En el ámbito de las Sierras Pampeanas Orientales de Argentina se ubican varios distritos auríferos y polimetálicos que fueron interpretados como producto de una época metalogenética comprendida entre los ~390 y ~290 Ma (Skirrow et al., 2000; Haeberlin et al., 2002; Mutti et al., 2007). Entre los más importantes pueden mencionarse los distritos de vetas auríferas Candelaria, San Ignacio y Río Hondo, en la Sierra Grande de Córdoba; las vetas polimetálicas de Pb-Ag-Zn de los distritos El Guaico y La Argentina, en la Sierra Grande de Córdoba y de los distritos Las Guindas y Oro en la Sierra de Comechingones (Fig. 1a), como así también distritos polimetálicos en la provincia de San Luis y el distrito aurífero El Abra en la Sierra de las Minas, provincia de La Rioja. Si bien en la actualidad no existe extracción metalífera en estas regiones, muchos de estos depósitos constituyeron minas en décadas pasadas con producción de metales base y metales preciosos.

Además de una asociación temporal los yacimientos mencionados comparten ciertas características geológicas diagnósticas y, aunque presentan variantes, es posible agruparlos dentro del modelo de vetas mesotermales emplazadas en cinturones metamórficos (Groves et al., 2003). Por lo general, estos depósitos se emplazan dentro o en las proximidades de fajas de cizalla dúctil-frágiles de variada extensión y desarrollo, originadas durante el Ordovícico y el Devónico Temprano. Las estructuras mineralizadas pueden alcanzar la decena de kilómetros y se desarrollan próximas a plutones graníticos devónico-carboníferos (Fig. 1a) cuya vinculación genética no está aún del todo resuelta. En todos los casos, las vetas mineralizadas desarrollan franjas de alteración hidrotermal controladas estructuralmente, donde una alteración sericítica es siempre dominante. En el contexto regional, una síntesis sobre esta tipología de depósitos fue realizada por Skirrow et al. (2000), Mutti et al. (2007) y más recientemente por Brodtkorb et al. (2014).

La presente contribución tiene como principal objetivo caracterizar la alteración hidrotermal vinculada con las mineralizaciones polimetálicas de la Sierra de Comechingones (distritos Las Guindas y Oro; Fig. 1), mediante la aplicación de tres herramientas: 1) espectroscopía de reflectancia, 2) susceptibilidad magnética y 3) petrografía; con el fin de aportar nuevos elementos indicadores para la identificación de rocas con alteración hidrotermal en las Sierras Pampeanas. La espectroscopía de reflectancia es una técnica conocida y efectiva para la identificación mineralógica que permite precisión en la definición de zonas y asociaciones de alteración hidrotermal en una amplia variedad de yacimientos y depósitos minerales (pórfidos cupríferos, epitermales de alta y baja sulfuración, sulfuros masivos, oro orogénico, depósitos kimberlíticos, skarns, entre otros; Hauff, 2008), sin embargo, su aplicación práctica sobre los depósitos mesotermales de las Sierras Pampeanas, no había sido hasta aquí corroborada.

Las micas blancas (sericita) de origen hidrotermal son minerales diagnósticos en las zonas alteradas y presentan respuestas espectrales características en la región del infrarrojo de onda corta (SWIR, 1000-2500 nm). Dentro de este grupo pueden incluirse variadas especies de filosilicatos di-octaédricos, de fórmula general (K, Na)₂ (Al, Fe, Mg)₄ (Al, Si)₈ O₂₀ (OH)_4, que forman una serie de soluciones sólidas entre muscovita, paragonita y celadonita. La sustitución de Al⁺³ por Mg⁺² y/o Fe⁺² en el sitio octaédrico de las micas blancas es uno de los cambios composicionales más frecuentes, que da lugar a la serie de las micas fengíticas (Ernst, 1963; Velde, 1965; Rieder et al., 1998; Yang et al., 2001), cuya ocurrencia suele ser utilizada como marcador mineralógico para la identificación de rocas afectadas por procesos hidrotermales (Yang et al., 2001; Tappert et al., 2013; Peter et al., 2015).

