jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
1,6 Triadispora sp., 8 Striatoabietes aytugii (Visscher) Scheuring 1978, 1%. Lunatisporites acutus Leschik 1955, 1 Lunatisporites noviaulensis (Leschik) Scheuring 1970, 0,3%. Staurosaccites quadrifidus Dolby 1976, 1,3 Ovalipollis ovalis (Krutzsch) Scheuring 1970, 26,3%. Ovalipollis minimus Scheuring 1970, 3 Ovalipollis cultus Scheuring 1970, 1 Samaropollenites speciosus Goubin 1965,0,3 Microcachryidites fastidius (Jansonius) Klaus 1964, 0,3 Bisaccates, indéterminés, 40,3 Patinasporites densus Leschik 1955, 0,3 Partitisporites quadruplicis (Scheuring) Van der Eem 1983, 0,3 Duplicisporites scurrilis (Scheuring) Scheuring 1978, 0,4 Duplicisporites granulatus (Leschik) Scheuring 1970, 0,3 Praecirculina granifer Klaus 1960, 3,3 Enzonalasporites sp., 0,6 Monosaccates indéterminées, 0,6 Concentricisporites cf. bianulatus (Neves) Antonescu 1970, 0,3 Ephedripites sp.,
0,6 Concentricisporites cf. bianulatus (Neves) Antonescu 1970, 0,3 Ephedripites sp., 0,3 25 espèces ont été identifiées, et leurs pourcentages relatifs calculés à partir d'un comptage de 300 exemplaires. L'association se caractérise par le pourcentage élevé de Bisaccates (84,3 %) parmi lesquels prédomine Ovalipollis ovalis (26,3 %). 90 MTCH-12. — Cet échantillon, moins riche, montre les formes suivantes : Cyclotriletes subgranulatus Mädler 1964, 1%. Vallasporites ignacii Leschik 1955, 1%. Spores trilètes indéterminées, 12 Triadispora suspecta Scheuring 1970, 1%. Triadispora stabilis Scheuring 1970, 1%. Triadispora sp., 3 Samaropollenites speciosus Goubin 1965, 1%. Striatoabietes aytugii (Visscher) Scheuring 1978, 1%. Lunatisporites acutus Leschik 1955,
Striatoabietes aytugii (Visscher) Scheuring 1978, 1%. Lunatisporites acutus Leschik 1955, 3%. Staurosaccites quadrifidus Dolby 1976, 1%. Caytonipollenites sp., 0,5%. Ovalipollis minimus Scheuring 1970, 1%. Minutisaccus sp., 0,5%. Bisaccates indéterminés, 60%. Partitisporites quadruplicis (Scheuring) Van der Eem 1983, 1%. Patinasporites densus Leschik 1956, 1%. Monosaccates indéterminées, 3%. Duplicisporites granulatus (Leschik) Scheuring 1970, 1%. Duplicisporites scurrilis (Scheuring) Scheuring 1978, 1%. Praecirculina granifer Klaus 1960, 4 Peudoenzonalasporites summus Scheuring 1970, 2 18 espèces ont été identifiées et leurs pourcentages calculés à partir d'un comptage de 100 exemplaires. L'association se caractérise par le pourcentage élevé des Bisaccates (73 %) parmi lesquels Ovalipollis représente seulement
élevé des Bisaccates (73 %) parmi lesquels Ovalipollis représente seulement 1%. 90M-TCH-13. Cet échantillon a livré une microflore très peu abondante. Seules ont été identifiées : Vallasporites ignacii Leschik 1955. Duplicisporites scurrilis (Scheuring) Scheuring 1978. Enzonalasporites sp. La présence de Patinasporites densus, Samaropollenites speciosus, Vallasporites ignacii et Partitisporites quadruplicis attesterait un âge Carnien pour ces échantillons, probablement Turalien (Carnien supérieur) à cause du faible pourcentage de Partitisporites quadruplicis qu'on y trouve. Le pourcentage élevé de Bisaccates dans ces associations permet d'envisager des conditions climatiques xérophytes ([13], [14]). IV. CONCLUSIONS. La mise en évidence du Carnien vers le sommet des séries
mise en évidence du Carnien vers le sommet des séries détritiques rouges dans la Dorsale interne et les Ghomarides constitue une intéressante découverte pour l'établissement de la stratigraphie triasique et de l'évolution paléogéographique détaillées de ces terrains. L'on a pu, par ailleurs, démontrer l'existence du Rhétien à Triasina à la base des formations carbonatées sus-jacentes à ces séries dans la Dorsale interne (nappe d'El Babat [5] et écaille Uestia II [15]). Cependant, le Trias supérieur marin n'a pas été encore daté dans les Ghomarides [12]. L'association des niveaux argilosableux carniens des Ghomarides et de la Dorsale interne avec des dolomies
