Le Vélodrome : un objet géologique emblématique des Alpes

Le « Vélodrome », ou « Vélodrome d'Esclangon » (cf. Gidon [7]), est autant un objet emblématique que spectaculaire. Sa forme très particulière et sa structure complexe en font un site d'étude privilégié pour les géologues mais aussi pour les curieux. Localisé au Sud du village de Barles, dans le département des Alpes-de-Haute-Provence, ce site géologique, situé dans le Géoparc mondial de Haute Provence(lien externe - nouvelle fenêtre)↗, s'observe sur la rive droite du Bès à proximité du lieudit Esclangon (Figure 2).

L'exceptionnel panorama permet d'illustrer la succession et la complexité d'événements tectoniques clés du cycle de Wilson (Arnould et al., 2024[1]) ayant eu lieu dans cette zone. Ainsi, plusieurs processus et phénomènes géologiques, liés (1) à l'extension puis (2) à la compression, sont observables, comme l'évolution des environnements de dépôt, le développement de structures tectoniques cassantes – les failles, ou encore l'érosion, le plissement, le charriage mais aussi la sédimentation syntectonique et l'inversion des séquences sédimentaires.

Intrinsèquement liée à l'évolution géodynamique des Alpes, cette structure géologique est le résultat de plusieurs phases tectoniques ayant permis sa formation et sa structuration.

Ainsi, son histoire commence avant celle de l'orogenèse alpine, durant une période d'hyper-extension relative à l'ouverture de l'océan Téthys et du futur océan Atlantique s'étalant du Trias inférieur (Bundsandstein) jusqu'à la fin du Crétacé (Albien-Aptien). Durant cette période, plusieurs domaines océaniques de plus ou moins grande ampleur se forment, comme par exemple l'Océan ligure ou l'Océan mésogéen. En fonction des environnements de dépôts, différents types de sédiments marins se déposent, de nature carbonatée comme des calcaires de plateforme ou pélagiques (à oolithes, à silex, à crinoïdes…) ou des marnes ; de nature détritique terrigène comme les argilites ; ou encore de nature évaporitique comme le gypse (Figure 3). La succession stratigraphique de ces divers sédiments témoigne de l'approfondissement des environnements de dépôts en accord avec le développement des différents domaines océaniques, depuis des quartzites et conglomérats continentaux jusqu'à des marnes pélagiques. Associé à cela et en réponse à l'extension qu'a enregistré la zone, le développement de failles normales à fort pendage est visible, notamment au sein des séries carbonatées jurassiques. La géométrie des environnements de dépôts étant liée à l'héritage structural ainsi qu'à leur position relative par rapport à la marge, il en résulte une variabilité importante de l'épaisseur des séries du Trias et du Lias (entre −305 et −180 Ma). Par exemple, la série de l'Hettangien peut localement représenter seulement 40 m en un endroit contre 600 m en un autre. Il est aussi probable que durant le Callovo-Oxfordien et en raison de la surcharge sédimentaire liée au dépôt des « Terres noires », une migration des unités évaporitiques se soit opérée, créant ainsi des diapirs de sel, c'est-à-dire des structures concentriques à cœur de sel (moins dense), qui recoupent les unités sus-jacentes.

La fin du Crétacé est marquée par une inversion des contraintes, basculant vers un régime convergent lié à la remontée de la plaque Afrique vers l'Eurasie. C'est durant cette phase compressive pyrénéo-provençale, d'orientation globalement Nord-Sud, qu'un important plissement des séries mésozoïques se met en place associé au déversement vers le Sud de certains plis ainsi qu'au renversement des séries sédimentaires impliquées. La surrection puis l'émergence au début du Cénozoïque de ces premiers reliefs soumet ces formations mésozoïques au processus d'érosion, créant ainsi un hiatus sédimentaire dans cette région. En effet, aucun sédiment du Crétacé supérieur à l'Éocène terminal n'est observé dans cette zone.

L'enregistrement sédimentaire reprend à l'Oligocène en raison de la combinaison de deux phénomènes tectoniques, (1) l'ouverture du Golfe du Lion entrainant un régime tectonique extensif et (2) la flexure des bassins d'avant-pays relatifs à l'orogenèse alpine. Cette phase est d'abord associée à des environnements de dépôt de types continentaux avec la « Brèche de base » constituant le début d'une série sédimentaire de molasses rouges appelées « Terres rouges ». En raison de la pré-structuration de la zone, c'est-à-dire le plissement des unités mésozoïques et leur érosion partielle, la « Brèche de base » se dépose en discordance angulaire sur les carbonates jurassico-crétacés (Figure 4).

Ensuite, la région bascule au Miocène en domaine marin avec le dépôt de molasses grises durant l'Aquitanien jusqu'au Langhien (première moitié du Miocène). À noter la présence de traces d'échassiers dans les niveaux fins de cette formation (Figure 5).

Finalement, plus tard mais toujours au Miocène, le Serravalien et le Tortonien sont caractérisés par un enregistrement sédimentaire de type continental associé à la poussée exercée par le développement des reliefs alpins. C'est dans ce cadre tectonique que s'initie le charriage d'une nappe, ici appelée la « nappe de Digne », constituée de plusieurs kilomètres de sédiments triasiques et liasiques (Figure 6).

La zone de décollement s'est localisée initialement au sein des unités évaporitiques ayant joué le rôle d'une « couche savon » (cf. Thomas, 2006[9] et Figures 3 et 7). Le déplacement de cette nappe tectonique depuis le Nord-Nord-Est vers le Sud-Sud-Ouest est synonyme d'une intense déformation à l'endroit du niveau de décollement tout en ayant permis son épaississement, incorporant des fragments des unités sous-jacentes durant leur chevauchement (Figure 7).

Ce charriage s'accompagne également d'une activité tectonique importante au niveau du front de la nappe, générant la formation de l'unité sédimentaire dite du Tanaron, constituée d'olistolithes (blocs calcaires tithoniques) entre le Messinien et le Zancléen (transition Miocène-Pliocène). C'est durant le passage de la nappe de Digne sur ces unités sédimentaires mésozoïques et cénozoïques que la structuration complexe en 3D se développe dans cette région (Figure 8). Ainsi, les antiformes sont étêtées, les séries mésozoïques inversées sont horizontalisées et les sédiments cénozoïques sont renversés, et le Vélodrome acquiert sa structure interne (Figures 4 et 8). De plus, on constate une réactivation des structures tectoniques du socle.

Depuis le Quaternaire, la région subit un plissement à grande échelle qui surélève le Vélodrome tout en abaissant la partie située au Sud (Figure 8). Par l'action des processus d'érosion, la région est actuellement constituée de fenêtres, demi-fenêtres et klippes, qui révèlent une structure et une histoire géodynamique complexes et polyphasées (Figures 8 et 9).

Même si la structure de premier ordre est globalement comprise, les opinions divergent encore sur la chronologie détaillée et le rôle mécanique des diapirs dans la déformation de la région et notamment du Vélodrome (Balansa et al., 2022[2] ; Célini et al., 2020[3] ; Dumont, 1988[4] ; Faure et al., 2024[5] ; Fournier et al., 2008[6] ; Hippolyte et al., 2011[8] ).