Caracterización petrográa, geoquímica y edad U-Pb (ID-TIMS) de la Formación Espinal cerca del límite de Sierras Pampeanas con la Precordillera de Jagüé, La Rioja (Argentina)

 

Paula Verónica FRIGERIO¹; Carlos Alberto CINGOLANI²; Miguel Angelo STIPP BASEI³

¹⁾ Parque de Ciencias UNLP, Av. Calchaquí km 23,5. CP: 1888, Florencio Varela, Buenos Aires. paulaverofrigerio@yahoo.com
²⁾ División Geología Museo de La Plata y CIG (UNLP-CONICET), calle 1 n. 644, La Plata. ccingola@cig.museo.unlp.edu.ar
³)  CPGeo-USP, Sao Paulo, Brasil. baseimas@usp.br

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Resumen: LA FORMACIÓN ESPINAL EN LOS AFLORAMIENTOS CERCANOS AL LÍMITE NORTE DE SIERRAS PAMPEANAS CON LA PRECORDILLERA DE JAGÜÉ, LA RIOJA (ARGENTINA). Se analizan los aforamientos de la Formación Espinal en el margen occidental de la Sierra de Toro Negro, al norte del Bolsón de Jagüé, La Rioja, cerca del límite tectónico con los aforamientos de la denominada Precordillera de Jagüé. Esta unidad corresponde al basamento de medio a alto grado de Sierras Pampeanas Occidentales. Se presentan datos de petrografía, geoquímica y una edad U-Pb TIMS en circones detríticos de 905 +14/-13 Ma, (MSWD = 0,74; discordia) ligeramente más joven que otras edades obtenidas para esta unidad pero aun comparables con las del ciclo Grenvilliano. Las litologías predominantes son gneises y esquistos anfbólicos, granatíferos y biotíticos con evidencias de retrogradación. La composición y textura de las muestras son coherentes con un origen sedimentario e ígneo para estos aforamientos. Estas rocas se distinguen de aquellas del basamento de la Precordillera-Cuyania principalmente por el mayor grado metamóro.

Palabras clave: Formación Espinal. Sierras Pampeanas Occidentales. Basamento. Límite occidental, Terreno Cuyania.

Abstract: THE ESPINAL FORMATION IN THE OUTCROPS NEAR THE NORTHERN LIMIT WITHIN THE PAMPEAN RANGES AND THE PRECORDILLERA OF JAGÜÉ, LA RIOJA (ARGENTINA).The out-crops of the Espinal Formation in the western margin of the Toro Negro Range, north of the Bolsón de Jagüé, La Rioja, near the tectonic limit with the outcrop of the Precordillera of Jagüé are analyzed. This unit corresponds to the medium to high grade metamorphic basement of the Western Pampean Ranges. Petrography, geochemistry and a U-Pb TIMS age on detrital circóns of 905 +14/-13 Ma, (MSWD = 0,74; discordia)are presented. This age is slightly younger than others obtained for this unit but still comparable with the Grenvillian cicle. The dominant lithologies are amphibolic, granatiferous and biotitic gneises and schists with evidences of retrogradation. The composition and texture of the samples points to a sedimentary and igneous origin for these outcrops. These rocks distinguishes from the ones that forms the basement of the Precordillera-Cuyania, mainly because the higher metamorphic grade.

Key words: Espinal Formation. Western Pampean Ranges. Basement. Western limit. Cuyania Terrane.

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Introducción

La Formación Espinal fue definida por Turner (1960) en la Sierra del Espinal, extendiéndose hacia el norte por la Sierra de Toro Negro. Incluye esquistos, anfbolitas, gneises, metacuarcitas y mármoles; todo el conjunto está intruido por rocas ultrabásicas. Constituye parte del basamento metamóro de medio y alto grado de las Sierras Pampeanas noroccidentales y posee una composición y estructura compleja. Existe muy poca información sobre estudios especíos de esta unidad en todos los aforamientos que se encuentran al oeste de la Sierra del Toro Negro, al noroeste de La Rioja. Puede citarse como principal referencia la descripción que hace Maisonave (1979) en la Hoja Geológica14c Cerro Cuminchango.