Numerosos estudios (Kruse & Hauff, 1991; Scott & Yang, 1997; Thompson et al., 1999; Herrmann et al., 2001; Yang et al., 2001 y 2011; Ducart et al., 2006; van Ruitenbeek et al., 2005 y 2006; Bishop et al., 2008; Hauff, 2008; Sonntag et al., 2012; Guo et al., 2012; Tappert et al., 2013; Laakso et al., 2015 y 2016; Peter et al., 2015) demuestran que la espectroscopía de reflectancia puede ser utilizada no sólo para identificar diversas especies de micas blancas sino para cuantificar sus variaciones composicionales debidas a procesos de sustitución iónica. El contenido de Al en el sitio octaédrico (Al^VI) es determinado por la posición (en longitudes de onda) del rasgo de absorción del enlace Al-OH alrededor de 2200 nm. En este sentido, la técnica espectral ofrece una alta eficiencia en rutinas de prospección y/o exploración minera ya que permite obtener un mayor volumen de información en cortos períodos de tiempo y a bajos costos, en comparación con otros métodos analíticos convencionales (microsonda electrónica, microscopio electrónico de barrido, fluorescencia de rayos X).

Si bien las zonas alteradas abordadas en este trabajo a escala regional están restringidas a los metalotectos estructurales, esto no ha significado una limitante en la aplicación de los métodos espectrales y magnéticos. Los diferentes parámetros obtenidos (composición de micas blancas, abundancia, índice de cristalinidad y susceptibilidad magnética) y el análisis de sus variaciones en las zonas próximas a las vetas mineralizadas, muestran la potencial utilidad de estas técnicas para la prospección de mineralizaciones auríferas y polimetálicas en las Sierras Pampeanas.

La Sierra de Comechingones constituye el cordón orográfico más austral de las Sierras de Córdoba (Fig. 1a) y está compuesta por un basamento ígneo-metamórfico de edad paleozoica, que ha evolucionado a través de diferentes eventos orogénicos como consecuencia de las continuas convergencias sobre el borde occidental del antiguo continente Gondwana (Otamendi et al., 2004). Las vetas polimetálicas con Pb-Zn-Cu-Ag-Au se emplazan en el ambiente metamórfico tanto dentro de la faja de cizalla Guacha Corral, la más extensa de las Sierras de Córdoba (Fagiano et al., 2002; Martino, 2003), como en zonas migmáticas poco o nada afectadas por la deformación milonítica.

El distrito Las Guindas se ubica en el sector central de la Sierra de Comechingones, en los alrededores del campo homónimo, al este del batolito devónico Cerro Áspero. Involucra dos importantes estructuras mineralizadas de rumbo NNO (Vetas Guindas-I y Guindas-II), de las más extensas observadas hasta el momento en todo el ámbito metamórfico (Fig. 1c). Por otro lado, el distrito Oro comprende un conjunto de seis vetas (Vetas Oro-II, Oro-III, Oro IV, Oro-V, Oro-VI y Oro-VII) de escaso desarrollo longitudinal y rumbos NNO y E-O, localizadas al norte de la Sierra de Comechingones (Fig. 1b). El emplazamiento ha sido controlado por estructuras frágiles de tipo strike-slip que cortan discordantemente los patrones de la foliación metamórfica y/o milonítica de las rocas hospedantes, generando desplazamientos de rumbo a diferentes escalas. De acuerdo con Maffini (2015) y Maffini et al. (en revisión), este conjunto de mineralizaciones polimetálicas fue producto de un evento hidrotermal ocurrido hacia fines del Paleozoico, durante un régimen tectónico transtensivo que sucedió a la intrusión de los batolitos devónicos Cerro Áspero y Achala. La movilización y circulación de los fluidos hidrotermales a través de sitios estructuralmente favorables de la corteza habrían sido impulsadas por una anomalía térmica regional generada por cuerpos intrusivos carboníferos no exhumados, cuya presencia ha sido inicialmente inferida por Lyons et al. (1997) y Sims et al. (1997) a partir de datos aeromagnéticos y recientemente avalada por nuevos estudios de geofísica efectuados por Radice et al. (2014).