des Ghomarides et de la Dorsale interne avec des dolomies en plaquettes et des gypses, et sa position vers la partie sommitale des séries détritiques rouges, en transition aux dépots carbonatés sus-jacents, plaide en faveur d'un climat relativement aride et d'un environnement de dépôt localisé dans la partie continentale d'une plaine côtière, au voisinage d'une plate-forme carbonatée située en position distale, dans la Dorsale externe. La découverte du Carnien continental dans la Dorsale interne et les Ghomarides met en évidence la complexité dans le détail de la stratigraphie du Trias des zones internes bético-rifaines et, par conséquent, de la paléogéographie
des zones internes bético-rifaines et, par conséquent, de la paléogéographie triasique dans ces régions. En effet, durant le Trias on assiste à l’installation progressive d’une plate-forme carbonatée mais celle-ci ne s’est pas produite en même temps dans chaque secteur du bassin : dans le domaine malaguide-ghomaride y inclus la Dorsale interne elle ne s’est généralisée qu’au Rhétien; dans les autres domaines des zones internes, elle avait eu lieu plus tôt, au Trias moyen (Alpujarrides-Sebtides) ou au début du Trias supérieur (Rondaïdes bétiques Dorsale externe rifaine). D’après les reconstructions paléogéographiques proposées pour le Trias moyen et supérieur [16] et les données
pour le Trias moyen et supérieur [16] et les données de paléocourants dans le Trias des Malaguides ([17], [18]), la sédimentation terrigène fine proviendrait d’un continent situé vers le S ou SE du domaine malaguide-ghomaride. Ce domaine, essentiellement continental pendant le Trias, passerait vers le NW [16] aux domaines marins avec sédimentation carbonatée correspondant aux Alpujarrides-Rondaïdes bétiques et leurs équivalents rifains (Sebtides-Dorsale externe). Cette Note est une contribution du projet de recherche PB90/0853 CICYT (Espagne) et du « Gr. Inv. » n° 4089 : « Discontinuidades Estratigráficas » (Junta de Andalucia). Note remise le 17 septembre 1992, acceptée le 22
Andalucia). Note remise le 17 septembre 1992, acceptée le 22 octobre 1992.. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. DIDON, M. DURAND-DELGA et J. KORNPROBST, Bull. Soc. géol. France, (7), 15/2, 1973, p, 77-105. [2] G. SUTER, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 245 a, b, 1980. [3] J. KORNPROBST, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 251, 1974, p. 1-256. [4] A. CHALOUAN, Les nappes ghomarides (Rif septentrional, Maroc), un terrain varisque dans la chaîne alpine, Thèse Doct. Sci., Univ. Strasbourg, 1986, 317 p. [5] M. NOLD, J. UTTINGER et W. WILDI, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 300, 1980, p. 1-233. [6]
et Mém. Serv. géol. Maroc, 300, 1980, p. 1-233. [6] J. KORNPROBST et M. DURAND-DELGA, Carte géologique du Rif au 1/50000, feuilles « Sebta » et « Tétouan », Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, n° 297 et 292, 1985. [7] Y. MILLIARD, C. R. Acad. Sci. Paris, 249, 1959, p. 1051-1052. [8] P. FALLOT, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 40, 1937, p. 1-548. [9] S. BAUDELOT, S. BOUHDADI et M. DURAND-DELGA, C. R. Acad. Sci. Paris, 299, série II, 1984, p. 1061-1068. [10] S. BOUHDADI, Rapports géologiques de la Zone Paléozoïque et de la Dorsale Calcaire au Sud-Est
la Zone Paléozoïque et de la Dorsale Calcaire au Sud-Est de Tétouan (Rif Interne, Maroc), Thèse Doct. Ing., Univ. Toulouse-III, 1984, 148 p. [11] O. SIMON et H. VISSCHER, El Pérmico de las Cordilleras Béticas, In : Carbonifero y Pérmico de España (C. MARTINEZ-DIAZ, coord.), Actas X Congr. Int. Carbonifero, I.G.M.E., Madrid, 1983, p. 453-499 [12] A. MAATE, Étude géologique de la couverture mésozoïque et cénozoïque des unités ghomarides au Nord de Tétouan (Rif interne, Maroc), Thèse de 3e Cycle, Univ. Toulouse-III, 1984, 161 p. [13] A. LE MARREC et J. TAUGOURDEAU-LANTZ, Sci. Géol. Bull., 35, 2, 1982, p. 147-155.
