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Tuf calcaire et séquence alluviale en contexte tectonique actif : la formation de Baliran (Province du Mazandaran, Iran)

Calcareous tufa and fluvial sequence in active tectonic context: the Baliran formation (Mazandaran Province, Iran)
Pierre Antoine, Jean‑Jacques Bahain, Gilles Berillon et Asghar Asgari Khaneghah
p. 321-331

Résumés

Dans la vallée de la Garm Roud, près du village de Baliran, sur les contreforts nord du massif de l’Alborz (Province du Mazandaran, Iran), un profil de terrasse montre sur plus de 15 m d’épaisseur une séquence fluviatile terminée par un tuf calcaire de fond de vallée. Au sein de la sédimentation alluviale limoneuse basale, un petit horizon de sol organique de fond de vallée a livré un niveau archéologique qui constituerait la première évidence d’occupation paléolithique de plein air dans la région (23920 ± 160 14C / 28486 ± 190 cal. BP). La partie supérieure de cette séquence fluviatile basale est ensuite affectée par un important épisode de pédogenèse (sol brun) contemporain d’une première période d’incision et de rabattement du plan d’eau (± 3 m). Cet ensemble est ensuite recouvert par une formation de tufs calcaires de plaine alluviale (5 m), à stratification horizontale, débutant par un fin niveau organique daté de 12100 cal. BP. Finalement, l’ensemble est totalement incisé par la rivière au cours de l’Holocène (plus de 17 m d’incision par rapport au sommet du tuf). Ce processus débouche sur la formation d’une terrasse visible sur environ 1,5 km en rive droite de la vallée. Dans un contexte tectonique très actif, cette phase d’incision majeure est interprétée comme le résultat d’une période de surrection rapide liée à l’activité de la faille chevauchante de Khazar cartographiée à quelques kilomètres au nord du site.

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Texte intégral

1 – Introduction

1La coupe de la terrasse de Baliran est située dans la vallée de Garm Roud, près de la ville d’Amol, dans la région du Mazandaran, au nord de l’Iran, à environ 20 km du littoral de la Mer Caspienne (36o21’08’’N / 52o25’54’’ E) (fig. 1A et 1B). La région est actuellement caractérisée par un climat de type tempéré humide (700 à 1000 mm/an) à faibles contrastes saisonniers (données pour la station de Babolsar à 30 km à l’est d’Amol d’après Lamouroux, 1979 : précipitation : 793 mm/an, température moyenne annuelle : 16,3oC).

2Cette coupe a été découverte lors de prospections archéologiques systématiques menées en juin 2005 dans le cadre du Programme Paléoanthropologique Franco-Iranien (FIPP) dirigé par Gilles Berillon et Asghar Asgari Khaneghagh (Berillon et al., 2005). Les recherches se sont focalisées sur cette séquence fluviatile en raison de la découverte d’un niveau archéologique (Garm Roud 2) vraisemblablement paléolithique dans le tiers inférieur de celle-ci.

3Le contexte morphologique local se distingue par une rupture topographique très marquée qui sépare les contreforts nord de la chaîne de l’Alborz dans lesquels s’incise la Garm Roud (altitudes moyennes : 300 à 600 m), et la plaine d’Amol qui s’étend en pente douce vers le littoral méridional de la Caspienne (fig. 1C). Cette limite correspond à une structure tectonique active majeure, la faille inverse chevauchante de Khazar d’axe WNW-ESE (Allen et al., 2003a,b ; Jackson et al., 2002 ; Ritz et al., sous presse) (fig. 1C). En profondeur, la faille oblique de Khasar pourrait se connecter à la faille majeure Nord-Alborz (100 km, fig. 1B) (Nazari, 2006).

4D’une manière générale, les vallées du piémont nord de l’Alborz (Elbourz) se caractérisent par une forte incision et une très faible conservation des témoins fluviatiles pléistocènes sous forme de terrasses, probablement en raison des taux de surrection élevés qui caractérisent cette région située dans un régime de compression global SSW-NNE (vitesse de raccourcissement estimée : 5 ± 0,5 mm/an ; Vernant et al., 2004 ; Djamour 2005). Dans cet environnement, la vallée de la Garm Roud, qui prend sa source à environ 12 km au sud-est de Baliran à des altitudes supérieures à 1200 m, se caractérise par une pente forte (80 m / 5 km : 1,6 %), un régime de type torrentiel et un lit mineur actuel peu profond qui charrie lors des crues (fontes printanières et précipitations orageuses fréquentes sur le versant nord de l’Alborz) des alluvions grossières hétérométriques à galets et blocs. La plaine alluviale de 400 à 1100 m de large domine ce cours d’eau d’environ 3 à 4 m. Elle est tapissée par des limons argileux de débordement fluviatile et actuellement occupée par des prairies ou des rizières, comme au pied de la coupe étudiée. Les formations fluviatiles pléistocènes et holocènes sont essentiellement conservées en rive droite sur environ 1,5 km où elles constituent une terrasse morphologique dont la surface domine la rivière actuelle de plus de 15 m. C’est sur cette terrasse armée par un tuf calcaire de plus de 5 m d’épaisseur que s’est implanté le village de Baliran.

