la fin du Dernier Glaciaire (MIS 6) ou de l’Interglaciaire précédent (MIS 5e) comme le suggère un âgeOSL de 135 ± 27 ka. Ce premier haut niveau est à l’origine d’une vaste submersion de l’ensemble de la basse vallée actuelle de la Karasus’étendant jusqu’aux versants montagneux. Entre ce haut niveau et le Pléniglaciaire, le lac de Van connaît un second maximum daté parl’OSL à 33 ± 6,6 ka (MIS 3) qui ennoie l’équivalent du fond de vallée actuel élargi, notamment dans la partie aval. Le niveau d’eaumaximum est alors à 1 735 m, soit + 87 m au dessus du niveau actuel. Durant le Pléniglaciaire, le lac de Van connait un troisième hautniveau datée par OSL à 22 ± 4,4 ka – 20,7 ± 4,1 ka, avec un maximum lacustre supérieur à 1 705 m. Cette dernière grande transgressionqui se produit par à-coups est à l’origine de l’occupation par le lac du fond de vallée actuel jusqu’en amont. Dans le secteur amont, la reprisede l’aggradation alluviale se fait vers 12,6 ± 2,5 ka, en lien probablement avec une remontée du niveau de base lacustre.

Mots clés : formations fluvio-lacustres, stratigraphie séquentielle, OSL, paléogéographie, lac de Van.

AbstractThe Lake Van (1648 m) is a palaeoclimatic and palaeoenvironmental reference for the Middle East. According to previous studies, itsevolution during the last Glacial appears close related to climatic changes. In the Karasu valley (eastern part of the Lake Van basin),coupled sequence stratigraphy and OSL datings, allowed to give a chronological frame to the palaeogeographic evolutions of the val-ley and the lake basin in relationship to the lake level variations. The analysis of three highstand sequences, which have been identifiedand dated in the upstream area (transverse analysis of the deposits), is connected to downstream area (longitudinal analysis). It allowsus to reconstruct the main variations of the lake level in time and space. Our results show that the highest lake level recorded (≥1750 m,i.e. more than 100 m above the present lake level) seems to be contemporaneous to the MIS 5e Interglacial, as suggested by an OSL dat-ing of 135±27 ka. This first lake level highstand has lead to a large submersion of the low valley up to the mountainous slopes. Betweenthis maximum level and the Pleniglacial, the Lake Van experienced a second highstand OSL dated to 33±6.6 ka (MIS 3), which has causedthe submersion of a large area equivalent to the present low valley. The lake level maximum elevation reaches close to 1735 m (+87 m abovethe present lake level). During the Pleniglacial the Lake Van experienced a third highstand, with OSL ages of 22±4.4 ka – 20.7±4.1 ka, andhas reached an elevation >1705 m. This third lake lavel highstand has caused anew the coming of the lake in the upstream area. In thisarea, alluvial aggradation takes place again at 12.6±2.5 ka in relationship with the local base-level – lake-level rise.

Key-words: fluvio-lacustrine formations, sequence stratigraphy, OSL, palaeogeography, Lake Van.

Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2013, n° 4, p. 393-406

Abridged English version

The Lake Van (1648 m) is the most important palaeocli-matic sequence of Eastern Anatolia (Kuzucuoğlu et al.,1999), one of the most in the Middle East and presents astrong interest as it completes a network of sequences forunderstanding the history of climate in Eastern Mediter-ranean (Bar-Matthews et al., 1997; Bartov et al., 2002; Dja-mali et al., 2008). As the sequences in the submerged sedi-ments have attested this quality (Degens and Kurtmann,1978; Litt et al., 2009), the study of the deposits around thepresent lake suggests important variations of the lake in linkwith climate and volcanic forcing (Christol et al., 2010;Kuzucuoğlu et al., 2010; Christol, 2011). Indeed, previousstudies have highlighted the interest of morpho-sedimentaryevidences in the low valleys of the main tributaries of thelake to reconstruct ancient lake highstands. Focussed onspecific landscapes with “terraces” shaped in fluvio-lacus-trine sediments, these studies show several transgressionsand regressions interpreted from evidences of high and lowlake levels (Christol, 2011). In this paper, we have chosen torestrain our subject to the chronostratigraphic results ob-tained in the Karasu valley, the most important tributary. Infact, obtaining an absolute chronology is very complicateddue to geochemistry conditions and to the ancient age of thelake levels (>30,000 yrs). For these reasons and to date di-rectly lake deposits, we have utilised OSL datings to make achronology of the deposits of the Karasu.

Our chronostratigraphic approach couples facies analy-sis and sequence stratigraphy of the deposits and OSL dat-ings. All the sections presented here have been studied be-fore in terms of facies analysis (Christol, 2011). We specifyand present for the first time some interesting stratigraphi-cal elements and we make the synthesis of the upstream partof the Low Karasu valley. This one has supplied many evi-dences of lake level variations with a large spectrum of sed-imentation environments succeeding in thick sequences. Toreconstruct the elevation and the ages of the ancient lakehighstands, we depend on the sedimentary facies, which cangive us more or less precise information on the water level.Contrary to other facies, the deltaic facies gives the positionof the water level with the inflexion point between topsetsand foresets. We use these deposits as a priority in our re-constructions.

The sequence analysis of the deposits allows us to distin-guish three fluvio-lacustrine sequences with at least two cutand fill geometry. In each sequence, the general trend is atransgressive dynamics despite of the diversity of facies. Thesequence 1 is older than the others and suggests a large lakebasin full of laminated clays with an extension beyond thelimits of the present low valleys. The sequence 2 is composedof bottomsets, deltaic and shore facies. Deltaic bodies givepalaeo-elevations of the lake at 1712 m and 1718 m. Theshore deposits highlight a lake level maximum at 1738 m. Thesequence 3 is composed of fluvial and lacustrine facies withbottomsets clearly embedded in the bottomsets of the se-quence 2. The stratigraphy of the sequence 3 suggests fastvariations of sedimentation processes with fluvial aggrada-

tion and lake sedimentation. With this second sequence, thelake has reached at least 1706 m. These results evidence threesequences associated to three high lake levels suggesting highchanges in the lake basin. Concerning the chronologicaldata, five OSL ages are presented with margins of error. Thesequence 1 is dated on 135±27 ka with silty bottomsets in Tokisite. The sequence 2 is dated with only one age of 33±6.6 kain laminated silts. In light of our stratigraphic results, thisage corresponds to the arriving of the lake in the upstreamarea. Two ages have been obtained for the sequence 3 with22±4.4 ka and 20.7±4.1 ka. The correlation with data avail-able from the downstream part of the studied area allowslongitudinal analysis. The Zeve sequence, with 37 m ofthickness and succession of alluviums and lake facies is as-sociated to the sequence 3.