En ambos distritos, las vetas se componen principalmente de cuarzo y la mineralización metalífera se distribuye de manera discontinua a lo largo de las estructuras, conformando bolsones mineralizados (ore shoots) que se intercalan con zonas estériles. En los ore shoots el cuarzo presenta contenidos variables de galena, esfalerita, pirita, calcopirita, tetraedrita y telururos de Ag(Au). En las zonas oxidadas se desarrolla una amplia variedad de minerales secundarios como covellina, limonitas, cerusita, anglesita, malaquita, azurita, smithsonita, hemimorfita y halogenuros de Ag (iodargirita; Maffini et al., 2013). Los análisis de geoquímica de metales preciosos efectuados por Maffini (2015) revelaron tenores de Au variables entre <0,03 y 10,54 g/t y tenores de Ag entre <2 y 216 g/t. Estas concentraciones fueron determinadas sobre muestras de superficie en diferentes segmentos de veta de 20-30 cm de espesor, donde los mayores valores se registraron en las zonas oxidadas y mayormente afectadas por los procesos supergénicos. Los metales preciosos Ag y Au se encuentran invariablemente ligados a altos contenidos de Pb, Zn y Cu, lo que demuestra la vinculación entre estos elementos durante los períodos de mineralización (Maffini, 2015).

La alteración hidrotermal de las rocas de caja constituye un metalotecto diagnóstico de las mineralizaciones en estudio y en todos los casos presenta un marcado control estructural, sin embargo, su distribución e intensidad son variables en las diferentes vetas. Las zonas alteradas conforman franjas continuas que siguen el rumbo general de las estructuras y en las cuales son evidentes los procesos de metasomatismo que transformaron textural y mineralógicamente a las rocas del basamento durante la circulación de los fluidos hidrotermales. El espesor de las zonas alteradas puede variar desde algunas decenas de centímetros hasta cinco metros desde el contacto con las vetas, siendo generalmente mayor en las zonas adyacentes a los ore shoots. El reemplazo de los minerales metamórficos por la asociación sericita-cuarzo fue el principal resultado de la interacción fluido-roca desde los inicios de la actividad hidrotermal en todos los sistemas de vetas observados.

Los estudios preliminares de inclusiones fluidas efectuados por Maffini (2015) en diferentes generaciones de cuarzo hidrotermal evidencian el entrampamiento de un fluido acuo-carbónico, de salinidad moderada a baja, con relaciones de fase variables entre H₂O, CO₂ y cristales hijos cuya composición se encuentra en fase de estudio. Las temperaturas de homogeneización obtenidas sugieren que la depositación mineral ocurrió en un rango de temperaturas mínimas de 180°-320°C. Las mayores temperaturas se correlacionan con un estadio temprano de mineralización en el que sólo ha precipitado cuarzo, mientras que las menores temperaturas se correlacionan con un segundo estadio de precipitación de las fases metálicas.

Si bien las metodologías y resultados presentados en este trabajo aportan elementos específicos al modelo metalogenético de las mineralizaciones hidrotermales polimetálicas de la Sierra de Comechingones, una caracterización ampliada de sus aspectos estructurales, mineralógicos, geoquímicos e isotópicos puede obtenerse de los trabajos de Maffini (2015) y Maffini et al. (2012; 2013; 2015 y en revisión).