En este trabajo se caracteriza un sector de aforamientos de la Formación Espinal de difícil acceso, sobre la Quebrada del Río Frío al norte del Bolsón de Jagüé, cerca del límite norte con la Precordillera, aportando con nuevos datos petroGráficos, geoquímicos y geocro-nológicos. Hacia el oeste de los aforamientos estudiados las Sierras Pampeanas Occidentales se ponen en contacto tectónico con metasedimentitas ordovícicas de la Precordillera de Jagüé (Formación Del Salto, Frigerio, 2008a; Frigerio et al., 2009; Frigerio, 2011, 2013)(figura 1).

Tradicionalmente se consideró a la Formación Espinal como el basamento de la Pre-cordillera de Jagüé ya que allí la secuencia empezaba con esquistos verdes y rocas calcáreas de la Formación Río Bonete que se consideraban ordovícicas por correlación con las metasedi-mentitas portadoras de fósiles descriptas por Aceñolaza et al. (1971). Sin embargo recientes estudios de detalle y dataciones isotópicas de las rocas permitieron precisar la edad de aporte principal de los esquistos verdes dentro del Mesoproterozoico (ca. 1000 Ma, Frigerio, 2011, 2013). Así, la Formación Río Bonete s.s. agrupa a las rocas más antiguas de la Precordillera de Jagüé (Frigerio et al., 2009; Frigerio, 2011, 2013) diferenciándose de las metasedimentitas mencionadas y de la Formación Espinal principalmente por su composición y grado metamóro. El contacto entre ambos tipos litológicos no está expuesto a la observación. En este sentido, la zona de cizalla conocida como faja de deformación de Jagüé (Martino y Astini, 1998) podría ser la conexión entre ellos. El Granito Potrerillos (Carbonífero Inferior, Maisonave, 1979; Frigerio, 2008b; Frigerio et al., 2012, 2013) se encuentra entre las dos unidades intruyendo las metasedi-mentitas marinas ordovícicas de la Formación Del Salto (Frigerio, 2011, 2013), probablemente aprovechando la zona de debilidad para emplazarse.

A las rocas que componen a la Formación Espinal como área de basamento ígneo-metamóro se las incluye como parte de diferentes terrenos alóctonos o paraautóctonos que se habrían acrecionado al margen occidental de Gondwana durante el Paleozoico Inferior (Aceñolaza et al., 2002; Aceñolaza y Toselli, 1988, 2000; Astini et al., 1995; Dalziel, 1997; Dalla Salda et al., 1993; Ramos et al., 1986, 1993, 1998; Rapela et al., 2010; Thomas y Astini, 1996, 1999; ver también la síntesis en Fauqué y Villar, 2003; Rapela et al., 2010; Varela et al., 2011), constituyendo los bloques más septentrionales del terreno Precordillera-Cuyania.

En la Sierra de Umango la Formación homónima (Arigós, 1956) presenta edades me-soproterozoicas pero se diferencia de la Formación Espinal porque reúne rocas de bajo grado metamóro (Varela et al., 2003, 2011) que se correlacionarían con la Formación Río Bonete s.s..

Ubicación del área de estudio

Las rocas estudiadas se encuentran entre las coordenadas 28º 27’10,1” S y 68º 22’56,1” O (2230 m.s.n.m.), sobre la quebrada del río Frío, al oeste del río Cuminchango (figura 1). Corresponden al margen más occidental de los aforamientos de la Formación Espinal en la Sierra del Toro Negro, donde este basamento se pone en contacto a través de fracturas con unidades ordovícicas y del Paleozoico Superior de la Precordillera de Jagüé al oeste, y con rocas terciarias y sedimentos cuaternarios del Bolsón de Jagüé al sur y este (figura 1).

 

Figura 1. Mapa de ubicación. Figure 1. Location map.

Metodología

Se estudiaron las relaciones de campo y litologías presentes, midiéndose las estructuras observadas. Se seleccionaron y orientaron ocho muestras de mano (J1 a J6, QRF-B1 y QRF-B2) para su posterior análisis de gabinete y laboratorio. Se hicieron cortes delgados de todas las muestras para su estudio petroGráfico al microscopio de polarización, teniendo en cuenta la orientación de los especímenes. Las muestras QRF-B1 y QRF-B2 se procesaron para estudios geoquímicos realizados en ACME Analytical Laboratories Ltd. (Canadá). De la muestra QRF-B1 se concentraron los minerales pesados entre los que se seleccionaron grupos de circones para su caracterización y datación por U-Pb bajo el método de dilución isotópica (ID) utilizando el espectrómetro de masas tipo TIMS en el Centro de Pesquisas Geocronológicas (CPGeo) de la Universidad de Sao Paulo, Brasil.