Our chronostratigraphic results allow palaeogeographic re-constructions at the valley and basin scales. The highest standof the lake is at 100 m above the present lake level with atransgression that has been started during the MIS 5e or at theend of the previous Glacial (MIS 6). At this time, the presentlow Karasu valley is entirely covered by the lake and its sedi-ments. This sedimentation fossilises the Tertiary palaeotopog-raphy, which is not well known. The alluvium supply by theKarasu may have been very important. The transgressive dy-namics is probably dued to volcanic events (Mouralis et al.,2010). The interpretations for the sequence 2, the most devel-oped in the deposits around the lake, highlight two ‘steps’ inthe associated transgression corresponding to two deltas thathave been progradated at this time. The lake reached 1738 mand has caused the submersion of the major part of the presentlow valley. With the third sequence, the lake occupied the pre-sent valley bottom and reached the upstream part of our studyarea. The sequence 3 shows intermediate drops of the lake inthe same transgression during the LGM.

This study confirms our previous stratigraphic model(Christol et al., 2011) with three different sequences associ-ated to three high stands of the lake. Precisions and newdata have been presented in this sense even if the sequence1 could be best defined. This study presents also the firstchronology of emerged fluvio-lacustrine deposits of theLake Van. The chronostratrigraphy have to be completedwith new OSL ages especially in the upstream part of thevalley (Zeve) and in other valleys. The evolution of thehydrosystem is characterised by instability since at least theprevious Interglacial (MIS 5e) with highstands at the end ofthe Last Glacial.

Introduction

Le lac de Van (42,4° E, 38,8° N), situé dans les montagnesd’Anatolie orientale, est un hydrosystème lacustre majeurqui, par sa grande sensibilité aux changements hydro-clima-tiques locaux et régionaux, a enregistré d’importantes fluc-tuations climatiques régionales à la fin du Pléistocène (Littet al., 2009 ; Kuzucuoğlu et al., 2010). Ce bassin lacustre arévélé son potentiel d’enregistreur paléoclimatique non seu-lement par l’étude de séquences carottées dans les sédimentsimmergés (Litt et al., 2009) mais aussi par celle de sé-

Aurélien Christol et al.


quences dans les formations émergées aujourd’hui (Christolet al., 2010 ; Kuzucuoğlu et al., 2010 ; Christol, 2011). Enl’absence de séquences paléoclimatiques continues et dis-continues en Anatolie orientale, d’une part, et par la proxi-mité de séquences paléolacustres et continentales à haute ré-solution en Anatolie centrale (Kuzucuoğlu et al., 1999 ;Jones et al., 2007) et au Moyen-Orient (Bar-Matthews et al.,1997 ; Bartov et al., 2002 ; Djamali et al., 2008), d’autrepart, le lac de Van est un enjeu pour la compréhension del’histoire climatique de la Méditerranée orientale.

L’étude des dépôts émergés dans le bassin-versant montreque le lac de Van a connu des niveaux d’eau beaucoup plusélevés que sa cote actuelle (1 648 m) au cours du DernierGlaciaire (Degens et Kurtmann, 1978 ; Kempe et al., 2002 ;Christol et al., 2010 ; Kuzucuoğlu et al., 2010 ; Christol,2011). Les études géomorphologiques menées autour du lacont montré l’intérêt de certains indicateurs morphosédimen-taires tels que les formes de terrasses pour des reconstitu-tions paléogéographiques (Christol, 2011). Par ailleurs, lesformations fluvio-lacustres qui sous-tendent ces terrassesont été conservées surtout dans les basses vallées des quatreprincipaux tributaires du lac (Christol, 2011). Ces bassesvallées apparaissent stratégiques pour reconstituer les fluc-tuations de niveau du lac dans le temps et l’espace.

Dans ce travail, nous restreignons notre étude chrono-stra-tigraphique aux dépôts fluvio-lacustres qui se trouvent dans lavallée de la Karasu, tributaire majeur du lac de Van, afin de

mettre en évidence la signification séquentielle de leur géo-métrie en lien avec les variations du niveau d’eau pour établirune première chronologie absolue de ces séquences et desvariations lacustres. Ces deux objectifs doivent contribuer à lareconstitution des évolutions paléogéographiques majeuresdu bassin lacustre en relation avec les grands changementsclimatiques et environnementaux passés.

Contexte et objectifs de lʼétude

Les différents faciès qui caractérisent les archives sédimen-taires du bassin-versant du lac de Van témoignent de la suc-cession de milieux de dépôt diversifiés, associés à des dyna-miques lacustres, littorales et fluviatiles (Christol, 2011). Cettediversité des faciès s’accompagne d’une géométrie complexedes corps sédimentaires propre à l’évolution morpho-dyna-mique du bassin. La plupart des dépôts à l’affleurement té-moigne de hauts niveaux lacustres tandis que les morphologiescaractéristiques des paysages des basses vallées des tributairestémoignent de bas niveaux lacustres. En effet, ces formes quenous nommons « terrasses » (fig. 1), car composées d’un vasteplan faiblement incliné depuis l’interfluve se terminant par untalus en bordure du fond de vallée, sont des formes façonnéesdans les dépôts étudiés ici en contexte de retrait et de régres-sion lacustre (Christol, 2011).

Les sédiments que l’on retrouve à l’affleurement dans lesbasses vallées ont été déposés lors de transgressions la-

custres ayant atteint des niveauxdont les altitudes maximalessont plus de 80 m au-dessus duniveau actuel du plan d’eau(Christol et al., 2010 ; Chris-tol, 2011). Les formations étu-diées permettent à la fois de me-surer l’ampleur des volumes sé-dimentaires déposés lors deshauts niveaux et de mettre enévidence l’intensité des proces-sus d’érosion lors des phases derégression. Les affleurementsdisponibles sont susceptibles decontenir soit une seule séquencestratigraphique correspondant àune seule transgression, soit plu-sieurs séquences en discordancestratigraphique, témoignant dephases différentes dans l’évolu-tion du bassin lacustre.