J. TAUGOURDEAU-LANTZ, Sci. Géol. Bull., 35, 2, 1982, p. 147-155. [14] H. VISSCHER et C. J. VAN DER ZWAN, Geol. Rundschau, 70, 2, 1981, p. 625-634. [15] J. F. RAOULT, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 184, 1966, p. 61-148. [16] A. MARTIN-ALGARRA, Las unidades del contacto entre las Zonas Internas y las Zonas Externas de la Cordillera Bética, Thèse Doct., Univ. Granada, 1987, 1171 p. [17] Th. ROEP, Proc. Kon. Neder. Akad. v. Wet., 75, 3, 1972, p. 223-247. [18] G. H. MAKEL, GUA Papers of Geology, 1, 22, 1985, p. 1-263. A. M. : Département de Géologie, Faculté
1985, p. 1-263. A. M. : Département de Géologie, Faculté des Sciences, Université Abdelmalek Essaâdi, B.P. n° 2121, Tétouan Maroc; A. M. et A. M.-A. Departamento de Estratigrafía y Paleontología et I.A.G.M., Facultad de Ciencias, Universidad de Granada, 18071 -Granada, Espagne; N. S. de P. : Departement de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia, Facultat de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia, Facultat de Geologia, Zona Universitaria de Pedralbes, 08028-Barcelona, Espagne. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Grossissement x 500 (sauf * : x 1000) 1 Cyclotriletes subgranulatus Mädler 1964 (OTA-5). 2 Triadispora plicata Klaus (OTA-5). 3 Triadispora stabilis Scheuring (90M-TCH-12). 4 Triadispora sp.
Klaus (OTA-5). 3 Triadispora stabilis Scheuring (90M-TCH-12). 4 Triadispora sp. (OTA-5). 5 Ovalipollis ovalis (Krutzsch) Scheuring (OTA-5). 6 Ovalipollis cultus Scheuring (OTA-5). 7 Praecirculina granifer Klaus (90 M-TCH-12). 8 Ephedripites sp. (OTA-5). 9 Striatoabietes aytugii (Visscher) Scheuring (OTA-5). 10 Patinasporites densus Leschik (90 M-TCH-12). *11 Duplicisporites scurrilis (Scheuring) Scheuring (OTA-5). *12 Vallasporites ignacii Leschik (90M-TCH-13). 13 Pseudoenzonalasporites summus Scheuring (90 M-TCH-12). 14 Bisaccate indét. 15 Bisaccate indét. 16 Samaropollenites speciosus Goubin 1965 (90 M-TCH12). *17 Staurosaccites quadrifidus Dolby (90 M-TCH-12). ALI MAATE PLANCHE/PLATE Tectonique/ Tectonics Structure et mode de mise en place du complexe plutonique hercynien de Millas (Pyrénées-Orientales, France)
en place du complexe plutonique hercynien de Millas (Pyrénées-Orientales, France) Hassan MESSAOUDI, Pierre DEBAT et Maurice LELUBRE Résumé L’étude structurale du complexe plutonique hercynien de Millas a permis de définir sa forme et son mode de mise en place. Le complexe se présente, dans son ensemble comme un entonnoir dissymétrique, allongé E-W, déjeté vers le Sud, et tronqué au Nord et à l’Est. La mise en place des unités est séquentielle et synchrone de l’orogenèse hercynienne, les unités périphériques se situant à la fin du développement de la phase majeure de raccourcissement sub-méridien (D2) et le granite central au début
de raccourcissement sub-méridien (D2) et le granite central au début du cisaillement régional transcurrent senestre (D3). Structure and mode of emplacement of the plutonic Hercynian complex of Millas (Eastern Pyrenees) Abstract The shape and the mode of emplacement of the Hercynian plutonic complex of Millas are defined from structural analysis. The whole complex is lengthened EWand displays an asymmetrical funnel-shaped geometry with a northward dip and truncated N and E borders. The plutonic units are synchronous with the Hercynian orogeny but in a sequential order. The emplacement of the peripheral units occurred at the end of the main phase of
units occurred at the end of the main phase of N-S shortening (D2) while the central granite occurred at the beginning of the sinistral transcurrent regional shearing (D3). Abridged English Version Trending E-W, the Millas plutonic complex ([1], [2], [3]) outcrops in the northeastern part of the Axial Zone of the Pyrenees. It is cross-cut by the North Pyrenean Fault in the northern boundary and the Fault of the Têt in the southeastern boundary ([4], [5]). It intrudes the Cambro-Ordovician epimetamorphic Jujols series, developing a metamorphic contact aureole of some hundreds of metres thick [6]. The Millas massif is composed