Resultados

Características de los aforamientos

El aspecto general del basamento en éste sector es heterogéneo. Aparecen rocas bien foliadas con coloraciones generalmente oscuras, compuestas por gneises y esquistos anfbóli-cos, granatíferos y biotíticos. Las rocas están afectadas por metamorfsmo de medio a alto grado, con predominio de un bandeado composicional (bandeado gnéisico) y lineación mineral de inosilicatos oscuros (Anf /Cpx) y cuarzo (figura 2a-d). La deformación está caracterizada por milonitización y plegamientos a escala mesoscópica (figura 2d). La foliación tiene una actitud 153º/33º O, Rbz 230º/45º, Rbz 229º/44º, mientras que la lineación mineral sobre el plano de foliación tiene una actitud dominante Rbz 260º/41º en este sector. Los minerales accesorios más comunes son apatita, circón y minerales opacos. Se distinguen flones compuestos por cuarzo, feldespato, anfíbol y granate que en general son coherentes con la foliación, aunque algunos son discordantes.

Figura 2. a, b)-Aspecto general de los aforamientos de la Formación Espinal sobre la desembocadura del río Frío, al norte del Bolsón de Jagüé. Se observa la fuerte foliación, con plegamientos de distinta escala y variaciones litológi-cas. c,d)- Detalles de la foliación. Los círculos marcan la ubicación de la piqueta geológica como escala. Figure 2. a, b)-General aspect of the outcrops of the Espinal Formation at the Frio River mouth, in the north of the Bolsón of Jagüé. The strong foliation is observed, with different scales of folding and lithologic variations. c,d)- Details of the foliation. The circles mark the location of a rock peak as scale.

 

Figura 3. Microfotografías de los cortes delgados correspondientes a anfbolitas y gneisses anfbólicos de la Formación Espinal. Fotos 1a-b, 2a-b, 3a-b, 4 y 6a-b corresponden a la muestra QRF-B1(A); fotos 7a-b: a la muestra QRF-B1(B); foto 5: a la muestra J1; fotos 8, 9a-b: a la muestra J6. La escala es de 200 μm, excepto en las fotos 6a-b que es de 100μm. La composición y textura general de las rocas puede apreciarse en las fotos 1a, 2a, 1b, 2b, 4, 9a-b. En fotos 1a-b: titanita asociada a opacos en una lente compuesta por anfíbol y cuarzo. En 2a-b: núcleo de Cpx con manto y colas de anfíbol más cuarzo. En 3a-b: dominio rico en plagioclasas. En 4: asociación de biotita con opaco y titanita y anfíbol con cuarzo en una lente de dominio máo rodeado por venas de cuarzo; arriba a la derecha se ve un sector feldespático con abundante alteración sericítica. En 5: detalle de corona de titanita sobre un mineral opaco intersticial, probablemente ilmenita, entre anfíboles. En 6a-b: anfíbol con inclusiones de cuarzo y de biotita alterada a clorita. En 7a-b: desarrollo de un anillo de anfíbol y cuarzo a partir de la retrogradación de un cristal de clinopiroxeno que engloba una plagioclasa. En 8: área rica en feldespato en un sector con predominio de microclino. En 9a-b: composición y orientación de los componentes principales de las rocas.
Figure 3. Thin section microphotographies of an amphibolite and amphibolitic gneisses from the Espinal Formation. Photos 1a-b, 2a-b, 3a-b, 4 and 6a-b belonging to the sample QRF-B1(A); photos 7a-b to the sample QRF-B1(B); photo 5: sample J1; photos 8, 9a-b: be-longing to the sample J6. The scale is 200 μm for almost all of them but photos 6a-b have a 100μm scale. The composition and the texture of the rocks can be seen in photos 1a, 2a, 1b, 2b, 4, 9a-b. In photos 1a-b: titanite is associated with opaques within a lens composed by amphibole and quartz. In 2a-b: center of Cpx with layer and fakes of amphibole and quartz. In 3a-b: abundance of plagioclases. In 4: association of biotite with opaques and titanite with amphiboles and quartz within a ma lens surrounded by quartz veins, To the top right a feldpathic sector with abundant sericite alteration. In 5: detail of titanite over an opaque mineral, probably ilmenite, within amphiboles. In 6a-b: amphibole with quartz inclusions and biotite altered to chlorite. In 7a-b development of an amphibole ring and quartz from the retro-gradation of a clinopiroxene crystal surrounding plagioclase. In 8: feldspathic and microcline rich sector. In 9a-b: main composition and orientation of the studied rocks.