Para el análisis espectral y de susceptibilidad magnética fueron recolectadas 23 muestras de roca de aproximadamente 10 x 10 cm de superficie, representativas de zonas alteradas y no alteradas. En el distrito Las Guindas se muestrearon las franjas de alteración en las dos vetas principales, Guindas-I y Guindas-II, en sus segmentos norte y sur (Fig. 1c), mientras que en el distrito Oro el muestreo abarcó a las vetas Oro-II y Oro-V que son portadoras de la mayor cantidad de mineralización en superficie (Fig. 1b). Vale aclarar que la subdivisión de las vetas Guindas en dos segmentos, norte y sur, responde a un criterio de ambiente de emplazamiento. Los segmentos norte de ambas estructuras se encuentran emplazados en protomilonitas y milonitas dentro del dominio de la faja de cizalla Guacha Corral, mientras que en los segmentos sur las vetas se hospedan en rocas migmáticas poco o nada deformadas. La extracción de las muestras se llevó a cabo mediante perfiles perpendiculares a las estructuras, abarcando las zonas alteradas desde el contacto inmediato con las vetas hasta las zonas sin alteración hidrotermal. En el caso particular de las vetas Oro, debido a que las zonas metasomáticas son generalmente de escaso desarrollo, sólo se tomaron pares de muestras correspondientes a roca alterada y roca no alterada. En todos los casos, la preparación de las muestras consistió en la eliminación de costras de meteorización y su secado al aire libre.

Las mediciones espectrales fueron realizadas en el Laboratório de Espectroscopia de Reflectância e Propriedades Físicas de Rocha de la Universidade de Brasilia (UnB) mediante la utilización de un espectroradiómetro ASD-FieldSpec3 Hi-Res (Analytical Spectral Devices). Este equipo mide la reflectancia en un rango de longitudes de onda entre el visible e infrarrojo próximo (VNIR: 350-1000 nm) e infrarrojo de onda corta (SWIR: 1000-2500 nm), con un intervalo de muestreo de 1,4-2 nm y una resolución espectral de 3-8 nm. Para su calibración se utilizó un panel de referencia estándar Spectralon^TM. Las mediciones fueron realizadas a través de una pistola de contacto con una ventana de adquisición de 1 cm², tomando sobre cada muestra entre 4 y 7 mediciones según sus heterogeneidades. Como resultado se obtuvo un total de 111 espectros de reflectancia.

El procesamiento e interpretación de las firmas espectrales fueron realizados por medio del programa TSG PRO teniendo en cuenta tres objetivos principales: 1) caracterizar la mineralogía de cada muestra, 2) determinar las proporciones entre mica blanca y esmectita resultantes de la mezcla mineral y 3) determinar el ordenamiento estructural o cristalinidad de micas blancas y caolinita. Para tales fines, fueron analizadas la profundidad, forma y longitud de onda de los principales rasgos de absorción y luego comparados con firmas espectrales de referencia de la biblioteca espectral de la USGS.

La composición de las micas blancas ha sido determinada a partir de la posición del rasgo de máxima absorción que refleja el contenido de Al^VI, alrededor de los 2200 nm. En base a este parámetro y de acuerdo con Pontual et al. (1997) la clasificación de las micas blancas es la siguiente:

Esta clasificación de las micas blancas revela el grado de sensibilidad que los espectroradiómetros ofrecen a los mecanismos de sustitución iónica. A mayores contenidos de Al en el sitio octaédrico, el rasgo de máxima absorción del enlace Al-OH se desplaza hacia menores longitudes de onda, mientras que al aumentar las proporciones relativas de Mg y Fe la absorción ocurre a mayores longitudes de onda.

El índice de cristalinidad (IC) de las micas blancas fue calculado cuantitativamente en base a los conceptos de Pontual et al. (1997) mediante la siguiente relación: [profundidad del rasgo de absorción Al-OH (2200 nm)] / [profundidad del rasgo de absorción H₂O (1900 nm)]. Un incremento en el contenido de H₂O molecular se traduce en una disminución de la cristalinidad y, por consiguiente, en menores valores del IC. De este modo, valores del IC < 1 implican una mayor profundidad del rasgo de absorción de H₂O con respecto al enlace AL-OH y cristalinidades bajas. Por el contrario, valores del IC > 1 implican una mayor absorción del enlace AL-OH con respecto al de H₂O y cristalinidades moderadas a altas. Este parámetro, además, puede ser utilizado como un indicador de la proporción relativa entre micas blancas y esmectita en mezclas interestratificadas, donde su valor disminuye conforme aumenta la proporción de esmectita.

