Cinq échantillons des schistes cambro–ordoviciens ont été sélectionnés pour les analyses à la microsonde (microsonde JEOL-JXA 8900 RL de l'université Johannes Gutenberg, Mayence, Tableau 1). Quatre échantillons sur cinq sont caractérisés par la présence d'assemblages minéralogiques à cordiérite, alors que le dernier contient de façon abondante des porphyroblastes de staurotide et de grenat, mais pas de cordiérite (00-165). La zonation des grenats dans les échantillons à cordiérite (00-152, 00-166, 00-216) montre un enrichissement en almandin (Fe) et un appauvrissement en spessartine (Mn), du cœur à la périphérie (Fig. 2).

Les grenats des échantillons sans cordiérite sont riches en almandin (X_alm>85) par rapport aux autres échantillons (X_alm 52–68) et ne présentent pas de zonation significative. Dans tous les échantillons, la constance du rapport Fe/(Fe+Mg) suggèrent une température également constante pendant la nucléation. Les staurotides de l'échantillon 00-165 sont relativement riches en Mg et pauvres en Zn par rapport à ceux coexistant avec la cordiérite (Tableau 1, Fig. 2).

La cordiérite dans les échantillons 00-152 et 00-226 a un rapport Mg/(Mg+Fe) de l'ordre de 0,61–0,63, alors que, pour les autres échantillons, pinnite et chlorite cristallisent durant la kélyphitisation presque totale de la cordiérite. Les différentes générations de biotite ou de muscovite ne sont pas distinguables d'un point de vue chimique. Une possible interprétation est le rééquilibrage compositionnel durant le refroidissement. L'ilménite est abondamment présente en inclusion dans la cordiérite, et représente probablement le résidu de la transformation de la biotite en cordiérite, cette dernière ne pouvant pas incorporer le TiO₂ (Tableau 1).

L'analyse des éléments majeurs sur deux échantillons représentatifs montre que les échantillons sans cordiérite (00-165) sont appauvris en Mn, Ca et Mg par rapport à ceux contenant de la cordiérite (00-166). Ce qui explique la nucléation du grenat riche en almandin et l'absence de cordiérite (Tableau 2).

Pressions et températures ont été estimées via le calcul de deux pseudosections en utilisant le logiciel THERMOCALC 3.2.1 [12]. Les conditions pour la phase M₁ du métamorphisme (échantillon 00-165), peuvent être estimées de l'ordre de 5,5 kbar et 580 °C (champ divariant à grenat–staurotide–biotite, Fig. 3(a), (c)). La pseudosection pour l'échantillon 00-166 montre que, d'une façon théorique, la staurotide n'est pas stable en présence de cordiérite (Fig. 3(b), (d)). Ceci implique que la staurotide a probablement cristallisé avant l'apparition de la cordiérite, en bon accord avec les microstructures associées. En d'autres termes, la composition sur roche totale n'est probablement pas exactement la composition effective de la roche à T_max pendant la phase M₂ du métamorphisme (métamorphisme de contact pendant l'exhumation). Le fractionnement compositionnel de cette roche après la première phase M₁ du métamorphisme a donc probablement favorisé la cristallisation de la cordiérite durant M₂ vers 525 °C et 2 kbar ; ceci, par exemple, au sein des biotites de première génération (M₁) plus riches en Mg. En résumé, les pseudosections calculées pour ces deux échantillons représentatifs montrent que, dans notre cas, la paragenèse staurotide–cordiérite dans le système KFMASH n'est pas stable en présence de muscovite (+ quartz + eau) [5,10]. Le chemin P–T résultant est donc un chemin horaire en décompression (Fig. 3). Il est important de noter ici que le caractère métastable de l'association staurotide–cordiérite–biotite–muscovite ne peut être généralisé pour décrire un chemin en décompression. En effet, pour des roches pauvre en potassium – ce qui n'est pas notre cas ici – la projection par la muscovite n'est plus possible dans le système KFMASH. Dans ce cas, staurotide–cordiérite–andalousite–biotite, par exemple, est un champ divariant stable mais sans muscovite. D'autre part, ce dernier champ peut être très proche d'un champ à staurotide–biotite–andalousite–muscovite et la muscovite théoriquement métastable peut très bien être encore présente. Un des exemples possibles pour ce type d'association faiblement métastable peut être trouvé au sein des « schistes X » de la Montagne Noire [8] et a été décrit comme une des paragenèses critiques du métamorphisme de contact dans cette zone [13]. Une analyse fine des microstructures et le calcul de pseudosections est donc nécessaire avant toute conclusion [9, cette étude].