 

Figura 4. Microfotografías de los cortes delgados correspondientes a gneisses y esquistos biotíticos de la Formación Espinal. La escala es de 200 µm, excepto en la foto f que es de 100µm. Fotos b, d, f: muestra J4; fotos a, c, e: muestra J5. Los componentes principales son biotita (Bt), feldespatos (especialmente Pl) y cuarzo, con presencia común de granate (fotos b, e) y segregación de venas de cuarzo (foto c). Los feldespatos se encuentran comúnmente alterados a sericita (foto f). Se ha observado el desarrollo de mirmequitas (foto d). Figure 4. Microphotographs from thin sections belonging to gneisses and biotitic schist from the Espinal Formation The scale is of 200 μm, except for photo f with a 100μm scale. Photos b, d, f: sample J4; photos a, c, e: sample J5. The main components are biotite (Bt), feldspars (specially plagioclase) and quartz, showing garnet (photos b, e) and segregation of quartz veins (photo c). The feldspars are usually altered to sericite (photo f). Feldspar and quartz intergrowing development have also been observed (photo d).

Petrografía

En este sector del basamento aparecen dos tipos litológicos predominantes: anfbolitas o gneises anfbólicos y gneises o esquistos biotíticos. Además se encuentran gneises anfbólico-biotíticos, que serían rocas transicionales entre ambos extremos. A continuación se describen las distintas litologías encontradas; en la tabla 1 se puede consultar la descripción de detalle.

Anfbolitas o gneises anfbólicos (figura 3), compuestos por anfíbol verde (Hbl), clino-piroxeno incoloro, plagioclasa, cuarzo y escaso feldespato potásico como microclino. Pueden aparecer además porfrocristales relícticos de clinopiroxeno incoloro con coronas y a veces parches de anfíbol por transformación del piroxeno. También se presenta epidoto, calcita, biotita, y titanita, esta última generada comúnmente como coronas a expensas de opacos anhedrales y generalmente intersticiales (ilmenita?). Localmente pueden observarse mirmequitas.

La alteración principal es sericítica o saussuritización de las plagioclasas. La muestra J2 presenta parches de un mineral incoloro y muy fbroso, producto de la retrogradación de inosilicatos (tremolita?).

Gneises o esquistos biotíticos (figura 4) compuestos principalmente por biotita, plagio-clasa, cuarzo, a veces feldespato potásico, y granate (almandino). Además se pueden observar algunas plagioclasas mirmequíticas. El granate crece a partir de la biotita. Puede registrarse muscovita y clorita a partir de la biotita. En la muestra J4 existen escasas concentraciones de un mineral similar a tremolita, incolora y muy fbrosa.

Gneises anfbólico – biotíticos (figura 5). Son sectores transicionales entre ambos extremos litológicos. Presentan una asociación mineral intermedia, con anfíbol y biotita, además de plagioclasa, cuarzo y microclino (muestra J3).

Figura 5. Microfotografías de los cortes delgados correspondientes a gneisses anfbólico-biotíticos de la Formación Espinal (muestra J3). La escala es de 200 μm en cada imagen. Compuestos por biotita (Bt), anfbol (Anf), feldespato y cuarzo (Qtz), con presencia de granate (Grt, foto 2). Entre los feldespatos predomina la plagioclasa (Pl) y subordinado el microclino, comúnmente se encuentran parches de alteración sericítica (Src). Figure 5. Microphotographies of the thin sections corresponding to amphibolic-biotitic gneisses of the Espinal Formation (sample J3). The scale is 200 μm in each image. Composition is biotite (Bt), amphibole (Anf), feldspar and quartz (Qtz), and presence of garnet (Grt, image 2).Plagioclases dominate between feldspars (Pl) and subordinate microcline; patches of sericitic alteration (Src) are frequently found.