5À la suite des premières observations effectuées au début de l’été 2005 et qui ont débouché sur la découverte du site Garm Roud 2 à Baliran, il est apparu nécessaire de compléter les données stratigraphiques par une nouvelle mission de terrain en novembre 2005. Ces nouvelles données, couplées avec les deux dates 14C obtenues précédemment (Berillon et al., 2005) permettent de proposer une première interprétation de l’évolution de la vallée depuis plus de 30 000 ans.

6Enfin, cette étude fournit aussi des données inédites pour l’étude de l’évolution géomorphologique récente de cette région particulièrement active du point de vue tectonique.

Fig.1 : Carte de la mer Caspienne

Fig.1 : Carte de la mer Caspienne

Fig. 1 : A - Localisation de la zone d’étude, B - Contexte structural du Nord de l’Iran (d’après Allen et al., 2003b), C - Contexte géologique et structural de la vallée de la Garm Roud et de la coupe de Baliran (d’après la carte géologique du GSI Iranien). Q2 : Limons et alluvions fines (Holocène).Q1 - Alluvions et cônes de débris (Quaternaire indifférencié) PlQ : Conglomérats, grès et quartzite (Plio-quaternaire). Mm,s : grès calcaires, marnes (Miocène).Pem : Marnes, grès et gypses (Paléocène) K2 1,m : Calcaires marnes, marno‑calcaires (Crétacé supérieur).

2 - Description du profil

7Le relevé détaillé d’un profil en continu au 10éme sur plus de 15 m d’épaisseur effectué en novembre 2005 fournit une vision précise de la stratigraphie et de la sédimentologie (fig. 2 et 3).

8La succession suivante a été observée (fig. 3) :

90- Sol de surface (fig. 3a) :

100a - Horizon organo-minéral humifère brun noir à structure granulaire, abondants débris végétaux et racines récentes ; limite inférieure diffuse avec 0b.

110b - limon argilo-calcaire brun noir humifère à forte structure polyédrique à granulaire grossière (5-10 mm), mollusques terrestres épars assez abondants (Ah / colluvions). La base de 0b, très irrégulière, est jalonnée par de nombreuses traces de racines et de terriers à remplissage brun gris pénétrant le sommet du tuf 1a sur plus d’1 m de profondeur. Quelques fragments de céramiques et un gros bloc calcaire, ainsi que quelques gros nodules calcaires (pédologiques) ont été observés à proximité de la base de cette unité (colluvions).

121- Ensemble de tufs calcaires à stratification subhorizontale (fig. 3b) composé d’une alternance de niveaux décimétriques de tuf caverneux à végétaux encroûtés (faciès travertin) (Tc), de tuf fin massif beige à gris clairs à texture limono-sableuse (Tf) et de limons organo-tuffacés à débris végétaux (Lom) (fig. 3a).

13Faciès Tc - tuf calcaire caverneux (faciès « travertin ») construit à débris végétaux encroûtés bien figurés et enduits d’oxyde de fer et de manganèse (coloration brune sur affleurement ancien, fig. 3b) formant des niveaux de 10 à 15 cm d’épaisseur caractérisés par une grande continuité dans toute la paroi. Ce faciès contient généralement des tiges végétales (Ø max. 2 cm) en position de vie et (ou) des mousses et montre des limites diffuses avec les tufs fins qui l’encadrent.

14Faciès Tf - Tuf calcaire fin massif à texture sableuse à sablo-limoneuse et concrétions millimétriques (branchettes) éparses, à fines tâches et linéoles d’oxydation orangées (fig. 3a).

15Faciès Lom - Limon sablo-calcaire tufacé se distinguant par une stratification millimétrique à centimétrique très marquée soulignée par d’abondants débris organiques noirs et niveaux diffus de tuf poreux à débris encroûtés (ép. 4-5 cm). Coloration générale gris à gris vert à nombreuses tâches et linéoles oxydées et enduits ferromanganiques noirs dans la porosité des niveaux indurés (fig. 3c).

161a - Ensemble supérieur (0,5-4,2 m) caractérisé par l’importance des faciès construits (Tc) et fins (Tf) à faible contenu organique et une coloration générale beige à gris beige clair. La limite avec 1b est soulignée par un premier niveau fin organo-tuffacé noir très riche en débris organiques (– 4,45 m).

171b - Ensemble basal (4,2-5,5 m) dominé par des faciès de tufs organiques finement stratifiés (Lom) à coloration gris à gris vert. La base de 1b (-5,5 m) est soulignée dans toute la paroi observée par un fin niveau argilo-organique noir (5-10 mm), compact, finement lité à débris végétaux figurés abondants. La datation de la matière organique provenant d’un échantillon prélevé dans ce niveau a donné le résultat suivant : 10 320 ± 40 14C BP (Beta-206994), 12 610 – 12 490 et 12 380 – 11 900 cal. BP (calibration d’après INTCAL98, Stuiver et al., 1998) et 12 119 ± 82 cal. BP (calibration d’après Fairbanks et al., 2005).

182- Limon argileux compact gris sombre à structure prismatique centimétrique très marquée, nombreuses tâches et tubules subverticaux oxydés orangés et jaunes (traces de racines), bioturbations centimétriques à remplissage gris vert clair en provenance de 3). Limite inférieure irrégulière (bioturbée) (faciès sol de marais hydromorphe) (fig. 3d).

193- Limon argileux compact gris vert clair à structure prismatique se distinguant de 2 par une coloration plus claire et une plus faible densité des racines à enduits oxydés (horizon hydromorphe de type stagnogley de fond de vallée) (fig. 3d). Contact inférieur progressif sur 5 à 10 cm avec le sol 4 sous-jacent.