hundreds of metres thick [6]. The Millas massif is composed of several granitoids showing a concentric pattern which constitute from the core to the boundary the following sequence (Fig., a): the Pic de Toulouse granite often with K-feldspar megacrysts, the Roc Jalère porphyritic granite, the Serre d’Escale granite and the granodiorite. The Serre d’Escale granite and the granodiorite outcrop only in the south and in the southwestern parts of the complex. All these granitoids are cross-cut by small aplitic granite intrusions often elongated E-W (areas of Rodes and Saint-Michel). From the geometric analysis of the planar and linear structures trajectories
the geometric analysis of the planar and linear structures trajectories we will define the shape of the complex, the relationships between different granitoids, the chronology of the intrusions and the mode of emplacement during the Hercynian orogeny. The granitoid structures were defined from macroscopic and microscopic studies of the preferential orientation of various markers (K-feldspar megacrysts, basic lenses, etc.) and of primary joints [7]. General shape of the Millas complex. Except in the Arboussols area and in the western part of the massif, the major foliation trajectories are organized around the central "Pic de Toulouse" granite and display an asymmetrical
the central "Pic de Toulouse" granite and display an asymmetrical funnel-shaped geometry with a northward dip (Fig., b) and truncated E and N borders. In the western part of the complex and in the Arboussols area (Fig., a) the structural pattern is more complex. In the western area (i) the contact surfaces between the peripheral units are folded (folds inclined towards the west) and draw tight indentations prolonged by small bodies of granitoids injected within adjacent granitoids and vice versa (Serre d’Escale area), (ii) the foliation trajectories, axial plane of the indentations, emphasize a S-shaped cartographic pattern. In the Arboussols
the indentations, emphasize a S-shaped cartographic pattern. In the Arboussols area the contact surfaces define a large dissymmetric half-dome inclined to the W and, like in the western area, draw tight indentations, foliation being axial plane. Around Arboussols village, the SE-NW lineations are subhorizontal or gently dip to the NW ([8], [9]). Nature of the foliation. It was defined from the study of (i) the relationships between the mineral components of the granitoids (especially between K-feldspar megacrysts and the other components) [10] and (ii) the character of the intracrystalline deformations. It appears that (i) the major foliation of the central
It appears that (i) the major foliation of the central granite and the near-peripheral units is a magmatic flow structure ([3], [8], [9]), (ii) the major foliation developed in the western area and in the Arboussols area affects material highly but not entirely crystallized. Finally the constant E-W foliation occurring in the southern border of the massif between Rodes and Col de Jau is a mylonitic foliation with pro parte an Alpine age [11]. Emplacement of the complex and relationships within the Variscan orogeny. The Millas complex intrudes the Jujols series affected by a well-developed axial plane crenulation cleavage (N
series affected by a well-developed axial plane crenulation cleavage (N 110° -N 130°), associated folds being overturned to the S. The structures are related to the major Variscan phase D2 [12]. In the metamorphic aureole, the foliation becomes a penetrative schistosity and displays a nearly concentric pattern around the massif. The geometric relationships between internal fabric of the pluton and country rocks schistosity show that the emplacement of the peripheral units is coeval with the regional N-S shortening according to the E-W lengthening of the massif. Otherwise the major schistosity is affected by a late crenulation cleavage resulting from a