Les données présentées pourl’analyse chrono-stratigraphiqueproviennent du secteur amont dela vallée de la Karasu (fig. 1), sec-teur pour lequel nous disposonsdes seules indications d’emboîte-ment de séquences pour l’en-semble du bassin-versant. L’ob-jectif de ce travail est de présen-

Fig. 1 – Présentation du bassin du lac de Van et localisation de la vallée de la Karasu. 1 : bas-sin-versant de la Karasu ; 2 : limite du bassin-versant de la Karasu ; 3 : limite du bassin-versant du lacde Van ; 4 : volcan ; 5 : rebord de terrasse ; 6 : site étudié (cité dans le texte).

Fig. 1 – The Lake Van basin and the location of the Karasu valley. 1: Karasu catchment; 2: limitof the Karasu catchment; 3: limit of the Lake Van catchment; 4: volcano; 5: terrace edge; 6: studiedsites (quoted in the text).

Première chronologie OSL des formations fluvio-lacustres de la vallée de la Karasu

Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2013, n° 4, p. 393-406 395

ter une chrono-stratigraphie des forma-tions fluvio-lacustres en intégrant les âgesOSL à l’analyse séquentielle de ces dé-pôts. Une première approche transversaledes formations est menée sur le secteurd’étude principal situé à l’amont (fig. 1 etfig. 2) pour lequel nous disposons d’élé-ments chronologiques. Une approche lon-gitudinale est ensuite proposée afin deconnecter ces données à celles du site deZeve situé à l’embouchure de la rivière(fig. 1). Les formations fluvio-lacustres dece site ont déjà fait l’objet d’une étude deleurs faciès et de leur stratigraphie maisnous ne disposons pas de datations excep-tée celle d’un tephra à Topaktas (fig. 1).Les résultats de ces correspondances lon-gitudinales couplées aux datations OSLpeuvent ensuite être interprétés d’un pointde vue paléogéographique à l’échelle de lavallée puis discutés à l’échelle du bassinlacustre en termes de chronologie lacustreet de forçage climatique.

Méthodologies

Analyses des formations fluvio-lacustres

L’analyse des corps sédimentaires repo-se d’abord sur la description des facièssur le terrain. Ils permettent de préciserles milieux de sédimentation et les dyna-miques associées. Les faciès sédimentairescouvrent un large spectre des dépôts d’in-terface lac/bassin-versant, entre des dépôtsdistaux de bottomsets et des dépôts proxi-maux de topsets. Ce travail d’analyse desfaciès a été en partie réalisé lors de travauxprécédents (Christol et al., 2010 ; Kuzu-cuoğlu et al., 2010) ; il est complété ici avec l’apport de nou-velles coupes stratigraphiques d’un grand intérêt stratégiquepour la compréhension du secteur amont. La géométrie desformations, déjà esquissée (Christol et al., 2010), est ici ac-tualisée et complétée par des relevés de terrain effectuésplus récemment. Les résultats de la double analyse faciès-figures sédimentaires, déjà effectuée pour les formations dusecteur amont, est mise en relation avec des formationsd’aval, ce qui permet d’appréhender la succession des dy-namiques à l’échelle de la vallée en lien avec la variation duniveau lacustre.

Reconstitution des variations du niveau lacustre

L’objectif est ici la reconstitution d’anciens niveaux la-custres dont on cherche à préciser 1) leurs altitudes en fonctionde l’information fournie à la fois par les différents faciès et par

la disposition des séquences dans l’espace et 2) leurs âges. Laplupart des séquences ne peuvent fournir qu’une informationrelative sur la position du niveau d’eau au moment de la sédi-mentation. L’ancien niveau d’eau peut être estimé à partir desunités à faciès lacustres : leurs altitudes donnent une altitudeminimum pour le niveau d’eau correspondant. Comme ce sontles grandes variations du niveau lacustre qui nous intéressentici, avec des séquences d’épaisseurs décamétriques, la métho-de adoptée permet d’obtenir un degré de précision (d’une di-zaine de mètres) plus que satisfaisant.

Les séquences deltaïques de haut niveau fournissent des in-formations cruciales sur les paléoaltitudes du lac (fig. 3). Eneffet, la mise en évidence du point d’inflexion entre les dépôtsalluviaux de topsets et les dépôts immergés et inclinés de fore-sets fournit la position relative du niveau d’eau. Si la formationdeltaïque n’a pas été déformée, la mesure de l’altitude du pointd’inflexion peut ensuite être validée en tant que position abso-lue du niveau d’eau. Dans la vallée de la Karasu, les accumu-

Fig. 2 – Localisation des coupes étudiées (secteur amont de la Karasu). 1 : substratumcalcaire ; 2 : dépôts fluvio-lacustres ; 3 : alluvions récentes ; 4 : rebord de terrasse ; 5 : iso-hypse ; 6 : coupe et appellation de la coupe ; 7 : réseau hydrographique ; 8 : village.

Fig. 2 – Location of the studied sections (upstream area of the Karasu). 1: calcareoussubstratum; 2: fluvio-lacustrine deposits; 3: recent alluviums; 4: terrace edge; 5: isohypse;6: section and name of section; 7: hydrographical network; 8: village.



lations sédimentaires des coupes Y2 et Y3 (fig. 2) présententdes faciès deltaïques sur des épaisseurs importantes (10 m).

Datations des séquences

Les séquences stratigraphiques identifiées sont replacéesdans un cadre chronologique. Celui-ci, calé jusqu’alors par unnombre insuffisant de jalons (Kuzucuoğlu et al., 2010), estcomplété et précisé avec l’utilisation de datations OSL pour desdépôts spécifiquement fluvio-lacustres composés d’argiles, delimons et/ou de sables fins. Bien que la technique OSL présen-te certaines limites et que son utilisation sur des dépôts la-custres soit encore peu développée (Armitage et al., 2007 ; QiShun Fan et al., 2010), l’application proposée a pour doubleobjectif de préciser la chronologie des séquences et de tester laméthode dans un contexte sédimentaire original. Sans rappelerles nombreux avantages de la méthode – on se reportera pourcela à la synthèse de S. Cordier (2010) –, on rappellera quecelle-ci s’avère être d’un apport crucial à la reconstitution desanciens niveaux du lac de Van car c’est la seule qui puisse di-rectement être appliquée à des formations issues de la sédi-mentation fluvio-lacustre. En effet, l’utilisation du 14C ne peutêtre que limitée face à 1) la rareté de la matière organique dansles dépôts à cause de la nature hyperalcaline des eaux du lac et2) la limite chronologique de cette méthode.

