Le Conglomérat principal (fig.2 et 3) est le niveau repère du Buntsandstein moyen dans la série stratigraphique régionale (étage Olénékien du Trias inférieur). Également appelé Poudingue de Sainte-Odile, il affleure dans tout le Nord-Est de la France. Il correspond à un épisode de dépôts sédimentaires détritiques continentaux, d'origine fluviatile. C'est une roche imperméable, le plus souvent recouverte de pins sylvestres lorsqu'il affleure.

Fig.2 : Affleurement de Conglomérat Principal de la route d'Archettes

Sa puissance ne dépasse pas 20 mètres. Il est donc pratiquement exposé en totalité au niveau des falaises de la Route d'Archettes. Le Conglomérat principal est recouvert par la Zone-limite violette (voir fiche Bellefontaine) puis par les Grès des "Couches intermédiaires" du Buntsandstein supérieur (fig.3). Les niveaux bien cimentés donc plus résistants à l'altération mécanique (gélifraction) sont remarquables par les avancées ou entablements qu'ils forment sur la falaise.

Fig.3 : Place du Conglomérat Principal dans la série stratigraphique
(données chiffrées = âges en millions d'années - © BRGM).

Le Conglomérat principal recouvre le Grès vosgien (fig.3) et constitue le toit du Buntsandstein moyen. 

Le faciès dominant est un poudingue grossier (fig.4) bien cimenté et imperméable, très riche en galets pluricentimétriques de natures et de tailles variées. La matrice du poudingue est un grès rose à ciment silico-ferrugineux, similaire au faciès du Grès vosgien (voir par exemple les fiches du Saut du Brot à Jarménil, du Château de Pierre Percée, du Haut Barr à Saverne ou du Pays de Bitche et des Vosges du Nord). Cependant, d'importantes variations de faciès sont observables sur les fronts de taille (fig.5) : elles traduisent l'importance des changements d'énergie du milieu. 

Les galets sont composés de quartz filonien, de quartz laiteux, de quartzites lie de vin, de phtanites et de lydiennes noires et sont très usés (fig.4). Toutes les roches constituant la charge ou la matrice de ce poudingue sont des roches siliceuses très dures ayant subi un long transport, marquant le caractère détritique torrentiel de type "oued" de cette sédimentation.

Certains galets de lydiennes (radiolarites) ont pû être datés par la présence de Graptolites et sont rapportés au Silurien et à l'Ordovicien ; leur origine probable est armoricaine et donc lointaine.

Fig.4 : Le Conglomérat principal est un poudingue grossier très bien cimenté, à matrice gréseuse.

Fig.5 : Niveau gréseux (énergie basse) recoupé "à l'emporte-pièces" par un niveau de haute énergie, formant une petite discordance sédimentaire

L'énergie du milieu de dépôt devait ainsi beaucoup varier, donnant naissance à une succession de séquences granodécroissantes (fig.6) mises en place dans des chenaux fluviatiles, à l'issue d'épisodes de crue : à des lentilles de galets charriés font suite des faciès sableux à litages obliques arqués, d'épaisseur pluri-décimétrique (mégarides), correspondant à des dépôts en eaux relativement plus calmes, à mesure que la force du courant et la tranche d'eau diminuaient, parfois même jusqu'à l'émersion (comblement du chenal marqué par des dépôts de flaques argileux mais rarement conservés). L'étude morphoscopique des grains de quartz des grès révèle qu'ils sont majoritairement très usés et arrondis / émoussés-luisants traduisant un transport aquatique conséquent en durée et en distance (consulter l'annexe scientifique "Sédimentation continentale au Permien et au Trias").

Les niveaux grossiers (poudingues) de haute énergie recoupent souvent à l'horizontale (comme un emporte-pièces) les stratifications obliques des niveaux sableux sous-jacents, faisant ainsi disparaître le sommet de la séquence précédente, à l'origine de petites discordances sédimentaires (fig.5 et 6).

Fig.6 : Variations de faciès et de l'énergie dans le milieu (échelle = réglette de 5 cm sous le gros galet fracturé au centre de la photographie). Remarquer les galets orientés par le courant au sommet du banc sableux-gréseux qui est bien structuré avec ses litages obliques.

Lorsqu'elles apparaissent, les passées gréseuses qui zèbrent la masse conglomératique (fig.7) permettent plus facilement l'observation des traces des chenaux successifs laissées par les divagations passées du fleuve (tresses).

Fig.7 : Passées gréseuses dans le Conglomérat Principal
(annotations au survol de l'image)

Dans les passées franchement conglomératiques, on observe également des galets alignés et parfois "tuilés" (fig.8). 

Fig.8 : Galets orientés dans le Conglomérat Principal
(annotations au survol de l'image)

Les litages obliques observés dans les lentilles gréseuses et le "tuilage" des galets sont dus à l'action d'un courant unidirectionnel : dans le plan d'observation de ces structures sédimentaires, la pente des litages va dans le sens du courant et l'inclinaison des galets est opposée à ce denier (fig.7 et 8). Il est alors possible de mesurer (dans différents plans) ces orientations à la boussole et de les reporter sur un cannevas de Schmidt Wulff. Cette méthode permet ainsi de retrouver la direction et le sens des principaux paléocourants et ceux des chenaux en tresse de ce grand fleuve qui se dirigeaient globalement vers l'Est et l'actuelle Allemagne (fig.9).