La abundancia relativa de micas blancas fue calculada a partir de la profundidad del rasgo de absorción del enlace Al-OH. Este es un valor adimensional relativo que puede estar influenciado por la presencia de otros minerales con Al en su composición (ej. clorita).

Las mismas muestras sometidas al análisis espectral fueron analizadas con un susceptibilímetro MPP-EM2S+ (Multi Parameter Probe) fabricado por la Instrumentation GDD INC. Este instrumento consiste de una pistola ligada a una unidad de lectura (Palm Top) y los valores de susceptibilidad magnética son obtenidos en unidades x 10^-3 SI.

La aplicación de técnicas espectrales y magnéticas permitió en este trabajo no sólo precisar la distribución de las diferentes asociaciones minerales sino también establecer variaciones composicionales, de abundancia y de cristalinidad dentro de una misma asociación. En la Tabla 1 se detallan las variaciones encontradas en las asociaciones minerales dentro de los perfiles perpendiculares a las estructuras mineralizadas, desde las zonas proximales a las vetas hacia la roca no alterada. Por otro lado, en las Figs. 3 y 4 pueden observarse los resultados en dos de las zonas de muestreo de las vetas Guindas-I y Guindas-II, respectivamente (ver ubicación en Fig. 1c). Para cada zona se presenta un mapa esquemático con la localización de las muestras estudiadas y la distribución de las asociaciones de alteración (Figs. 3a y 4a), los espectros de reflectancia representativos de cada muestra (Figs. 3b y 4b) y gráficos de variación de diferentes parámetros espectrales y de la susceptibilidad magnética (Figs. 3c y 4c).

Exceptuando las milonitas retrogradadas a facies de esquistos verdes de la faja de cizalla Guacha Corral, las rocas del basamento no afectadas por la alteración hidrotermal carecen generalmente de micas blancas y la biotita es el filosilicato predominante (Tabla 1). Los espectros de reflectancia obtenidos en milonitas y en migmatitas no alteradas, indicaron la presencia de caolinita de grado de cristalinidad variable, cuyo origen se atribuye estrictamente a la meteorización de los feldespatos.

La espectroscopía de reflectancia mostró resultados consistentes con la petrografía. Las micas blancas (illita) son los minerales de alteración más abundantes y conspicuos en ambos distritos, con ocurrencias locales de esmectita, clorita, calcita, siderita y epidoto. La abundancia relativa de mica blanca en las rocas alteradas es entre 2 y 4 veces mayor respecto de las milonitas de la faja de cizalla y entre 10 y 20 veces mayor respecto de las migmatitas no afectadas por el proceso hidrotermal. En los gráficos de las Figs. 3c y 4c puede observarse que el parámetro de abundancia presenta un rango de variación para cada muestra analizada, sin embargo, el conjunto de valores muestra un patrón de aumento desde las zonas no alteradas hacia el contacto con las vetas. Este parámetro puede ser, por lo tanto, utilizado como un vector hacia las mineralizaciones, exceptuando casos puntuales en que la alteración hidrotermal se desarrolla sobre anfibolitas y la asociación de carbonatos domina por sobre la sericitización.

En la veta Guindas-I, tanto en su segmento norte como sur, se identificó una zonación en la asociación sericita-cuarzo, con illita pura en la zona proximal a las vetas a illita/esmectita (montmorillonita) y clorita en la zona distal, conformando posiblemente una interestratificación (mixed-layer clays) (Tabla 1 y Fig. 3a). La presencia de esmectita es evidenciada en los espectros por un leve incremento en la profundidad del rasgo de absorción de H₂O alrededor de 1900 nm (Fig. 3b). En el segmento sur de la veta Guindas-I se observó un rasgo particular en la composición de la illita, que posee una tendencia fengítica cerca de las vetas mineralizadas y varía a una composición “normal” potásica al aumentar la distancia (Tabla 1). La componente fengítica fue evidenciada en este caso por valores del rasgo de absorción de Al-OH entre 2211 y 2215 nm, mientras que las micas de la zona distal presentaron valores entre 2207 y 2210 nm, indicativos de contenidos de Al^VI cercanos a la fórmula ideal de la illita (4 a.p.f.u.). En el segmento norte de la misma estructura, la absorción Al-OH ocurrió en un rango de 2202 y 2211 nm, con una marcada correlación positiva entre este parámetro y el parámetro de abundancia (Fig. 3c).