Comme cela peut se faire (Valladaset Mercier, 2002), il a été décidé deprélever les échantillons principauxdans des tubes en acier de plusieursmillimètres d’épaisseur (fig. 4). Pourpénétrer au cœur du sédiment, cestubes long de 30 cm sont enfoncés àl’aide d’une masse perpendiculaire-ment à la surface de la coupe. Consi-dérant que l’extrémité extérieure del’échantillon est inutilisable mais quela quantité prélevée dans les tubes àl’abri de la lumière est suffisante, letube est fermé hermétiquement à l’ex-térieur une fois l’autre extrémité en-foncée au cœur du sédiment. L’extra-ction du tube est réalisée avec le mi-nimum de lumière possible, tout ensachant que l’extrémité intérieure dutube peut être aussi exposée. Cestubes sont ensuite envoyés en labora-toire. Lors de leur ouverture, seule lapartie centrale fait l’objet de traite-ments et d’analyses. Autour de l’échan-tillon principal, quatre petits prélève-

Fig. 3 – Séquence deltaïque et mesure du niveau dʼeau. 1 : ancien niveau dʼeau ; 2 :contact stratigraphique entre deux corps deltaïques ; 3 : contact dʼérosion.

Fig. 3 – Deltaic sequence and water level measurement. 1: old water level; 2: stratigraphiccontact between two deltaic bodies; 3: erosion contact.

Fig. 4 – Échantillonnage pour datation OSL. 1 : échantillon prin-cipal ; 2 : prélèvement pour teneur en eau ; 3 : prélèvementscomplémentaires pour caractérisation du dépôt.

Fig. 4 – Sampling for OSL dating. 1: main sample; 2: sampling forwater content; 3: further samplings for deposit characterisation.



ments complémentaires sont effectués sur le terrain (fig. 4)pour des analyses permettant de mieux caractériser le niveauéchantillonné (left et right) et les niveaux inférieur (low) etsupérieur (high). La datations OSL à partir de feldspaths estconfronté au phénomène de « fading anomal » qui se traduitpar un déclin spontané de la luminescence au cours dutemps. Ce phénomène peut être limité par l’utilisation d’unmodèle physique (Huntley et Lamothe, 2001). Concernantles échantillons prélevés autour du lac de Van, la valeurmoyenne choisie par M. Lamothe pour le fading mesurableest de 4 %. Ce choix entraîne une marge d’erreur de 20 %difficilement contournable (cf. infra). Des mesures de te-neur en eau ont été effectuées à l’endroit du prélèvement dechaque échantillon pour plus de précision dans la mesure del’âge OSL (fig. 4).

Les données chrono-stratigraphiquesdu secteur amont

Données stratigraphiques et séquentielles

Les données présentées sont des données provenant del’étude de la vallée de la Karasu, cette dernière étant celle quia le plus fourni d’archives sédimentaires pour l’ensemble dubassin-versant du lac. Pour cette vallée, les accumulations sé-dimentaires présentent des éléments stratigraphiques détermi-nants, comme des discordances, à partir desquels il est pos-sible de distinguer différentes séquences (fig. 5).

En théorie, les séquences transgressives devraient montrerune base alluviale correspondant à la phase précédant latransgression, un corps à faciès lacustres, deltaïques ou lit-toraux selon la distance au trait de côte et le type de côte, et,éventuellement, un ultime dépôt alluvial ou de topsets mar-quant la fin de la transgression. En réalité, les affleurementsétudiés montrent des architectures sédimentaires relative-ment plus complexes avec des alternances dans les milieuxde sédimentation pour une même séquence continue (fig. 6).Ces alternances sont intéressantes car elles révèlent le com-portement instable de l’hydrosystème lacustre lors d’un

même « cycle » et sa sensibilité aux variations environne-mentales. La caractérisation des séquences telle que propo-sée par la figure 6 (Séquence 1, Séquence 2, etc.) répond àleur géométrie d’ensemble définie par les discordances etles emboîtements tandis que le découpage en « sous-sé-quences » (notées 2a, 2b, etc.) répond à des critères sédi-mentologiques.

L’analyse séquentielle des dépôts de la vallée de la Kara-su permet de mettre en évidence trois séquences lacustres etfluvio-lacustres emboîtées. La succession verticale desfaciès, bien que complexe, témoigne d’une tendance géné-rale à la transgression du lac pour chacune des séquences.

La séquence 1

Elle correspond aux dépôts présents à la base des coupesde Yumrutepe 1-Ouest et de celles du Grand Ravin 1 et 2(fig. 6). Cette séquence est très peu développée dans les af-fleurements et se caractérise principalement par des argileslaminées riches en eau que l’on retrouve en contact ravinantavec les autres séquences (fig. 7). Cette formation dessineune paléotopographie d’érosion à 1 709 m (GR1), 1 702 m(GR2) et 1 691 m (Y1-ouest). Les dépôts de la séquence 1se retrouvent à Toki à 1748 m (fig. 6). Nous proposons d’as-socier les dépôts de bottomsets et de plage de ce site en bor-dure de versant à cette première séquence (fig. 6). La posi-tion marginale de ce site expliquerait la conservation locale-ment d’une partie de la séquence 1. Cette séquence 1 est an-térieure, d’un point de vue relatif, à toutes les autres présen-tées ici et suggère l’existence d’une vaste cuvette lacustredont l’étendue dépasse largement les fonds de vallées ac-tuels et qui est remplie d’une grande quantité de sédimentsfins et laminés.

La séquence 2

La plus développée, elle est extrêmement riche en indica-teurs sédimentaires et permet, grâce aux coupes Y4, Y3, Y2,Discordance, GR3, GR2 et GR1 (fig. 2), une reconstitutionassez précise de sa stratigraphie et de l’évolution relative duniveau d’eau (fig. 6). Elle débute avec des dépôts de bot-tomsets limoneux faiblement laminés (séquence 2a) aux-quels succède un large dépôt de foresets à graviers, sables etgalets de plus de 10 m d’épaisseur (séquence 2b, fig. 8). Laprogradation est dominante et le niveau d’eau stabilisé à unealtitude de 1 712 m (fig. 6 et fig. 8). Cette séquence 2a té-moigne d’une période à forts apports détritiques. À nou-veau, la séquence se poursuit avec un dépôt laminé de bot-tomsets qui suggère un élargissement de la cuvette lacustreet une avancée du trait de cote vers l’amont du bassin pen-dant la poursuite de la transgression. La séquence 2 montreà nouveau un changement dans la paléogéographie avec leretour d’une sédimentation deltaïque exprimant à la fois unepause dans la transgression, avec un paléoniveau lacustre à1 718 m (fig. 6), et une fourniture détritique importante avecdes foresets composés de sédiments plutôt grossiers (galets,sables grossiers). Si à Yumrutepe (coupes Y2 et Y3), l’ar-chitecture des dépôts montre clairement une succession dedeltas, sur l’autre rive, au site du Grand Ravin (GR1 et

Fig. 5 – Discordance dans la partie amont de la vallée de la val-lée de la Karasu. Les alluvions de la séquence 3c sont emboîtéesdans les bottomsets de la séquence 2a.