Geoquímica

Las dos muestras analizadas corresponden a gneises anfbólicos (tabla 2). Ambas presentan composiciones similares tanto de elementos mayoritarios como minoritarios y trazas, con valores de LOI inferiores o iguales a 2 %. La composición geoquímica dominante presenta similitudes con la de una roca tipo vaque. El contenido de SiO₂ se encuentra entre 60,35 y 60,98 %, el de Al₂O₃ entre 14,68 y 14,79 %, presentan altos tenores de CaO (7,35 y 6,85 %) y los porcentajes de Fe₂O₃ total (6,16 y 6,18%), MgO (2,02 %) y TiO₂ (entre 0,8 y 0,9 %) son intermedios o un poco elevados. Los contenidos de P₂O₅ (alrededor de 0,2 %), Na₂O (3,07 y 3,13 %), K₂O (2,8 y 2,9 %) y Cr₂O₃ (0,007 y 0,026 %) son normales para las litologías analizadas. Entre los elementos minoritarios y trazas se destacan altos tenores de Ba (alrededor de 800 ppm), Sr (entre 530 y 600 ppm), y en menor medida Y (45,3 y 42,7 ppm). Los valores para elementos que usualmente se usan como trazadores de fuentes máas (Co, Ni, Sc, V) o félsicas (Hf,Th, Zr) son intermedios.

Tierras Raras

La movilidad de las tierras raras en las rocas metamóras es un tema de discusión en la literatura y no hay resultados concluyentes (Brod, 2004). Sin embargo, los diagramas de tierras raras normalizados al condrito C₁ (Taylor y McLennan, 1985) presentan un patrón característico y valores similares a los de las rocas corticales, con un enriquecimiento en tierras raras livianas (LaN/SmN= 4,7 y 3), una rama subhorizontal de tierras raras medias y pesadas (GdN/ YbN= 1,8 y 1,4) y una anomalía negativa de Eu (Eu/Eu*) de 0,6 (figura 6, tabla 3).

La anomalía positiva de Ce observada puede tener más de una explicación. Generalmente en rocas sedimentarias se considera que esta anomalía puede deberse al efecto de la existencia de un ambiente oxidante en el que el Ce+3 cambia a Ce+4. Puede también deberse a la presencia de carbonatos y rocas calcosilicáticas en el protolito, que comúnmente presentan esta característica. Este rasgo se ha observado en todas las muestras que se han analizado, independientemente de su litología, por lo que se asume que en este caso se debe al patrón que se usó para las mediciones en el laboratorio.

Figura 6. Diagrama de tierras raras normalizado a C1 para esta muestra. (*): en la sumatoria de tierras raras no se incluye al Y. Figure 6. C1-normalized rare earth diagram for this simple (*): Y is not included in the rare earth sum.

Geocronología

Se dató la anfbolita QRF-B1 por el método U-Pb ID-TIMS sobre 4 grupos de circones (tabla 4). Los circones observados en las muestras de la Formación Espinal en este sector son elongados con morfología subredondeada y bien redondeada (figura 7). Pueden presentar fracturas y superies irregulares. Las texturas de los cristales permiten inferir un origen detrítico y por lo tanto un protolito sedimentario para la roca. Se obtuvo una discordia cuya intersección superior registra un valor de edad de 905 +14/-13 Ma (MSWD = 0,74), e indica la edad de cristalización de los circones del protolito dentro del Neoproterozoico inferior.

Discusión

La Formación Espinal constituye parte del basamento de medio a alto grado de las Sierras Pampeanas Occidentales en la Sierra del Toro Negro. El análisis de las imágenes y la bibliografía antecedente corrobora la continuidad de esta unidad en todo el fanco occidental de la Sierra de Toro Negro hasta los primeros aforamientos de la Precordillera de Jagüé hacia el oeste del sector estudiado. Dicho contacto es tectónico a través de un lineamiento bien definido con rumbo norte-sur. El análisis de la información regional (Martina y Astini, 2009; Varela et al., 2003, 2011; Rapela et al., 2010; Martina et al., 2012; Frigerio, 2011, 2013) contribuye a distinguir áreas basamentales de edades similares en esta región: la Formación Espinal en el ámbito de Sierras Pampeanas Occidentales, constituida por rocas de medio a alto grado metamóro y con edades mesoproterozoicas a neoproterozoicas, y la Formación Río Bonete s.s. en el ámbito de la Precordillera de Jagüé, de medio a bajo grado (facies de esquistos verdes), de edad probablemente neoproterozoica y con aporte sedimentario principal de fuentes meso-proterozoicas (ca. 1000 Ma).