204 - Limon argileux compact brun gris à brun orangé (coloration orangée sur affleurement ancien en raison de l’abondance des traces de racines oxydées dans ce niveau). Cetteunité de plus de 2,4 m d’épaisseur est séparée des dépôts sous-jacents par une limite de décarbonatation très nette (–8,4 m) et se distingue par une structuration à dominante prismatique grossière (5-10 cm, dessiccation), et une très forte porosité racinaire millimétrique entièrement recouverte d’enduits d’oxyde de fer orangés. Dans la partie supérieure (0,5 m), présence de traces de racines de plus fort diamètre (0,3-0,5 cm) à enduits d’oxyde de fer épais, localement quelque pisolithes (Ø 1 cm), à structure concentrique.

215- Limon argilo-calcaire massif gris beige clair à beige à forte porosité racinaire millimétrique à enduits d’oxyde de fer orangés et rares tubules racinaires calcifiés. Quelques concrétions calcaires vers –9,4 m et rares mollusques vers –9,2 m.

226- Petit niveau de sable lité à linéoles oxydées orangées et contact inférieur érosif très net (5 cm).

237- Limon argilo-sableux calcaire brun clair à traces de racines oxydées, contact diffus avec 8.

248- Limon argilo-sableux calcaire, humifère, massif, gris à brun gris sans structuration apparente, avec porosité racinaire très dense à enduits oxydés orangés et ferromanganiques noirs. Contact basal diffus sur 5 cm avec 9 (petit sol humifère de fond de vallée humide). C’est dans la partie supérieure de cette unité qu’a été découvert le niveau archéologique. La datation d’un échantillon de matière organique prélevé dans ce niveau a donné le résultat suivant : 23 920 ± 160 14C BP (Beta-206996) et 28 486 ± 190 cal. BP (calibration d’après Fairbanks et al., 2005).

259 - Limon sablo-calcaire fin brun clair à nombreuses traces de racines oxydées, contact diffus avec 8.

2610a - Niveau de sable lité à coloration orangée (oxydation), pas de porosité racinaire, contact basal érosif très net avec 11. Latéralement ce niveau passe à un ensemble de dépôts graveleux fluviatiles qui colmate une structure chenalisée (épaisseur observée au niveau de la terminaison latérale de cette structure : ± 30 cm).

2710b - Faciès graveleux latéral remplissant une structure chenalisée secondaire.

2811- Limon argilo-sableux calcaire, humifère, massif, gris à gris vert dans la partie inférieure sans structuration, porosité racinaire très dense à enduits oxydés oranges et ferromanganiques noirs (petit sol humifère de fond de vallée humide moins développé que 8).

2912- Limon sablo-calcaire fin gris beige clair à nombreuses traces de racines oxydées et quelques concrétions calcaires éparses (1-2 cm max.). Présence d’un niveau sableux diffus à bandes oxydées à la base, contact diffus avec 13.

3013- Limon sableux à sable limoneux calcaire gris à gris beige hydromorphe à nombreuses traces de racines oxydées et quelques petites concrétions calcaires (fig. 3e). Un horizon à grosses traces de racines et linéoles oxydées oranges apparaît dans la partie médiane sans représenter pour autant une limite sédimentaire ou pédologique nette (développement progressif d’horizons hydromorphes dans un contexte de crues épisodiques de plaine alluviale).

3114- Sables fluviatiles graveleux lités à lentilles sableuses litées fines (faciès sommital de la nappe grossière 15, fig. 3e).

3215- Ensemble de graviers fluviatiles grossiers à galets hétérométriques sans structuration nette, visibles sur plus de 3 m en pied de coupe à matrice sablo-graveleuse partiellement indurée (fig. 3e).

Fig. 2 : Coupe générale synthétique de la terrasse de Baliran, localisation du profil Baliran 2005.

Fig. 2 : Coupe générale synthétique de la terrasse de Baliran, localisation du profil Baliran 2005.

1 - Graviers fluviatiles grossiers, 2 - Limons fluviatiles argilo-calcaires, 3 - Sols organo‑hydromorphes de fond de vallée, 4 - Horizon Bt de sol brun, 5 - Horizons hydromorphes (gley de fond de vallée), 6 -Sol de marais actuel (Rizière), 7 - Colluvions / Horizon organo‑humique du sol de surface, 8 - Niveau paléolithique. PA1- Plaine alluviale 1, PA2 - Plaine alluviale 2, LMA: lit mineur actuel.

Fig. 3 : Levé détaillé du profil Baliran 2005 et localisation des datations 14C (description dans le texte).

Fig. 3 : Levé détaillé du profil Baliran 2005 et localisation des datations 14C (description dans le texte).

3 - Données archéologiques

33Un niveau archéologique a été découvert dans la partie supérieure de l’unité 8 à l’occasion du ravivage de la coupe réalisé en juin 2005 (Berillon et al., 2005 ; Berillon et al., sous presse). 113 artefacts lithiques et 22 fragments osseux fauniques non déterminables ont été recueillis. De manière générale, le matériel osseux et lithique est très bien conservé, en position sub-horizontale et représente très vraisemblablement un niveau archéologique en place.