Fig. 5 – Discordance in the upstream part of the Karasu valley.The alluviums of the sequence 3c are embedded in the bottomsetsof the sequence 2a.



Fig

. 6

– C

ou

pes

et

séq

uen

ces

stra

tig

rap

hiq

ues

du

sec

teu

r am

on

t d

e la

val

lée

de

laK

aras

u.

1 :

argi

les

lam

inée

s de

fon

d de

lac

; 2

: b

otto

mse

ts l

imon

eux

; 3

: bo

ttom

sets

(lim

ons

et s

able

s fin

s) ;

4 :

dép

ôt li

ttora

l (sa

bles

fin

s) ;

5 :

dép

ôt li

ttora

l (sa

bles

et

gale

ts)

;6

: fo

rese

ts (

grav

iers

et

sabl

es g

ross

iers

) ;

7 :

argi

les

mas

sive

s ;

8 :

allu

vion

s (g

ravi

ers)

;9

: al

luvi

ons

(sab

les

gros

sier

s) ;

10

: al

luvi

ons

(sab

les

fins

et li

mon

s gr

ossi

ers)

; 1

1 :

allu

-vi

ons

(lim

ons

fins)

; 1

2 :

collu

vion

s ;

13 :

pal

éoso

l.

Fig

. 6

– S

ecti

on

s an

d s

trat

igra

ph

ic s

equ

ence

s o

f th

e K

aras

u u

pst

ream

are

a.1:

lake

botto

m la

min

ated

cla

ys;

2: s

ilty

botto

mse

ts;

3: b

otto

mse

ts (

silts

and

fin

e sa

nds)

; 4:

sho

rede

posi

ts (

fine

sand

s); 5

: sho

re d

epos

it (s

ands

and

peb

bles

); 6

: for

eset

s (g

rave

ls a

nd c

oar-

se s

ands

); 7

: m

assi

ve c

lays

; 8:

allu

vium

s (g

rave

ls);

9:

allu

vium

s (c

oars

e sa

nds)

; 10

:al

luvi

ums

(fin

e sa

nds

and

coar

se s

ilts)

; 11

: al

luvi

ums

(fin

e si

lts);

12:

col

luvi

ums;

13:

pala

eoso

il.



GR2), en revanche, les faciès sont essentiellement des bot-tomsets laminés. Cette différence s’explique par la positiondu substratum qui, à Yumrutepe, forme une colline aux pentes

assez raides sur laquelle se sont construits les deltas (fig. 2).Cette contrainte est moins forte au Grand Ravin et a permisl’élargissement de la cuvette lacustre avec un trait de côtesitué plus à l’est. La séquence 2 se poursuit avec des unitésà faciès quasi exclusivement littoraux (Y4). Ce littoralmarque le niveau lacustre maximum atteint lors de cette se-conde transgression à 1 738 m.

La séquence 3

Elle se caractérise par des unités à faciès fluviatiles et à fa-ciès de bottomsets emboîtées dans les bottomsets de la sé-quence 2 dont les discordances sont visibles à la « Discor-dance » et à GR3 (fig. 2 et fig. 6). À l’aval du Grand Ravin(GR5) et au site de Köprübasi (K1), les dépôts de la séquen-ce repose sur des dépôts alluviaux (séquence 3a), confirmantla régression intermédiaire après la séquence transgressive 2(fig. 6). Si la base et la grande partie de la séquence 3 corres-pondent à des bottomsets lacustres très peu laminés (GR3) oulaminés (GR4 et GR5), dans la séquence 3c (fig. 6) on trouvedes unités fluviatiles intercalées (GR4 et GR5). Les coupes duGrand Ravin montrent même une alternance entre les bot-

Fig. 7 – Affleurement des argiles de fond de lac de la séquence 1.

Fig. 7 – Outcrop of the lake bottom clays of the sequence 1.

Fig. 8 – Affleurement de dépôts de foresets à Yumrutepe 2. 1 : colluvions et dépôts de pente ; 2 : bottomsets limoneux ; 3 : lits sableaux ;4 : foresets à galets et graviers ; 5 : foresets oxydés ; 6 : foresets sableux ; 7 : delta ; 8 : point dʼinflexion donnant le niveau dʼeau.

Fig. 8 – Outcrop of foresets deposits at Yumrutepe 2. 1: colluviums and slope deposits; 2: silty bottomsets; 3: sandy beds; 4: pebble andgravely foresets; 5: oxydous foresets; 6: sandy foresets; 7: delta; 8: inflexion point giving the water level.



tomsets et des sables et graviers alluviaux (topsets) surquelques mètres d’épaisseur (GR5) alors que dans les coupesà l’amont du Grand Ravin, à des altitudes plus élevées, les fa-ciès sont exclusivement lacustres (GR3, GR4 et K2). Les fa-ciès fluviatiles montrant une aggradation à Y0, Y1-ouest etY1-est correspondent à la séquence 3c et sont associés auxunités fluviatiles à la base de GR4 et en partie supérieure àGR5. Cette stratigraphie suggère une variation rapide des pro-cessus de sédimentation avec, successivement : 1) une phased’alluvionnement (séquence 3a), 2) une phase de sédimenta-tion lacustre (séquence 3b), 3) une rétrogradation du lac, 4)une aggradation (séquence 3c) et 5) une nouvelle phase de sé-dimentation lacustre (séquence 3d). Les bottomsets de la sé-quence 3d, faiblement érodés et recouvrant les dépôts allu-viaux 3c, correspondent au plus haut niveau lacustre de cetteséquence à 1 706 m d’altitude.

Données chronologiques

L’analyse séquentielle a mis en évidence trois ensemblescorrespondant à trois hauts niveaux lacustres qui suggèrentd’importants changements dans la configuration et le fonc-tionnement du bassin lacustre (niveau d’eau, position dutrait de côte, apports détritiques, etc.). En l’état actuel de nosrecherches et concernant la vallée de la Karasu, cinq âgesOSL sont disponibles, qui tiennent compte des marges d’er-reur énoncées (tab. 1). La localisation des échantillons dansles séquences étudiées est fournie par la figure 6. Les limonsde Toki associés à la première séquence ont donné un âge de135 ± 27 ka, nettement antérieur à tous les autres. Cet âgevient confirmer les interprétations stratigraphiques et géo-morphologiques faisant de la séquence 1 la plus ancienne desséquences étudiées. Cette datation signifierait que les unitéssédimentaires de la séquence 1 sont associées à une trans-gression déclenchée au moment de l’Interglaciaire (MIS 5e)ou à la fin du Glaciaire le précédant (MIS 6).