Sobre la base de la petrografía y la geoquímica analizadas en este estudio se infere un protolito básico predominante para las anfbolitas o gneises anfbólicos, con asociación Cpx + (Anf?) + Pl+ Qtz (muestras QRF-B1, J1, J2, J6). Sin embargo algunas de estas rocas derivarían de rocas sedimentarias (para-anfbolitas, ej: QRF-B1) En este sentido, en la muestra QRF-B1 se observa que la composición petrográa y geoquímica, así como la textura de las muestras y el redondeamiento de los granos de circón serían coherentes con un origen sedimentario. Por otro lado, los gneises o esquistos biotíticos se habrían originado a partir de rocas sedimentarias principalmente con asociación Qtz- feldespato - flosilicatos (muestras J4, J5), mientras que los gneises anfbólico – biotíticos presentan características transicionales entre ambos, probablemente refejando una mezcla litológica (ígnea-sedimentaria). Por la mineralogía presente, en todas las rocas es evidente una alta proporción de Ca y Ti en el ambiente en que se generaron (Cal, Ca-Pl, Ep, Ttn-Ilm). Por los datos de petrografía y geoquímica las anfbolitas serían en su mayor parte para-derivadas.

La edad obtenida por U-Pb ID-TIMS es ligeramente más joven que los valores más frecuentes obtenidos en aforamientos de la región (ej: Rb-Sr 1.030 ± 30 Ma en la Sierra de Umango, Varela et al., 1996; U-Pb 1108 ± 13 Ma, Varela et al., 2003) pero aun corresponderían al mismo ciclo orogénico Grenvilliano. En este sentido para la interpretación de esta edad es necesario considerar el tipo de muestra (afectada por metamorfsmo de medio a alto grado), que se trata de una discordia resultante de pocos puntos, y que el método por dilución isotópica podría haber homogeneizado las relaciones isotópicas si los cristales poseen sobrecrecimientos a partir de un núcleo heredado más antiguo.

Conclusiones

Las rocas de los aforamientos de la Formación Espinal estudiados en la zona del río Frío, corresponden a metamorftas de medio a alto grado y las litologías predominantes son gneises y esquistos anfbólicos, granatíferos y biotíticos. Se han observado evidencias claras de retrogradación. La composición petrográa y geoquímica, así como la textura de las muestras y el redondeamiento de los granos de circón serían coherentes con un origen sedimentario e ígneo para las rocas de la Formación Espinal que aforan en este sector. Las anfbolitas serían en su mayor parte para-derivadas y la fuente de aporte del sedimento dio una edad U-Pb en circones detríticos de 905 +14/-13 Ma, (MSWD = 0,74; discordia). Este valor es algo más joven que los típicos del basamento Mesoproterozoico de las Sierras Pampeanas Occidentales pero se considera que corresponden al mismo ciclo orogénico. Para ajustar la edad obtenida y analizar la presencia de zonación mineral sería recomendable intentar datarlos granos de circón por métodos como U-Pb LA-ICP-MS o SHRIMP.

Regionalmente estas rocas constituyen parte del basamento de Sierras Pampeanas Occidentales cerca del límite con el extremo norte de Precordillera. Se distinguen de las rocas más antiguas de la Precordillera de Jagüé principalmente por su mayor grado metamóro. El contacto entre ambos tipos litológicos no está expuesto pero podría corresponder a la ‘faja de deformación de Jagüé’ representada en la figura 1 y que fuera reconocida por varios autores.

Agradecimientos

A las siguientes instituciones y organismos, especialmente por su apoyo económico y lo-gístico: Fundación YPF, Agencia Nacional de Promoción Cientía y Técnica (ANPCyT),Centro de Investigaciones Geológicas (UNLP-CONICET), SEGEMAR de San Juan, Universidad de Sao Paulo. A los proyectos NyM-UNLP 11/704, PIP-CONICET 0647 y 199. A los doctores N. Uriz , U. Zimmermann, R. Varela y E. Llambías por los comentarios ante las consultas.

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Recibido: 10 de Diciembre del 2014
Aceptado: 20 de Mayo del 2015