34L’examen typo-technologique révèle une ambiance générale de type Paléolithique supérieur (Berillon et al., sous presse). Les matières premières, probablement d’origine locale, sont variées : galets de quartzite, de silex, de calcaire silicifié. Bien que réduit, le matériel lithique est très varié du point de vue typotechnique.

35La datation 14C obtenue sur un échantillon de matière organique issu de ce niveau (28 486 ± 190 cal. BP) place le site de Garm Roud 2 dans les limites d’extension chronologique du Baradostien (Otte & Koslowsky, 2004). Néanmoins, compte tenu de la petite taille d’une partie du matériel notamment, une affinité épipaléolithique ne peut être totalement exclue. La campagne de fouille prévue en 2006 et la comparaison avec le matériel disponible provenant des sites du Zagros (Olszewski & Dibble, 1993) permettront d’aller plus avant dans ces interprétations.

4 - Interprétation de la séquence

36L’interprétation préliminaire de la séquence de Baliran est ici présentée sur la seule base des données d’observation et des deux premières datations 14C disponibles (Berillon et al., 2005).

37Sur la base des données stratigraphiques présentées dans la figure 3, complétées par des observations effectuées latéralement le long de la falaise qui délimite la terrasse actuelle, il est possible de distinguer trois grandes séquences dont la géométrie subhorizontale se suit parfaitement sur plusieurs centaines de mètres, essentiellement vers l’aval :

  1. - Séquence alluviale de base (unités 15 à 5), débutant par la mise en place de graviers grossiers hétérométriques, puis de limons de débordement entrecoupés de petits sols organiques de fond de vallée.

  2. - Séquence de sols (unités 4 à 2), développés aux dépens de la partie supérieure de la séquence alluviale sousjacente.

  3. - Séquence de tufs calcaires (unité 1), à stratifications subhorizontales, niveaux organo‑minéraux et bandes de travertin.

38Séquence 1

39La séquence 1 débute par la mise en place d’une épaisse formation graveleuse fluviatile hétérométrique, visible sur tous les affleurements à la base de la coupe de la terrasse sur 1,5 km environ. Ces dépôts de graviers calcaires et gréseux à matrice sablo-graveleuse, partiellement consolidés, montrent une organisation générale subhorizontale sans stratification très nette.

40Cette unité traduit une période de forte aggradation fluviatile (fig. 4A) et une organisation générale sous la forme de grands chenaux en tresses peu profonds dans un régime torrentiel à forts contrastes saisonniers.

41Cette période de sédimentation détritique grossière se termine par la mise en place de matériaux de plus en plus fins, sableux, à stratifications planes à lenticulaires (fig. 3e), qui traduisent localement une baisse progressive de la dynamique fluviatile.

42Le passage aux faciès limoneux se fait d’une manière assez brutale et indique un changement majeur de la sédimentation dans la vallée (fig. 4B). Cette rupture stratigraphique s’accompagne vraisemblablement d’une modification importante du style fluviatile, avec concentration des écoulements dans un ou plusieurs chenaux, plus nettement individualisés et incisés, dont les crues alimentent la mise en place d’alluvions fines dans la majeure partie de la plaine alluviale. Cette transition, qui implique une baisse de la capacité de transport du cours d’eau et (ou) des apports de versant, pourrait indiquer une réduction relative des précipitations au cours du dernier Pléniglaciaire par rapport à la période antérieure à 28 ka BP environ.

43La séquence 1 correspond donc à une période dominée par une aggradation fluviatile fine en marge de chenaux à remplissage grossier dont un témoin est conservé à une dizaine de mètres en amont du profil principal (10b, fig. 3a). La très forte densité de traces de racines oxydées préservées tout au long de cette séquence montre que cette sédimentation s’est effectuée dans un environnement toujours fortement végétalisé.

44Cette accumulation fluviatile, dont l’épaisseur cumulée atteint environ 6,5 m avant altération de la partie supérieure par le sol 5, est entrecoupée par plusieurs horizons pédologiques de type sols de fond de vallée (fig. 4C et 4D). Par rapport aux limons argilocalcaires beiges qui les encadrent, ces horizons de sols organiques et hydromorphes peu évolués se distinguent nettement par une coloration grise et l’abondance des traces de racines oxydées et des débris végétaux.

45Deux périodes de rupture beaucoup plus importantes dans la sédimentation sont matérialisées par la mise en place des unités de sable lité 6 et 10a, qui indiquent une accentuation brutale de la dynamique de crues suivant les périodes de stabilisation et de formation de sols (disparition de l’enracinement sur 5 à 15 cm).

46La succession des faciès au sein de la séquence 1 (sables / limons argilo-calcaires / sols gris) correspond à trois sous-séquences caractérisées par la diminution progressive de la dynamique alluviale. Le gisement archéologique correspond à une occupation humaine qui s’est implantée en fond de vallée à la fin de la séquence 2 à un moment où le lit majeur de la vallée était généralement épargné par les crues (fig. 4C).

47En l’absence de données sédimentologiques et palynologiques, il est assez délicat de situer ces courtes phases de stabilisation du système fluviatile (< 1 ka) dans un contexte climatique précis, mais il est probable qu’elles signent de courtes périodes de réduction de la fréquence des crues et donc de celle des précipitations au niveau local.