Le seul âge dont nous disposons pour la longue séquence 2est donné par les limons lités de sa base avec 33 ± 6,6 ka. Cesecond haut niveau mis en évidence dans les enregistrementssédimentaires est donc nettement postérieur au premier et seproduit au cours du Dernier Glaciaire. Ce résultat vient confir-mer les premiers jalons chronologiques (Christol et al., 2010 ;Kuzucuoğlu et al., 2010). Par ailleurs, la position des dépôtsdatés sous les autres dépôts de la séquence implique que l’âgeobtenu corresponde au début de la transgression dans le sec-teur amont. Les âges OSL de la séquence 3 confortent l’inter-

prétation de la séquence alluviale de Yumrutepe datée à 22 ±4,4 ka comme étant une phase d’aggradation qui précède le re-tour du lac dans ce secteur. Ce retour a entraîné le dépôt des li-mons sableux lités de K2 datés à 20,7 ka ± 4,1 ka.

Enfin, le dernier âge obtenu (12,6 ± 2,5 ka) sur les limonsà la coupe de la discordance (OSL 3, fig. 6) semble indiquerque la mise en place de ce dépôt s’est effectuée lors d’unephase alluviale postérieure à la séquence 3 : les dépôts la-custres de la séquence 3d, conservés en rive gauche, n’au-raient donc pas été préservés en rive droite. En effet, la par-tie supérieure de la coupe de Y1-ouest, située à la même al-titude que le dépôt sableux daté par OSL et montrant des li-mons de crue entourant un paléosol, est beaucoup plus ré-cente que les unités sous-jacentes (emboîtement).

Corrélations amont-aval avec la séquence de Zeve

Nous proposons de compléter l’analyse du secteur amontpar une approche longitudinale permettant de connecter cesdonnées avec celles disponibles pour le site de Zeve. La sé-quence de Zeve développée sur 37 m montre à sa base un te-phra remanié en contexte la-custre puis une successiond’unités à faciès lacustres etfluviatiles (fig. 9). L’alter-nance des faciès qui donneun aspect composite à cetteséquence continue, peut êtrecorrélée stratigraphiquementà l’alternance des faciès de laséquence 3 du secteur amont(fig. 10). Nous interprétons laséquence de Zeve comme lependant aval de la séquen-ce 3. Cette hypothèse s’ap-puie notamment sur la posi-tion basse en altitude des for-mations de Zeve. Les alti-tudes des dépôts supérieurs

Tab. 1 – Tableau des âges OSL.

Tab. 1 – Table of OSL ages.

Fig. 9 – La séquence de Zeve.1 : tephra ; 2 : faciès fluviatiles ;3 : faciès lacustres (bottomsetsprincipalement).

Fig. 9 – The Zeve sequence.1: tephra; 2: fluviatile facies; 3:lacustrine facies (mainly bot-tomsets).



de cette séquence, relativement élevées vue l’emplacementde ces formations en bordure de la plaine alluviale actuelle,sont proches des altitudes de la séquence 3 à l’amont. La dif-férence d’altitude des dépôts supérieurs, 1 705 m en amontet 1687 m en aval, peut s’expliquer par la morphologie de lacuvette lacustre au moment de la sédimentation et être am-plifiée par les processus d’érosion après le retrait du lac (fig.10). Par ailleurs, cette séquence non datée présente un te-phra à sa base qui correspond à celui que l’on retrouve à To-paktas. Celui-ci a été daté à 31,4 ± 6,6 ka par la méthodeAr/Ar (Kuzucuoğlu al., 2010). Cette donnée géochronolo-gique est cohérente avec l’âge OSL obtenu pour la séquen-ce 3 à l’amont.

Implications paléogéographiques àlʼéchelle de la vallée de la Karasu

Les résultats des analyses chrono-stratigraphiques permet-tent une reconstitution des hauts niveaux lacustres de manière

relative et absolue. Cette reconstitution présente d’importantesimplications paléogéographiques à l’échelle de la vallée :

- La séquence 1 témoigne d’une transgression majeure aucours de laquelle le lac a atteint une cote de plus de 100 mau dessus de son niveau actuel. La reconstitution paléogéo-graphique (fig. 11) montre que le lac inonde de vastes es-paces de l’actuelle basse vallée jusqu’aux versants monta-gneux et fossilise alors, par sa sédimentation, une paléoto-pographie méconnue mais où le substratum tertiaire n’estpas si profond (affleurements nombreux dans les paysagesactuels). La cuvette lacustre est très large et l’accommoda-tion, c’est-à-dire le potentiel de sédimentation dans le bas-sin, est maximum. Le volume de sédiments apportés par lapaléo-Karasu a dû être considérable. Le déclenchement decette transgression de grande ampleur (à l’échelle des pay-sages actuels), qui a mobilisé des volumes d’eau plus d’1,5fois supérieurs au volume lacustre actuel (Christol, 2011),pourrait être mis en relation avec par des phénomènes « bru-taux » d’origine volcanique ayant entraîné des modifications

Fig. 10 – Évolution du profil longitudinal de la basse vallée de la Karasu en relation avec la variation du niveau lacustre à partir des don-nées de la séquence 3 (jusquʼà lʼactuel). 1 : substratum ; 2 : dépôts fluviatiles ; 3 : dépôts lacustres ; 4 : tephra ; 5 : alluvions holocènes.

Fig. 10 – Evolution of the longitudinal profile of the Karasu low valley related to the lake level variation from sequence 3 data (untiltoday). 1: substratum; 2: fluvial deposits; 3: lacustrine deposits; 4: tephra; 5: Holocene alluviums.



majeures de la paléohydrographie du bassin-versant (Mou-ralis et al., 2010).

- La séquence 2, datée du Dernier Glaciaire, témoigne,outre de la très bonne conservation de ses dépôts dont l’épais-seur n’a pas d’égal autour du lac de Van, de deux anciens ni-veaux d’eau, i.e., deux « étapes » dans la transgression, avecla construction de deltas à 1 712 m et 1 718 m. La séquen-ce 2c à faciès littoraux permet de fixer un altitude de l’an-cienne ligne de rivage, vraisemblablement la plus élevée, àenviron 1 738 m. La colline de Yumrutepe est alors unepresqu’île calcaire et l’interfluve qui s’élève à 1 733 m, situéà l’ouest, est immergé permettant la connexion entre l’équi-valent du rivage occidental actuel (i.e., n’appartenant pas àla basse vallée de la Karasu) et l’emplacement du fond devallée élargi (fig. 11).