Fig.9 : Palécourants dans le Buntsandstein des Vosges méridionales (d'après M. Durand, 1978)

Quelques galets éolisés à facettes ou ventifacts (façonnés par le vent) peuvent être retrouvés dans le poudingue du Conglomérat principal, ainsi que, dans les grès, des grains de quartz dépolis (ronds mats), en raison d'un transport par le vent, attestant de l'occurrence de regs voisins et d'un climat aride de type tropical sec. Dans la région de Raon-l'Étape, situé à une quarantaine de km au NE d'Épinal, des reliques de dunes éoliennes ont été conservées et confirment les conditions continentales et désertiques de l'époque (voir aussi la fiche Grosbliederstroff).

Ces observations permettent de reconstituer le paléoenvironnement dans lequel ces sédiments se sont déposés (fig.10) : en milieu continental (intracratonique stable), sous un climat semi-désertique, à l'emplacement des Vosges méridionales, un réseau fluviatile en tresse se dirigeait vers le Bassin germanique (ou Bassin Centre Européen), un bassin sédimentaire endoréique de type playa (grand lac ou mer intérieure soumis à une forte évaporation), situé à l'Est, alimenté par des épisodes de crues, apportant des particules détritiques (galets et sables majoritairement siliceux) issus de l'érosion des reliefs rélictuels de l'orogène varsique (ou hercynien), localisés en amont et vers l'Ouest (Massif armoricain, Massif central).

Fig.10 : Reconstitution paléoenvironnementale du NO de l'Europe à l'Olénékien (d'ap. S. Bourquin et al., 2006)

Sylvie Bourquin et Marc Durand^(1)(2)(3), éminents spécialistes français de la sédimentation continentale au Permien et au Trias, apportent une explication à cette sédimentation détritique sur le continent des "Nouveaux Grès Rouges" et une description du "Grand Fleuve Triasique"⁽⁴⁾. Une hypothèse est avancée pour expliquer le passage (sans discontinuité majeure) du Grès vosgien au Conglomérat principal : durant une longue période de stabilité tectonique, depuis les zones nourricières, le matériel détritique fin (sable, argiles ...) aurait été séparé du stock de "tout-venant" et emporté lors des épisodes de crues ordinaires et fréquentes, alors que le stock de matériel grossier résiduel aurait été progressivement et plus lentement déplacé lors d'épisodes occasionnels d'énergie beaucoup plus forte.

Des études plus récentes, réalisées par une équipe franco-brésilienne (G. Meyer Knobelock et al., 2026)⁽⁵⁾ proposent une réinterprétation du "Grand Fleuve Triasique": il ne s’agirait pas simplement du remplissage d’un vaste réseau fluviatile en tresse mais d’un système fluvial en éventail de très grande taille, ou « mégafan / méga-cône alluvial » (voir aussi la fiche Xonrupt-Longemer), d'environ 150 km de rayon, développé en amont de la bordure sud-ouest du Bassin germanique endoréique, au Trias inférieur (fig.11 et 12).

Fig.11 : Deux reconstitutions paléoenvironnementales au SO du Bassin germanique à l'Olénékien - A = réseaux fluviatiles en tresse convergents (cf. fig.10) ; B = mégafan alluvial en éventail  (d'ap. G. Meyer Knobelock et al., 2026)

Cette nouvelle interprétation se base notamment sur la mise en évidence de :

• la divergence radiale des paléocourants dans le Grès vosgien à partir d'un apex proche des zones de reliefs d'alimentation : directions SE dans les Vosges méridionales, E dans les Vosges centrales, NE dans les Vosges septentrionales et la Forêt-Noire ;
• la diminution de l'épaisseur, de la granulométrie des séquences sédimentaires et donc une diminution de la profondeur des chenaux et de l'hydrodynamisme selon un gradient Ouest --> Est ;
• l'évolution spatiale progressive de la nature des corps sédimentaires depuis des faciès proximaux (réseaux fluvitatiles en tresse) vers des faciès de plus en plus distaux, de plaine d'inondation, éoliens ou de type playa à mesure que l'on progresse vers l'Est et le Bassin germanique.

Fig.12 : Comparaison simplifiée des deux modèles de reconstitution paléoenvironnementale pour le Grès vosgien du Buntsandstein (illustration générée par une IA)

Par ailleurs, les auteurs assimilent la limite Grès vosgien-Conglomérat principal à une surface d'érosion d'importance régionale, marquant un épisode tectonique et une interruption du fonctionnement du système sédimentaire de méga-cône alluvial. La formation du Conglomérat principal coïnciderait avec la réinstallation de réseaux fluviatiles proximaux, procédant à l'évacuation des produits issus du démantelement de nouveaux reliefs et formant des dépôts en discordance sur les formations précédentes. 

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Rendez-vous à la fiche Haut Barr pour une description détaillée des techniques d'étude des paléocourants, ainsi qu'aux fiches Humbépaire, Abreschviller, Graufthal et Epinal pour d'autres affleurements locaux remarquables et aisément accessibles des mêmes faciès.

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Remerciements à notre collègue et ami Étienne Feuchter.

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Pour approfondir l'analyse sédimentologique et paléogéographique, lire:

(3) Bourquin S. et Durand M. (2007) - International field workshop on ”The Triassic of Eastern France”, october 2-7, 2006. Editions de Geosciences-Rennes, 80 pages.

(4)  Durand M., Chrétien J.-C. et Poinsignon J.-M. (1994) - Le grand fleuve triasique. Livret-guide d’excursion. Congrès National de l'Association des Professeurs de Biologie et de Géologie. 32 p. 11 figs - lien de consultation.

(5) Meyer Knobelock G., Bozetti G., Ghienne J.-F., Medeiros Bofill L., Dos Santos Scherer C.M., Galvão de Souza E. et Schusterr M. (2026) - Deciphering megafan systems from the geological record: the classical fluvial Buntsandstein deposits revisited (NE France and SW Germany). Sedimentary Geology 504 (2026) 107154 - lien de consultation.