En el caso de la veta Guindas-II, la composición de la illita no ha mostrado variaciones dentro de las zonas alteradas, presenta una tendencia fengítica en los dos segmentos muestreados con rasgos de absorción de Al-OH entre 2210 y 2213 nm (Fig. 4a y b). Esta componente fengítica e incluso la ocurrencia de celadonita en proximidades a la veta Guindas-II, ha sido también detectada a través de estudios de Difracción de Rayos X (DRX) de fracciones de illita < 2µ, efectuados por Maffini et al. (en revisión). Por otro lado, no se observaron en esta estructura interestratificaciones de illita/esmectita, aunque sí la aparición de clorita preferentemente en las zonas distales (Tabla 1 y Fig. 4).

En las vetas Oro, la illita hidrotermal es de composición normal, con valores del rasgo de absorción de Al-OH entre 2205 y 2209 nm. En el caso particular de la veta Oro-II, existe una interestratificación con mayor proporción de esmectita que de illita, evidenciada en los espectros por una mayor profundidad del rasgo de absorción de H₂O con respecto al rasgo de Al-OH. En este sector la clorita está ausente y aparece epidoto dentro de la asociación hidrotermal (Tabla 1).

Los valores del índice de cristalinidad (IC) de las micas blancas calculados a partir de los datos espectrales resultaron > 1 en la totalidad de los perfiles analizados del distrito Las Guindas, indicando de acuerdo con Pontual et al. (1997), cristalinidades de la illita moderadas a altas. En la veta Guindas-I se registraron valores del IC variables en un rango de 1,21-3; mientras que en la veta Guindas-II la illita hidrotermal alcanza una mayor cristalinidad, con IC comprendidos entre 1,65–3,92. En todas las zonas muestreadas de este distrito los valores del IC muestran, en conjunto, un patrón de aumento dentro de las zonas alteradas conforme aumenta la proximidad a las vetas (Figs. 3c y 4c). A su vez, estos IC obtenidos a partir de los datos espectrales muestran coherencia con los Índices de Kübler (IK; Kübler, 1987) obtenidos por Maffini et al. (en revisión) en muestras proximales de los mismos perfiles, con valores característicos entre 0,21-0,23 correspondientes a los politipos 2M1 + 1M.

En el distrito Oro se observaron diferencias notorias en la cristalinidad de la illita de las dos vetas estudiadas. Por un lado, los IC ≈ 2 e IK≈ 0,20 (Maffini et al. en revisión) a lo largo de la veta Oro-V son similares a los obtenidos en el distrito Las Guindas, sin embargo, en la veta Oro-II la illita hidrotermal es de baja cristalinidad (IC = 0,42-0,92) y se encuentra subordinada a la esmectita, tal como fue descripto anteriormente.

Salvo en escasas excepciones, los espectros de reflectancia de los perfiles estudiados revelaron la conspicua presencia de goethita y/o hematita dentro de las franjas alteradas, en zonas proximales y distales (Tabla 1; Figs. 3 y 4), siendo esto consistente con la amplia distribución de los procesos de oxidación observados en el campo y en la petrografía.