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

- Les dépôts supérieurs de Y1 et de la Discordance datésà 12,6 ± 2,5 ka suggère l’existence d’une plaine alluviale à

1 697-1 698 m lors de la période post-glaciaire, soit 25 mau-dessus du niveau de la rivière actuelle au secteur de Yum-rutepe-Köprübasi. À profil longitudinal de la rivière équiva-lent, le lac serait à une altitude de 1 670 m environ lorsd’une période qui correspond globalement au Tardiglaciairevoire plus précisément au Dryas récent (?).

Implications sur lʼhistoire du bassin lacustre

Du point de vue de l’histoire du bassin lacustre, les résul-tats obtenus pour la vallée de la Karasu permettent d’en re-constituer les grandes étapes d’évolution depuis le MIS6. Lelac de Van connaît une très forte hausse de son niveau d’eauà la fin ou juste après l’avant dernier Glaciaire, entraînant lasubmersion de la partie aval de la vallée de la paléo-Karasuentre Yumrutepe-Köprübasi et l’embouchure actuelle. Cettegrande transgression se déclenche vraisemblablement dansun contexte de fortes perturbations hydrographiques en lienavec l’activité volcanique (Mouralis et al., 2010) mais né-cessite un contexte hydro-climatique favorable aux apportsen eau dans la cuvette. La chronologie proposée présente unsecond haut niveau lors du Dernier Glaciaire pour le MIS 3.La région du Moyen-Orient connaît une période plutôt humi-de vers 36-33 ka à Soreq Cave (Bar-Matthews et al., 1997),avec une remontée du niveau du lac Lisan à partir de 35 ka

Fig. 11 – Reconstitutions paléogéographiques des transgressions lacustres dans la basse vallée de la Karasu. A : Haut niveau de latransgression 1 (Toki = 1 748 m) daté à 135 ± 27 ka. B : Haut niveau de la transgression 2 (Y2 = 1 712 m) daté du Dernier Glaciaire à ~ 33± 6,6 ka. C. Maximum lacustre de la transgression 2 (Y4 = 1 735 m) < 33 ± 6,6 ka. D : Maximum lacustre de la transgression 3 (GR1 >1 706 m) durant le DMG.

Fig. 11 – Palaeogeographic reconstitutions of lake transgressions in the Karasu low valley. A. High level of the transgression 1(Toki=1748 m) dated at 135±27 ka. B: High level of the transgression 2 (Y2=1712 m) dated of the Last Glacial at ~33±6.6 ka. C: Lake maxi-mum of the transgression 2 (Y4=1735 m) <33±6.6 ka. D: Lake maximum of the transgression 3 (GR1>1706 m) during the LGM.





(Bartov et al., 2002). À l’inverse, la plaine de Konya connaîtun épisode très aride vers 35-32 ka (Kuzucuoğlu et al., 1999),l’humidité ne revenant en Anatolie centrale qu’à partir de32 ka. Ce décalage dans l’arrivée de l’humidité en Anato-lie par rapport aux autres enregistreurs moyen- ou proche-orientaux a été démontré (Kuzucuoğlu et Roberts, 1998). Enthéorie, la région est-anatolienne où se trouve le lac de Vandevrait être affectée également par ce décalage, ce que ladate de 33 ± 6,6 ka pourrait suggérer. La troisième trans-gression est caractérisée par une montée du niveau d’eau parà-coups et se serait produite vers 22 ± 4,4 ka – 20,7 ka ± 4,1ka, soit une période correspondant au Pléniglaciaire connupour être très aride. Cependant, en Anatolie centrale, les lacsatteignent leurs maxima entre 26 ka et 19 ka (Kuzucuoğlu etal., 1999). Il est donc tout à fait cohérent d’un point de vuerégional que le lac de Van connaisse également des maximalacustres, nos âges coïncideraient avec l’enregistrement cen-tro-anatolien. Ces hauts niveaux lacustres en Anatolie cen-trale, donc au lac de Van également, s’expliquent vraisem-blablement par la diminution de l’évaporation (Bar-Mat-thews et al., 1997).

Conclusion

L’apport de ce travail est avant tout chronologique. Si lastratigraphie relative a pu être complétée et précisée, unepremière chronologie absolue à partir des datations OSL estenfin établie pour les formations fluvio-lacustres du bassin-versant du lac de Van. Ces résultats demeurent encore insuf-fisants pour comprendre la chrono-stratigraphie de l’en-semble des formations autour du lac de Van mais les résul-tats obtenus sont cohérents et les analyses menées doiventêtre poursuivies.

D’abord présentée comme une vallée ayant fournit deséléments morphosédimentaires de premier ordre, avec no-tamment le seul emboîtement connu sur les deux plus impor-tantes vallées étudiées à l’est du lac (Christol et al., 2010), lavallée de la Karasu confirme son grand intérêt en termesd’étude séquentielle avec la mise en évidence d’un secondemboîtement au Grand Ravin 3 et d’une paléotopographied’érosion entre les séquences 1 et 2. Ces nouvelles donnéessédimentaires, stratigraphiques et chronologiques font plusque préciser le modèle préexistant en validant un modèle àtrois séquences bien distinctes. L’interprétation paléogéogra-phique de ces séquences est d’autant plus précise que celles-cisont désormais bien connues et délimitées dans l’espace et letemps. L’objectif initial d’établir une chrono-stratigraphie desdépôts d’amont en aval n’est cependant que partiellement at-teint. Si l’objectif est atteint pour le secteur amont, nous man-quons de données chronologiques pour le secteur aval. La sé-quence 1, mieux connue désormais, pose encore de nom-breuses questions. Les datations en cours pour les dépôts ar-gileux laminés devraient valider ou invalider notre modèle.La séquence 3 doit également être précisée avec des datessupplémentaires sur les dépôts situés à Zeve. Enfin, les élé-ments chronologiques obtenus permettent de replacer les troistransgressions lacustres associées aux trois séquences strati-

graphiques identifiées dans le contexte paléoclimatique de lafin du Pléistocène supérieur.

RemerciementsLes auteurs tiennent à remercier les membres turcs et fran-

çais du programme ANOVAN pour leur collaboration sur leterrain notamment, l’Université de Van et le Tübitak pour leursoutien financier et logistique ainsi que le LGP et PRODIG.Les relecteurs de cet article sont également remerciés pourleurs remarques et leurs corrections ayant beaucoup apportéà la version finale de cet article.