48Séquence 2

49La séquence 2 se distingue nettement de la précédente par le développement d’un horizon pédologique brun orangé non calcaire à structuration prismatique de plus de 2,5 m d’épaisseur, séparé des limons sousjacents par une limite de décarbonatation très nette (fig. 3a). Cet horizon présente des caractéristiques d’un horizon argileux (Bt) de sol brun faiblement lessivé, développé dans un environnement tempéré humide proche de l’actuel (Lamouroux, 1979). Les caractéristiques de cet horizon impliquent un milieu bien drainé et donc un rabattement de la nappe d’au moins 3 m afin de permettre la décarbonatation, puis le développement des processus d’altération et d’illuviation (fig. 4E).

50Ce changement majeur dans l’environnement immédiat du site, qui intervient avant le début de l’Holocène, implique donc une incision brutale et assez importante de la vallée de Garm Roud et une première période de mise en terrasse de la séquence fluviatile. Ce processus indique une période d’augmentation brutale de la compétence du cours d’eau que l’on peut situer, d’après les dates disponibles, entre la fin du Dernier Glaciaire et le début de l’Holocène. Il est tentant d’y voir la manifestation d’un changement global de l’environnement, avec augmentation généralisée de la compétence des cours d’eau et incision, comme celle que l’on observe au début du Tardiglaciaire en Europe de l’Ouest (Vandenberghe, 1995 ; Antoine et al., 2000). Néanmoins, la complexité des variations du niveau de la Caspienne, principalement liées aux variations de décharge de la Volga qui représente 80 à 85 % des arrivées d’eau dans le bassin (Mamedov, 1997), incitent à la prudence. D’après Mamedov (1997), après une période de bas niveau (–45, à –50 m) entre 32-24 ka BP (Yenotavian), le niveau de la Caspienne remonte rapidement à partir de 17-16 ka et jusqu’à 8 ka BP (Late Khvalynian transgression), puis régresse à nouveau à partir de 8 ka BP (Neocaspian). L’Holocène est par la suite caractérisé par de nombreuses oscillations cycliques du niveau entre –20 et –28 m (Rychagov, 1997). Dans ce contexte et compte tenu de la datation du tuf, l’incision de la rivière Garm Roud, nécessaire à la mise en terrasse des dépôts limono-argileux fluviatiles et à la formation de l’horizon Bt du sol principal, se situe au cours d’une période de transgression (Late Khvalynian) et n’aurait donc aucun rapport avec une baisse du niveau de base.

51Par ailleurs, dans un contexte de tectonique active et compte tenu de la proximité d’une faille majeure (i.e. faille de Khazar, à environ 4,5 km en aval du site (fig. 1C), il n’est pas exclu que ce processus puisse traduire une période d’activité tectonique, avec surrection rapide de la bordure nord de l’Alborz, plus qu’une modification de l’environnement et du climat.

52Après cette première phase d’incision, le niveau moyen de la plaine alluviale remonte rapidement et un milieu de fond de vallée particulièrement humide se réinstalle, avec les horizons de sols hydromorphes 2 et 3 (fig. 3 et 4F). Ces horizons d’épaisseur décimétrique se distinguent nettement par une hydromorphie très nette et une coloration gris bleutée (2), puis gris sombre (3). Le caractère hydromorphe et une plus forte densité de traces de racines oxydées indiquent le développement d’une végétation marécageuse assez dense. En l’absence de rupture sédimentaire, ces horizons semblent s’être formés aux dépens de la partie supérieure du sol 4 lors de l’ennoiement progressif du secteur, sans apport sédimentaire significatif.

53Séquence 3

54La base de la séquence 3 (tufs) est soulignée dans les profils par un contraste lithologique très net et un premier niveau organique millimétrique à nombreux restes végétaux bien conservés. Néanmoins, la mise en place des premières unités de la séquence tuffacée se fait sans érosion particulière et dans un contexte de remontée progressive et continue du plan d’eau dans la vallée.

55Cette dynamique se poursuit sur plus de 5 m sans rupture érosive ou trace de réincision et traduit un colmatage progressif de la plaine alluviale (fig. 4G).

56La séquence de tuf débute par des faciès très organiques et notamment un petit niveau lité à débris végétaux (fig. 3d). La base de la séquence tuffacée est dominée par des faciès de tuf organo-minéraux où la partie détritique et organique est encore importante. Ce faciès, très marqué entre 4,2 et 5,5 m (1a, fig. 3a), se distingue nettement par une stratification millimétrique et une coloration grisâtre assez marquée. Il peut s’interpréter comme le résultat de crues à haute fréquence dans une plaine alluviale fortement végétalisée (fig. 4F).

57L’apparition des carbonates construits (Tc et Tf) dans la séquence pourrait traduire un changement des conditions climatiques avec le passage à un environnement favorable à la dissolution des carbonates, qui abondent dans le substrat local du nord de l’Alborz (fig. 1C) et au développement des algues et cyanobactéries nécessaires à la précipitation du carbonate dissous (Pentecost, 2005).

58Compte tenu de la date radiocarbone obtenue dans le niveau organique à débris végétaux (12 119 ± 82 cal. BP), la base de la séquence tuffacée serait légèrement antérieure au début de l’Holocène. Le début du processus d’accumulation du tuf semble donc pouvoir être mis en parallèle avec le développement de conditions interglaciaires.

59La succession des faciès au sein de la masse de tuf se caractérise par la présence d’une stratification générale subhorizontale que l’on peut suivre sur plusieurs dizaines de mètres tout au long de l’affleurement. Par ailleurs, l’analyse détaillée de cette séquence fait apparaître une sédimentation cyclique caractérisée par un grand nombre d’alternances tuf fin gris à texture limoneuse ou sablo-limoneuse / tuf construit à gros fragments végétaux encroûtés en place.