Los valores promedio de susceptibilidad magnética de las rocas con alteración hidrotermal resultaron entre 2 a 4,25 veces inferiores con respecto a los valores típicos de las metamorfitas no alteradas en la zona de Las Guindas y de 1,5 a 3 veces inferiores en la zona de las vetas Oro. De acuerdo con los datos obtenidos, fue posible identificar diferentes comportamientos magnéticos de las rocas, sin duda vinculados con la composición mineralógica y sobre todo con el estado de oxidación del Fe en los minerales. En la Tabla 2 se muestran los diferentes rangos de susceptibilidad magnética característicos de cada asociación mineral. Además de apreciarse cómo en las zonas de alteración hidrotermal, se reducen los valores de susceptibilidad magnética de las rocas (Figs. 3c y 4c), se observa claramente cómo esta reducción alcanza su mayor magnitud cuando illita (independientemente de su composición) se encuentra asociada con hematita–goethita (Fe⁺³). Asimismo, puede verse que ante la presencia de clorita o siderita (Fe⁺²) la disminución de la susceptibilidad magnética es menos marcada.

Tal como ha sido demostrado en diversos estudios mineralógicos y metalogenéticos, la estabilidad de los minerales de alteración dentro de un ambiente hidrotermal depende principalmente de tres factores: 1) temperatura, 2) pH del fluido y 3) composición química del sistema fluido-roca (Hemley & Jones, 1964; Steiner, 1968; Meunier & Velde, 1982; Bishop & Bird, 1987; Eberl et al., 1987; Reyes, 1990). En los distritos estudiados, la composición química y mineralógica de las rocas del basamento ejerció un importante control sobre la composición de los productos hidrotermales y esto puede verse reflejado en la distribución de las asociaciones sericita-cuarzo y siderita-calcita. Mientras que la asociación sericita-cuarzo, de amplio desarrollo y continuidad, ha sido el principal resultado de la alteración de rocas migmáticas –con diferentes grados de deformación-, la asociación siderita-calcita se desarrolló selectivamente en zonas donde los fluidos hidrotermales alteraron anfibolitas. En estos casos, la precipitación de los carbonatos se vio favorecida por una alta disponibilidad de Ca y Fe liberados de la paragénesis primaria. El estado de oxidación del Fe⁺² en todos los minerales de origen hidrotermal (siderita, illita con tendencia fengítica, clorita, pirita) pone de manifiesto el carácter reducido de los fluidos durante los procesos de alteración. Los principales mecanismos redox que condujeron a la oxidación y precipitación de Fe⁺³ se vinculan con los estadios de alteración supergénica.

Las mismas variables de temperatura, acidez del fluido y composición del sistema fluido-roca son las que también controlan los mecanismos de sustitución iónica en las micas blancas. Mayores temperaturas y mayor acidez relativa de los fluidos hidrotermales favorecen los procesos de hidrólisis y la formación de micas di-octaédricas más ricas en Al (Bishop & Bird, 1987; Yang et al., 2001; Tappert et al., 2013). A su vez, la relación Mg-Fe/Al en el sistema fluido-roca juega un rol clave en la generación de micas fengíticas (Yang et al., 2001). En nuestro estudio, la posición del rasgo de absorción del enlace Al-OH ha sido el principal parámetro indicador de los mecanismos de sustitución iónica y de la variación composicional de las micas blancas en las diferentes áreas muestreadas, desde potásicas (longitudes de onda cercanas a 2200 nm) a micas con tendencia fengítica, con menor contenido relativo de Al^VI (longitudes de onda > a 2210 nm). Debido a que este rasgo de absorción Al-OH nunca excedió los 2215 nm, puede interpretarse que la sustitución iónica de Al por Fe y/o Mg en el sitio octaédrico en ninguno de los casos analizados ha sido completa, sin embargo, la cuantificación más precisa de estos mecanismos requeriría de análisis de química mineral, previstos para una instancia próxima de estudio. Asimismo, los máximos valores de absorción (alrededor de 2215 nm) se observaron en muestras con presencia de otras especies minerales conteniendo Fe⁺², como siderita o clorita, lo que evidencia la disponibilidad de este elemento en el sistema. En las Sierras Pampeanas, la illita con tendencia fengítica podría ser de ahora en más utilizada como indicador mineralógico en el reconocimiento de áreas alteradas hidrotermalmente, uno de los principales objetivos en cualquier esquema de prospección minera.