Références

Armitage S.J., Drake N.A., Stokes S., El-Hawat A., Salem M.J.,White K., Turner P., McLaren S.J. (2007) – Multiple phases ofNorth African humidity recorded in lacustrine sediments fromthe Fazzan Basin, Libyan Sahara. Quaternary Geochronology 2,181-186.

Bar-Matthews M., Ayalon A., Kaufman A. (1997) – Late Qua-ternary paleoclimate in the Eastern Mediterranean region fromstable isotope analysis of spelethems at Soreq Cave, Israel. Qua-ternary Research 47, 155-168.

Bartov Y., Stein M., Enzel Y., Agnon A., Reches Z. (2002) –Lake levels and sequence stratigraphy of Lake Lisan, the latepleistocene of the Dead Sea. Quaternary Research 57, 9-21.

Christol A., Kuzucuoğlu C., Fort M., Mouralis D., Doğu A.F.,Akköprü E., Brunstein D., Fontugne F., Karabıyıkoğlu M.,Scaillet S., Zorer H. (2010) – Indicateurs morphosédimentairesdes variations de niveau lacustre dans les terrasses du lac de Van(Turquie). Quaternaire 21, 4, 443-458.

Christol A. (2011) – Les variations de niveau du lac de Van (Tur-quie) : indicateurs morphosédimentaires, implications paléocli-matiques et paléohydrologiques. Thèse de doctorat en géogra-phie, université Paris-Diderot, 350 p.

Cordier S. (2010) – Optically stimulated luminescence dating: pro-cedures and applications to geomorphological research in France.Géomorphologie : relief, processus, environnement 1, 21-40.

Degens E.T., Kurtmann F. (Eds.) (1978) – Geology of Lake Van.MTA Press, Ankara, 158 p.

Djamali M., de Beaulieu J.-L., Shah-hosseini M., Andrieu-Ponel V., Ponel P., Amini A., Akhani H., Leroy S. A.G.,Stevens L., Lahijani H., Brewer S. (2008) – A late Pleistocenelong pollen record from Lake Urmia, NW Iran. QuaternaryResearch 69, 413-420.

Homewood P.W., Mauriaud P., Lafont F. (2000) – Best practicesin Sequence Stratigraphy for explorationists and reservoir engi-neers. [Vade-mecum de Stratigraphie séquentielle pour géologues,géophysiciens et ingénieurs réservoir]. Bull. Centre Rech. Elf Ex-plor. Prod., Mémoire 25, 81 p.

Huntley D.J., Lamothe M. (2001) – Ubiquity of anomalous fadingin K-feldspars and the measurements and correction for it in opti-cal dating. Canadian Journal of Earth Sciences 38, 1039-1106.

Jones M.D., Robert N., Jeng M.L. (2007) – Quantifying climaticchange through the last glacial–interglacial transition based onlake isotope palaeohydrology from central Turkey. QuaternaryResearch 67, 3, 463-473.



Kuzucuoğlu C., Roberts N. (1998) – Evolution de l’environne-ment en Anatolie de 20000 à 6000 BP. Paléorient, 23, 2, 7-24.

Kuzucuoğlu C., Bertaux J., Black S., Denèfle M., Fontugne M.,Karabıyıkoğlu M., Kashima K., Limondin-Lozouet N., Mou-ralis D., Orth P. (1999) – Reconstruction of climatic changesduring the Late Pleistocene, based on sediment records from theKonya Basin (Central Anatolia, Turkey). Geology Journal, Spe-cial Issue on Turkish Geology 34, 175-198.

Kuzucuoğlu C., Mouralis D., Christol A., Akköprü E., Doğu A.F.,Fort M., Brunstein D., Fontugne M., Guillou H., Scaillet S.,Zorer H., Reyss J.-L., Lamothe M., Kiyak N., Gauthier A.,Guichard F. (2008) – The « ANOVAN » Project : Palaeoenviron-ments, palaeogeography, volcanic events and human societies inthe Van lake basin – eastern Turkey – during Upper Pleistocene andHolocene. Geophysical Research Abstracts, Vol. 10, EGU (Vien-na) 1607-7962/gra/EGU2008-A-12378.

Kuzucuoğlu C., Christol A., Mouralis D., Doğu AF., Fort M.,Brunstein D., Scaillet S., Karabıyıkoğlu M., Akköprü E.,Guillou H., Reyss J.-L., Zorer, H. (2010) – Upper Pleistoceneterraces of Van lake (eastern Anatolia, Turkey) and their rela-tionships to climate forcing, recent tectonic impacts and volca-nic activity during Upper Pleistocene. Journal of QuaternarySciences 25, 7, 1124-1137.

Litt T., Krastel S., Sturm M., Kipfer R., Örcen S., Heumann G.,Franz S.O., Ülgen U.B., Niessen F. (2009) – « PALEOVAN »,

International Continental Scientific Drilling Program (ICDP) :site survey results and perspectives. Quaternary ScienceReviews 28, 1555-1567.

Mouralis D., Kuzucuoğlu C., Akköprü E., Doğu A.F., ScailletS., Christol A., Zorer H., Brunstein D., Fort M., Guillou H.(2010) – Les pyroclastites du sud-ouest du lac de Van (Anatolieorientale, Turquie) : implications dans la paléo-hydrographie ré-gionale. Quaternaire 21, 4, 425-442.

Qi Shun F., Zhong Ping L, Hao L., Yong Juan S., Xiang JunL. (2010) – OSL chronology for lacustrine sediments record-ing high stands of Gahai Lake in Qaidam Basin, northeasternQinghai–Tibetan Plateau. Quaternary Geochronology 5, 223-227.

Üner S., Yeşilova C., Yakupoğlu T., Üner T. (2010) –Pekişmemiş sedimanlarda depremlerle oluşan deformasyonyapıları (sismitler): Van Gölü Havzası, Doğu Anadolu - Earth-quake induced soft sediment deformation structures (seismites):Van Gölü Basin, Eastern Anatolia). Journal of the Earth Sci-ences Application and Research Centre of Hacettepe Universi-ty 31, 1, 53–66.

Valladas H., Mercier N. (2002) – Les méthodes de datation par laluminescence. In Miskovsky J.-C. (Ed.) Géologie de la Préhis-toire. Géopré, Paris, 2002.

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

première chronologie osl des formations fluvio-lacustres de la vallée de la karasu : implications...

Documents