is affected by a late crenulation cleavage resulting from a D3 deformation [13]. D3 is a transcurrent deformation associated to a regional sinistral strike-slip faults (North Pyrenean fault and Merens fault) [14]. These structural features allow us to propose the following evolution: 1. Emplacement of the peripheral units at the end of the major deformation D2, submeridian shortening [12]. 2. Emplacement of the Pic de Toulouse granite on the central part of the complex at the beginning of the regional sinistral strike-slip D3. The emplacement and the "ballooning" of the Pic de Toulouse granite deform the peripheral units inducing the
Pic de Toulouse granite deform the peripheral units inducing the indentations of the lithological limits and the axial plane foliation. The interference between the "ballooning" of the central granite and the transcurrent deformation D3 develops the S-shaped cartographic pattern of the western area and the dissymmetrical half-dome of the Arboussols area. 3. Later emplacement of granitoids like Rodes and Saint-Michel granites. Le massif de Millas ([1], [2], [3]) affleure dans la partie nord-orientale de la Zone Axiale des Pyrénées. Allongé W-E, limité au Nord par la faille nord-pyrénéenne et au SE par la faille de la Têt, il passe au
SE par la faille de la Têt, il passe au SW en continuité au massif de Quérigut ([4], [5]). À l'Ouest et au SW, il est intrusif dans la série de Jujols, gréseux-pélitique, épimétamorphique, d'âge cambro-ordovicien [6], dans laquelle il développe une auréole de contact sur quelques centaines de mètres et dont il renferme des enclaves en bordure. Le massif de Millas est formé par plusieurs types de granitoïdes, distingués en fonction de leur composition et de leur texture [3]. Ces granitoïdes sont organisés (fig., a) suivant un dispositif concentrique, tronqué au Nord, avec [3] : 1) une partie centrale
tronqué au Nord, avec [3] : 1) une partie centrale formée par un granite souvent porphyroïde avec deux classes dimensionnelles de mégacristaux, le granite du Pic de Toulouse; 2) une enveloppe dans laquelle on peut distinguer, de l'intérieur vers la bordure, trois unités, contenant des enclaves de roches basiques (diorites, cortlandites.) : (i) le granite porphyroïde à mégacristaux centimétriques dit granite de Roc Jalère, formant une enveloppe quasi complète autour du cœur; (ii) le granite à grain moyen du Pic de la Serre d’Escale formant une bande discontinue dans la partie sud du dispositif, bien développé au SW; (iii) la
partie sud du dispositif, bien développé au SW; (iii) la granodiorite localisée dans la bordure sud et à l’Ouest où elle se prolonge dans le Quérigut. Enfin, l’ensemble est recoupé par de petits massifs lenticulaires, allongés E-W, de granite à texture sub-aplitique dont les plus importants affleurent à l’Ouest de Rodes et à Saint-Michel. À partir de l'analyse géométrique des trajectoires des structures planaires et linéaires, on se propose de définir la disposition d'ensemble du complexe, les relations entre les différents granitoïdes, la chronologie des intrusions et, après un rappel des caractéristiques structurales de l'encaissant, le mode et le moment
des caractéristiques structurales de l'encaissant, le mode et le moment de leur mise en place dans l'orogenèse varisque. Les structures des granitoïdes ont été définies par une étude macroscopique et microscopique de l'orientation préférentielle de marqueurs (mégacristaux feldspathiques, enclaves basiques) et de joints primaires [7]. FORME GÉNÉRALE DU COMPLEXE (fig.). Dans le granite du Pic de Toulouse, formant l'unité centrale du complexe (fig., a), les trajectoires de foliation définissent un dispositif fermé avec des surfaces structurales parallèles aux limites de l'unité; les surfaces sont très redressées au Nord mais présentent des pendages plus faibles vers l'intérieur au Sud et à
des pendages plus faibles vers l'intérieur au Sud et à l'Ouest (40 à 60°). Les linéations sont, dans l'ensemble, parallèles au pendage. Dans les unités périphériques (fig., a), si on exclut l'extrémité occidentale, la région d'Arboussols et une zone étroite à la bordure sud du massif (entre Rodès et le Col de Jau) dont on définira les caractères structuraux plus loin, les surfaces structurales, subverticales au Nord, montrent des pendages dirigés vers l'intérieur du dispositif à l'Ouest et au Sud, ces unités s'« enfonçant » sous le granite central (fig., b). Le complexe se présente donc comme un entonnoir dissymétrique,