La cristalinidad de la illita demostró ser un parámetro vector que se incrementa ligeramente dentro de las zonas alteradas conforme aumenta la proximidad a las vetas mineralizadas. Los valores > 1 del índice de cristalinidad (IC) obtenidos en la totalidad de los perfiles del distrito Las Guindas y en uno de los perfiles del distrito Oro, revelaron cristalinidades de la illita de moderadas a altas, consistentes con los índices de Kübler entre 0,21-0,23 y con la presencia de politipos 2M1+1M determinados por Maffini et al. (en revisión). En los espectros de reflectancia, las illitas 2M presentan típicamente rasgos de absorción pronunciados y relativamente simétricos del enlace Al-OH (Figs. 3b y 4b) en comparación con las illitas de menor orden estructural (1M), en las que este rasgo presenta menor profundidad y simetría (Kruse & Hauff, 1991).

En los sistemas hidrotermales, los cambios en el ordenamiento estructural de las micas y/o arcillas se llevan a cabo a temperaturas específicas por lo que a menudo pueden ser utilizadas como geotermómetros. Exceptuando el caso de la veta Oro-II, los parámetros espectrales obtenidos en este trabajo (IC, variedad de micas blancas) y los parámetros obtenidos por DRX en las muestras proximales a las vetas mineralizadas (IK y politipos de illita; Maffini et al. en revisión), permiten restringir la temperatura de los fluidos hidrotermales en un rango aproximado entre 220°-300°C (illitas de anquizona-epizona en el esquema de Kübler, 1987 y Kübler & Jaboyedoff, 2000), dentro del cual la ocurrencia de composiciones fengíticas es posible (Steiner, 1968 y 1977; Reyes, 1990; Meunier & Velde, 1982 y 2013). Este rango resulta consistente con el rango de temperaturas de homogeneización (180°-320°C) obtenido por Maffini (2015) en las inclusiones fluidas del cuarzo hidrotermal, por lo tanto, la depositación mineral y la alteración sericítica podrían haber ocurrido a temperaturas similares.

La ligera disminución del IC y la generación de arcillas expansibles (esmectita) son un reflejo de la disminución de la temperatura de los fluidos hidrotermales hacia las zonas distales de las vetas, donde la illita sufre una transformación gradual a través de una serie de estructuras interestratificadas progresivamente más desordenadas. Al incrementarse la distancia desde las vetas mineralizadas y consecuentemente al disminuir la relación fluido/roca, ocurre un aumento en la proporción de esmectita hidrotermal que está principalmente regulado por la temperatura. Las mezclas interestratificadas de illita/esmectita (con illita > esmectita) se originan a temperaturas intermedias, entre aproximadamente 150° y 220°C (Velde, 1965; Steiner, 1968; Harvey & Browne, 1991; Meunier & Velde, 1982 y 2013). Una temperatura de reacción por debajo de dicho intervalo conllevaría a una relación de tipo esmectita > illita, la cual sólo fue observada en la estructura de la veta Oro-II. Al considerar que cada veta o estructura mineralizada constituye un sistema relativamente aislado dentro del ambiente hidrotermal, son entonces esperables dentro de un mismo distrito determinadas diferencias de las variables físico-químicas que rigen durante el emplazamiento.

Se asume que la oxidación supergénica jugó un rol clave en el comportamiento magnético de las rocas. Mientras que los procesos de alteración hidrotermal condujeron principalmente a la formación de especies minerales portadoras de Fe⁺², la alteración supergénica condujo a la generación de especies oxidadas (Fe⁺³), responsables de la disminución de los valores de susceptibilidad magnética. La menor susceptibilidad magnética de las zonas alteradas es una característica común en éste y otros estilos de mineralización, tal como ha sido señalado por diversos autores en distintos ejemplos de Argentina y el mundo (Lapointe et al., 1986; Irvine & Smith, 1990; Skirrow et al., 2000; Asadi & Hale, 2001; Gettings, 2005), en su gran mayoría vinculada con el desarrollo de zonas de hematización.