60Les niveaux encroûtés ont typiquement 10 à 15 cm d’épaisseur et se distinguent nettement sur la paroi altérée par une coloration brune liée à la présence d’enduits d’oxydes de fer et de manganèse à la surface des concrétions et une mise en relief par l’érosion. D’une manière générale, la géométrie et la structure de l’ensemble tuffacé traduit une mise en place dans un environnement de fond de vallée indépendant d’une dynamique de source ou de versant (surface tabulaire, stratifications subhorizontales). Les niveaux indurés contiennent de nombreux restes végétaux encroûtés de type joncs et mousses. Ils semblent traduire l’encroûtement d’une végétation de marécage en place (nombreuses tiges verticales en position de vie).

61Les niveaux de tuf fin se distinguent par contre par une stratification millimétrique à centimétrique soulignée par des accumulations de débris organiques, surtout dans la partie inférieure (faciès b, fig. 3a et 3c). Ces faciès organo-carbonatés se sont mis en place dans une grande plaine alluviale lors de périodes d’inondations répétées qui impliquent une certaine dynamique et une profondeur d’eau plus importante limitant la croissance des végétaux palustres. Ils présentent une certaine analogie avec les faciès décrits dans les vallées du nord de l’Europe, notamment du bassin de la Somme (Antoine et al., 2003).

62L’analyse préliminaire de cette séquence de tuf fait donc apparaître une sédimentation cyclique qui traduit une alternance entre les milieux fluviatiles et palustres en relation avec des variations décimétriques de l’altitude moyenne du plan d’eau dans une grande plaine alluviale (variations du régime des précipitations au cours de l’Holocène, formation épisodique de petits barrages de tuf dans la vallée ?). Le tuf de Baliran est donc un tuf de fond de vallée très proche de ceux que l’on peut décrire dans les séquences holocènes des vallées européennes. Une série de prélèvements dans la séquence de tufs est prévue afin d’effectuer les analyses palynologiques et malacologiques nécessaires à une restitution plus fine des milieux de sédimentation.

63Il est intéressant de noter que le développement du tuf de Baliran est contemporain d’un important changement de la sédimentation dans le bassin sud Caspien où les dépôts détritiques laminés sont remplacés à partir de 12 ka BP par un faciès carbonaté (Chalié et al., 1997). Cette transition est aussi observée à partir de la teneur en calcium des sédiments au même moment dans les carottes de la Mer Noire (Bahr et al., 2005). Le développement du tuf de Baliran s’est donc fait dans un contexte général marqué par une forte baisse du détritisme, contemporaine de l’augmentation des températures et des précipitations et du développement des sols au début de l’Holocène. Dans ces conditions, la dissolution des carbonates du substratum augmente rapidement et leur précipitation sous forme de tuf dans le fond de vallée est favorisée par le contexte climatique.

64Les quelques fragments de céramique trouvés au sommet de la formation de Baliran, dans la base de l’horizon de sol organique 0b, n’ont pas permis de préciser l’âge de la fin du dépôt. Compte tenu de l’épaisseur de la séquence de tuf (5 m) et des taux de sédimentation pour ce type de formation, de l’ordre de ± 1 à 2 mm/an (1,4 - 1,6 mm/an ; Limondin-Lozouet & Preece, 2004), on peut estimer que la mise en place de sa partie sommitale se termine vers 6 à 7000 BP. Cette fourchette correspond d’ailleurs à l’âge du dernier pic de calcium enregistré dans les carottes de la mer Noire (Bahr et al., 2005). Néanmoins, les vitesses de croissance de certains faciès tuffacés pouvant atteindre des valeurs beaucoup plus fortes (Pentecost, 2005), il est délicat de proposer un âge pour la partie supérieure du tuf de Baliran qui pourrait être plus ancien (9000 BP pour un taux de sédimentation moyen de 1,6 mm/an). Une datation 14C de l’horizon de tuf organique Lom supérieur (fig. 3a) est donc prévue afin de caler la fin du dépôt.

65L’analyse de la séquence de la terrasse de Baliran montre donc une tendance générale à l’aggradation provoquant une surélévation progressive de la plaine alluviale au cours du Dernier Glaciaire et de l’Holocène. Compte tenu de la morphologie du dépôt qui forme une terrasse subhorizontale séparée du lit majeur de la vallée actuelle par une falaise de plus de 15 m, il est possible de conclure à l’existence d’une période d’incision majeure au cours de l’Holocène (d’environ 17 m entre la surface du tuf et le lit mineur actuel, fig. 4G). Compte tenu de la date 14C obtenue à la base du tuf, on peut déduire un bilan d’incision d’au moins 14 m pour 12 000 ans (soit 1,16 mm/an). Cette valeur est cependant nettement inférieure à celle que l’on peut calculer sur la base de la différence d’altitude entre la surface du tuf de fond de vallée et le lit mineur actuel, de 17 m en 9000 ans (1,88 mm/an) à 17 m en 7000 ans (2,83 mm/an) (fig. 2).

66Ces taux d’incision, très élevés comparés à ceux publiés pour l’Europe de l’Ouest (Antoine et al., 2000 ; Maddy et al., 2001) ou la Turquie (Westaway et al., 2004), sont par contre tout à fait compatibles avec le contexte tectonique fortement actif du nord de l’Alborz (Jackson et al., 2002 ; Nazari, 2006).