Les pseudosections calculées, ainsi que les relations de phases et les microstructures associées [9], permettent de proposer un chemin horaire en décompression au sein des schistes cambro–ordoviciens du dôme de Bossòst. La phase M₁ du métamorphisme s'effectuerait à moyenne pression et haute température, alors que la phase M₂ prendrait place à basse pression et moyenne température. Cette décompression est à rattacher à la présence d'une zone de cisaillement majeure en extension vers l'est, au sud–est du dôme de Bossòst. Les contraintes temporelles pour ce détachement majeur sont, d'une part, la formation de la principale foliation durant le Westphalien moyen [7] et, d'autre part, l'emplacement du pluton granitique durant le Stéphanien [4]. Ce qui correspondrait à une courte période de temps pour l'extension vers l'est, dans un contexte régional NNE–SSW en compression [8]. Le même type d'extension tardi-varisque décrite dans le massif de l'Hospitalêt (zone axiale est) [15], ainsi que les conditions du métamorphisme dans le Massif de Lys-Caillaouas au sud [6] et dans le dôme de Soulcem à l'ouest du massif d'Aston [16], indiquent que l'extension tardi-varisque n'est pas un phénomène rare dans la zone axiale des Pyrénées.

The five samples of Cambro–Ordovician schist selected for mineral analyses (garnet, biotite, staurolite, muscovite and cordierite) are from the eastern part of the southern antiform (Fig. 1, Table 1). Two samples (00-166, 00-216) record the highest number of mineral phases. These are, in order of growth sequence, muscovite, biotite, garnet, staurolite, andalusite+second biotite, and cordierite. Centimetre-sized cordierite porphyroblasts are generally altered and contain inclusions of earlier phases and ilmenite. Samples 00-152 and 00-226 contain no andalusite, and cordierite porphyroblasts are less altered. Different from the other samples is 00-165, structurally overlying nearby 00-166, because it contains abundant large (∼5 mm) euhedral porphyroblasts of garnet and twinned staurolite. Cordierite is conspicuously absent.

Mineral analyses were carried out at the Johannes Gutenberg-University Mainz using a JEOL-JXA 8900 RL electron microprobe. The instrument is operated at an acceleration voltage of 20 kV and a beam current of 20 nA for garnet and staurolite measurements, and at 15 kV and 12 nA for biotite, cordierite and muscovite. Peak counts were measured for 15–30 s. The analytical precision of the oxides at the level of several weight percent is approximately 1–2% relative and, for oxides in lower abundance (<1 wt.%), the precision is 10–20% relative. Microprobe data were reduced using CIT–ZAF reduction procedures.

Garnet compositions differ significantly between cordierite–bearing and cordierite–absent assemblages (Table 1). Distinct garnet zoning patterns are observed in cordierite–bearing samples 00-152, 00-166 and 00-216. The almandine (Fe) component increases significantly from core to rim, while the spessartine (Mn) component decreases (Fig. 2). Low abundances and weak zoning characterize the pyrope (Mg) and grossular (Ca) components. Garnet inclusions in cordierite have similar rim compositions as matrix garnets and show no textural evidence of rim corrosion, suggesting that cordierite formation did not consume significant amounts of garnet. In contrast to cordierite–bearing assemblages, garnets of the cordierite–absent sample 00-165 are enriched in the almandine component (X_alm>85 versus X_alm 52–68). Zoning patterns are similar, but less pronounced (Fig. 2). All samples display constant Fe/(Fe+Mg) ratios along compositional profiles, suggesting constant temperatures during growth. Minor increases near the rim are attributed to re-equilibration during cooling [14].

Staurolite compositions differ between cordierite–bearing and –absent assemblages. Staurolite porphyroblasts of 00-165 are relatively enriched in Fe and depleted in Mg and Zn with respect to staurolites with co-existing cordierite. High Zn content (1.7 vol.% ZnO) of relict staurolite of 00-152 rimmed by muscovite pseudomorphs is attributed to back partitioning of Zn during temperature increase. All samples display moderate core–rim decreases in the Mg-content of staurolite. Sector zoning with low Mg-contents can be observed at boundaries of adjacent staurolite twins (Fig. 2).

Mg/(Mg+Fe) values of unaltered cordierite (00-152, 00-226) are in the order of 0.61–0.63. Significantly altered cordierite (00-166, 00-216) consists of fine–grained intergrowth of muscovite and chlorite, known as pinitization. Pinitic muscovite is relatively enriched in Mg and Fe, and depleted in Na, compared to matrix muscovite, preserving the chemical signature of the replaced cordierite. The composition of fine grained matrix muscovite is similar to that of younger coarse muscovite rimming staurolite or forming pseudomorphs after staurolite. Likewise, first generation biotite porphyroblasts do not differ in composition from second generation foliation-parallel biotite. We consider this as a result of chemical re-equilibration during cooling rather than an original feature. Biotite of one sample (00-216) has been chloritized, although it still can be distinguished optically, providing K for the pinitization process.

Ilmenite is abundant as inclusions in cordierite where it is thought to be a product of the breakdown of biotite to form cordierite, incorporating TiO₂ from biotite which is not accommodated by cordierite (Table 1). This concurs with a lower abundance of biotite inclusions in cordierite compared to biotite in the matrix.