b). Le complexe se présente donc comme un entonnoir dissymétrique, fortement allongé E-W, déjeté vers le Sud, tronqué partiellement au Nord et à l'Est. STRUCTURE DE L'EXTRÉMITÉ OCCIDENTALE ET DE LA RÉGION D'ARBOUSSOLS. — Ces deux régions présentent un dispositif structural plus complexe. Dans la partie ouest, à l'articulation Millas-Quérigut (fig., a), on observe plusieurs caractères structuraux spécifiques : 1) Les surfaces de contact entre les unités périphériques sont indentées, définissant un système de plis déjetés vers l'Ouest à axes plongeant faiblement vers le Nord; ces indentations, serrées et profondes, conduisent localement à l'isolement de corps de granitoïde au sein
conduisent localement à l'isolement de corps de granitoïde au sein du granitoïde adjacent et vice-versa (dispositif visible à la Serre d'Escale); 2) Les foliations assez redressées dessinent cartographiquement une figure en S ouvert; elles sont surfaces axiales des indentations. Dans la région d'Arboussols (fig., a), les structures des unités périphériques définissent un vaste demi-dôme dissymétrique déjeté vers l'Ouest à axe SE-NW. L'apex du demi-dôme se situe à l'Est du village d'Arboussols où les foliations sont faiblement pentées et les linéations SE-NW subhorizontales ou à faible plongement NW ([8], [9]). Lorsqu'on s'éloigne de la zone apicale, le pendage des foliations augmente
s'éloigne de la zone apicale, le pendage des foliations augmente progressivement pour atteindre 50° en moyenne dans les bordures du demi-dôme. Comme dans la partie occidentale, les contacts entre les unités sont fortement indentées avec isolement local de lentilles d'une unité dans l'autre (voir au Nord d'Eus) et les foliations sont surfaces axiales des plis ainsi formés. Enfin, dans la bordure sud du massif, entre Rodès et le Col de Jau, les foliations majeures montrent une orientation constante E-W, verticale [8]. NATURE DES FOLIATIONS. La nature des foliations a été définie à partir de l'observation macroscopique et microscopique des marqueurs
définie à partir de l'observation macroscopique et microscopique des marqueurs [10] et de l'étude des déformations intracristallines au microscope. Les foliations du granite central et des unités périphériques, à son contact immédiat sont marquées par la disposition planaire et piano-linéaire des mégacristaux automorphes de feldspaths K au sein d'une mésostase indéformée. Les relations texturales montrent que l'orientation des mégacristaux est synchrone de la cristallisation et que les foliations ont un caractère clairement magmatique ([3], [8], [9]). Dans l'extrémité SW du massif et le dôme d'Arboussols, la foliation majeure se traduit par l'orientation des grands cristaux dans une mésostase montrant un
par l'orientation des grands cristaux dans une mésostase montrant un début de déformation plastique. De plus, la structure planaire est surface axiale de plis déterminant des indentations qui affectent les limites des unités, le passage de la foliation se faisant sans déflection notable. La foliation s'est ici développée dans un matériel fortement mais non entièrement cristallisé. Enfin, entre Rodès et le Col de Jau, la foliation est mylonitique et son développement est, pour une partie, d'âge alpin [11]. MISE EN PLACE DU COMPLEXE; RELATIONS AVEC L'OROGENÈSE VARISQUE. Avant de proposer un modèle de mise en place du complexe, il convient
un modèle de mise en place du complexe, il convient de rappeler les caractéristiques structurales de l'encaissant. La série de Jujols est affectée par un clivage de crénulation évolué, surface axiale de plis isoclinaux N 110-N 130 à pendage nord, rapporté à la phase majeure varisque D2 contemporaine d'un métamorphisme épizonal [12]. Dans l'auréole de contact, comme autour du Quérigut [13], le clivage passe à une schistosité parallèle aux limites du complexe, schistosité soulignée par l'orientation des minéraux de métamorphisme de contact. Les relations schistosité de l'encaissant et foliations du complexe montrent que la mise en place du pluton, ou