67En l’absence de variations climatiques majeures au cours de l’Holocène, susceptibles de provoquer une telle incision, le caractère abrupt de ce processus pourrait résulter d’une période d’augmentation de l’activité de la faille chevauchante de Khazar, dont le tracé passe 4,5 km au nord du site étudié et dont le mouvement provoque une surrection relative du secteur par rapport à la plaine d’Amol située au nord (Nazari, 2006). En effet, un réajustement aussi brutal du profil de la vallée de Garm Roud dans une période aussi courte au cours de l’Holocène nécessite au préalable l’accumulation d’une énergie potentielle suffisante, nécessaire à l’accentuation du potentiel érosif du cours d’eau et donc de la pente relative par rapport à la plaine côtière située au nord en direction de la Caspienne. Cette interprétation est d’ailleurs en accord avec l’absence d’incision du cours de la Garm Roud et des autres rivières locales dans cette plaine côtière située au nord de la faille de Khazar (fig. 1C).

68Cette incision se produit dans un contexte de baisse générale du niveau de la Caspienne au cours de l’Holocène (Chalié et al., 1997), mais discontinue et entrecoupée de courtes périodes de remontée du niveau (Rychagov, 1997 ; Mamedov, 1997). Cette baisse du niveau de la Caspienne a pu favoriser l’évacuation des matériaux érodés en amont vers le bassin sud caspien. Néanmoins, compte tenu de la pente faible de la plateforme dégagée par la régression holocène, il est peu vraisemblable que ce phénomène soit à l’origine de l’incision très importante observée au niveau de Baliran. Enfin, d’après la datation obtenue à la base du tuf, l’épaisseur de celui-ci et les vitesses d’accumulation de ce type de dépôt, l’incision majeure observée à Baliran intervient probablement au cours de l’Holocène à un moment où le niveau de la Caspienne était proche de l’actuel (± 10 m au maximum). Il est donc peu probable que l’influence de la variation du niveau marin représente le moteur principal de l’importante phase d’incision observée dans la vallée de Garm Roud et soit à l’origine de la formation de la terrasse de Baliran.

69Nous tenons à remercier nos collègues, membres du Programme Paléoanthropologique Franco-Iranien (FIPP), qui ont participé aux campagnes de terrain menées en 2005 : N. Aminzadeh, M. Beheshti, B. Chevrier, H. Ebadollahi, S. Nochadi, F. Ramirez Rozzi et V. Zeitoun. Nous remercions tout particulièrement le Dr. Massoud Azarnouche, Directeur du Centre Iranien de Recherches Archéologiques pour nous avoir permis de travailler sur le terrain iranien, ainsi que le Service de l’Héritage culturel de la région de Mazandaran, son directeur, le Service de l’Héritage culturel de la ville d’Amol, en particulier M. Tchelouby, pour leur aide logistique et pour avoir veillé au bon déroulement des deux missions. Cette recherche a pu être réalisée grâce au soutien financier du Ministère des Affaires Étrangères de la France par la DGCID (Commission des Fouilles à l’étranger) et l’Ambassade de France en Iran (PAI Gundishapur), du Ministère des Sciences, Recherche et Technologie de la République Islamique d’Iran (PAI Gundishapur), de la Faculté des Sciences Sociales de l’Université de Téhéran, de la Chaire de Paléoanthropologie et Préhistoire du Collège de France. Nous leur adressons notre sincère reconnaissance, ainsi qu’aux deux relecteurs.

Fig. 4 : Reconstitution des principaux stades d’évolution de la Garm Roud au niveau de Baliran (légende : voir fig. 2)

Fig. 4 : Reconstitution des principaux stades d’évolution de la Garm Roud au niveau de Baliran (légende : voir fig. 2)

Stades A à C : antérieur à 28500cal. BP (Pléniglaciaire moyen ?),stades D et E : 28 500cal. BP à 12 120cal. BP (Pléniglaciairesupérieur / Tardiglaciaire), stade F : 12 120 cal. BP à Holocène moyen (7-6 ka BP?), stade G : Actuel.

5 - Conclusion

70Cette première étude stratigraphique de la coupe de Baliran, dans la vallée de la Garm Roud (Province du Mazandaran, Iran), complétée par deux datations 14C, débouche sur les conclusions suivantes :

  • la séquence de la terrasse de Baliran traduit, sur plus de 15 m d’épaisseur, une longue période d’aggradation fluviatile, entrecoupée par une importante phase de développement pédologique contemporaine d’un premier épisode d’incision peu important (± 3 m), puis suivie d’une nouvelle période de colmatage de la vallée dominée par la mise en place de tufs calcairesen contexte alluvial. Ces tufs qui commencent à se former à l’extrême fin du Tardiglaciaire, vers 12 120 cal. BP, représentent le premier témoignage de ce type de dépôts dans cette région du nord de l’Alborz.

  • Au sein de cette évolution, le niveau archéologique (vraisemblablement paléolithique), daté de 28 486 ± 190 cal. BP s’inscrit dans une courte période de stabilisation de la plaine alluviale. Bien que contemporain du Dernier Glaciaire, le milieu reste nettement végétalisé et toujours dominé par un environnement de plaine alluviale humide. Les vestiges lithiques témoignent d’une ambiance générale de type Paléolithique supérieur qui devra être précisée. La datation obtenue fait du site Garm Roud 2 le plus ancien site archéologique de plein air en place connu dans cette région de l’Iran. Compte tenu du potentiel archéologique avéré, tant par des vestiges lithiques qu’osseux, et du cadre chronostratigraphique proposé ici, il est raisonnable de penser que Garm Roud 2 apportera à l’avenir des données originales pour la connaissance des groupes humains du Pléistocène final, de leurs cultures et de leur environnement, dans cette région charnière du continent eurasiatique. - Enfin, ces recherches fournissent des données inédites qui permettent de mettre en évidence une phase d’incision fluviatile majeure (> 17 m) au cours de l’Holocène. Dans ce secteur du nord de l’Alborz caractérisé par un contexte tectonique très actif, cette phase d’incision est interprétée comme le résultat d’une surrection au cours de l’Holocène, elle-même probablement conditionnée par l’activité de la faille chevauchante de Khazar. Ces observations sont cohérentes avec les résultats des études géodésiques (GPS, nivellement, Djarnou, 2005) qui montrent que l’essentiel de l’activité de l’Alborz se concentre sur la bordure nord de la chaine (Nazari, 2006).

71Les nouvelles recherches prévues à l’occasion de la campagne de fouille 2006 devraient permettre de préciser la datation de la fin de la sédimentation tuffacée et d’estimer plus précisément l’âge, le bilan d’incision et les conditions paléoenvironnementales contemporaines des dépôts fluviatiles et des horizons contenant le matériel archéologique.

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Bibliographie

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Table des illustrations

Titre Fig.1 : Carte de la mer Caspienne
Légende Fig. 1 : A - Localisation de la zone d’étude, B - Contexte structural du Nord de l’Iran (d’après Allen et al., 2003b), C - Contexte géologique et structural de la vallée de la Garm Roud et de la coupe de Baliran (d’après la carte géologique du GSI Iranien). Q2 : Limons et alluvions fines (Holocène).Q1 - Alluvions et cônes de débris (Quaternaire indifférencié) PlQ : Conglomérats, grès et quartzite (Plio-quaternaire). Mm,s : grès calcaires, marnes (Miocène).Pem : Marnes, grès et gypses (Paléocène) K2 1,m : Calcaires marnes, marno‑calcaires (Crétacé supérieur).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/891/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 97k
Titre Fig. 2 : Coupe générale synthétique de la terrasse de Baliran, localisation du profil Baliran 2005.
Légende 1 - Graviers fluviatiles grossiers, 2 - Limons fluviatiles argilo-calcaires, 3 - Sols organo‑hydromorphes de fond de vallée, 4 - Horizon Bt de sol brun, 5 - Horizons hydromorphes (gley de fond de vallée), 6 -Sol de marais actuel (Rizière), 7 - Colluvions / Horizon organo‑humique du sol de surface, 8 - Niveau paléolithique. PA1- Plaine alluviale 1, PA2 - Plaine alluviale 2, LMA: lit mineur actuel.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/891/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 38k
Titre Fig. 3 : Levé détaillé du profil Baliran 2005 et localisation des datations 14C (description dans le texte).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/891/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 80k
Titre Fig. 4 : Reconstitution des principaux stades d’évolution de la Garm Roud au niveau de Baliran (légende : voir fig. 2)
Légende Stades A à C : antérieur à 28500cal. BP (Pléniglaciaire moyen ?),stades D et E : 28 500cal. BP à 12 120cal. BP (Pléniglaciairesupérieur / Tardiglaciaire), stade F : 12 120 cal. BP à Holocène moyen (7-6 ka BP?), stade G : Actuel.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/891/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 92k
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Pour citer cet article

Référence papier

Pierre Antoine, Jean‑Jacques Bahain, Gilles Berillon et Asghar Asgari Khaneghah, « Tuf calcaire et séquence alluviale en contexte tectonique actif : la formation de Baliran (Province du Mazandaran, Iran) »Quaternaire, vol. 17/4 | 2006, 321-331.

Référence électronique

Pierre Antoine, Jean‑Jacques Bahain, Gilles Berillon et Asghar Asgari Khaneghah, « Tuf calcaire et séquence alluviale en contexte tectonique actif : la formation de Baliran (Province du Mazandaran, Iran) »Quaternaire [En ligne], vol. 17/4 | 2006, mis en ligne le 01 décembre 2008, consulté le 17 avril 2024. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/891 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.891

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Auteurs

Pierre Antoine

UMR CNRS 8591 - Laboratoire de Géographie Physique “Environnements quaternaires continentaux, dynamique naturelle et anthropisation”, CNRS, 1, Place Aristide Briand, F-92 195 Meudon cedex. E-mail : Pierre.Antoine@cnrs‑bellevue.fr

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Jean‑Jacques Bahain

Institut de Paléontologie Humaine, Département de Préhistoire du Muséum National d’Histoire Naturelle, UMR 5198 du CNRS, 1, rue René Panhard. F-75013 Paris.

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Gilles Berillon

UPR 2147 CNRS, Dynamique de l’évolution humaine : individus, populations, espèces, 44, rue de l’Amiral Mouchez, F-75014 Paris.

Asghar Asgari Khaneghah

Faculté des Sciences Sociales, Université de Téhéran, Avenue Jalal Al‑e‑Ahmad, Téhéran, IRAN

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