FORMACIÓN BARCALIENTE ¿UNA ROCA MADRE EN EL SERPUJOVIENSE-BASKIRIENSE DE LA ZONA CANTÁBRICA?

La Zona Cantábrica (ZC) se sitúa en el núcleo del Arco Ibero-Armoricano y constituye la zona externa (foreland and thrust belt) del flanco meridional del Orógeno Varisco. Está caracterizada por una tectónica thin-skinned con un metamorfismo de muy bajo grado (Pérez-Estaún et al., 1988). Inicialmente fue dividida por Julivert (1971) y Pérez Estaún et al. (1988) en cinco unidades tectonoestratigráficas diferentes: Pliegues y Mantos, Cuenca Carbonífera Central, Manto del Ponga, Picos de Europa y Pisuerga-Carrión. Recientemente, Alonso et al. (2009), han propuesto una nueva división que es la que se ha adoptado en este trabajo (Fig.1a).

FIGURA 1. a) División de las unidades tectonoestratigráficas de la ZC según Alonso et al. (2009) y b) Ubicación de la cantera donde se ha realizado el estudio.

FIGURA 1. a) División de las unidades tectonoestratigráficas de la ZC según Alonso et al. (2009) y b) Ubicación de la cantera donde se ha realizado el estudio.

Sedimentos pelágicos acumulados en cuencas de antepaís marinas pueden presentar altos contenidos en materia orgánica (MO) y ser potenciales rocas madre de hidrocarburos. Un ejemplo es la Fm. Niobrara constituida por calizas pelágicas cretácicas acumuladas en la cuenca de antepaís del oeste de Norte-América. Durante el Carbonífero, en la cuenca marina de antepaís varisca de la Zona Cantábrica, las calizas con materia orgánica dispersa (MOD) de la Fm. Barcaliente se formaron en un contexto similar al de la Fm. Niobrara.

El trabajo realizado tiene como objetivo el estudio de las microfacies y petrografía de la  MOD, así como la determinación de la capacidad generadora de hidrocarburos.

En la cantera ubicada en las cercanías del Embalse del Porma, en la localidad de Valdehuesa (León) (Fig. 1b), se cogieron 10 muestras procedentes de los últimos 20 metros de la Fm. Barcaliente, formada por una alternancia  de calizas masivas, laminadas y margas (Fig. 2).

estratigrafia formación barcaliente

FIGURA 2. Columna estratigráfica que muestra la sección de la cantera del Porma y los últimos 20 m de la Formación Barcaliente en detalle.

METODOLOGÍA

Para cada muestra se realizó 1 lámina delgada y probetas pulidas de bloque de roca, granulado y concentrado de MO, para posteriores estudios petrográficos. Además se llevó a cabo la molienda de las muestras al tamaño requerido para los granulados, concetrados de MO, y análisis químicos de carbono orgánico total (TOC), azufre total (TS) y carbono inorgánico (IC). El concentrado de MO se llevó a cabo para la obtención de un mayor número de partículas medibles.

La descripción de microfacies se llevó a cabo mediante análisis de láminas delgadas con microscopio de luz transmitida y la caracterización de la MOD y su grado de evolución termal mediante el estudio de probetas pulidas con microscopios de luz reflejada y la medida de la reflectancia (INCAR) (Fig. 3).

microscopios

FIGURA 3. a) Microsopio de luz transmitida Nikon, modelo Eclipse LV 100 POL . Universidad de Oviedo y b) microscopio de luz reflejada leitz dm4500. INCAR-CSIC.

DESCRIPCIÓN DE LA MATERIA ORGÁNICA DISPERSA

Una vez estudiadas las muestras se han reconocido tanto componentes primarios como hidrocarburos o componentes secundarios generados a partir de la maduración de la materia orgánica. 

Componentes primarios:

Grupo de la Vitrinita. Deriva de tejidos lignocelulósicos de plantas terrestres incorporadas a la cuenca. Suele presentar tamaños inferior a 10 micras en estas muestras. En luz blanca aparece gris oscuro, sin relieve y superficie homogénea.

vitrinita

FIGURA 4. Vitrinita (V) con su color gris y superficie limpia característica.

-Grupo de la inertinita. Deriva de tejidos lignocelulósicos oxidados de plantas terrestres que han sido incorporadas a la cuenca. Con forma de Y e inferior a 20 micras en estas muestras, en luz blanca son de un gris claro y con relieve (Fig. 5).

inertinita

FIGURA 5. Partículas de inertinita (I) con morfología caracterísitca de “Y” que corresponde a la forma de las cavidades celulares vegetales. Presentan alto relieve y colores más claros que la vitrinita.

-Grupo de la liptinita. Se reconocen dos tipos de partículas:

Alginita. Partículas de forma alargada y dimensiones superiores a 50 micras en estas muestras. Fluorescencia amarilla anaranjada; su morfología apunta que podría ser leioesferas, algas unicelulares marinas (Fig. 6a).

Liptodetrinita. Fragmentos inferiores a 10 micras, fluorescencia anaranjada. Podría provenir de algas, ya que no se han identificado otros componentes derivados de plantas terrestres como esporinitas o cutinitas (Fig. 6b).

alginita y liptodetrinita

FIGURA 6. a) Sección de alga con morfología en huso identificada como Leioesfera en luz fluorescente y b) Microfragmentos de liptodetrinita.

Componentes secundarios: se han podido identificar 6 tipos de bitumen y aceite.

Bitumen difuso. Se presenta como manchas tenues, rellenando las porosidades interpartícula, bordeando granos, y biomóldica (Fig. 7).

FIGURA 7. Bitumen difuso.

FIGURA 7. Bitumen difuso rellenando porosidades interpartículas.

-Bitumen anastomosado. En luz blanca presenta un color gris claro con tendencia amarillenta, superficie punteada e irregular y a veces aparece asociado a pirita framboidal (Fig. 8).

anastomosado

FIGURA 8. Bitumen anastomosado asociado a pirita framboidal (Py).

 Bitumen esférico. De forma globosa con superficie punteada y picoteada, tamaño entre 3 y 12 micras en estas muestras, a veces rodeado de un halo rojizo. Se encuentra concentrado ya formando agregados de esferas (Fig. 9a) o bien de manera dispersa (Fig. 9b). 

bitumen esferico

FIGURA 9.a) Bitumen esférico formando agregados y b) bitumen esférico de manera dispersa.

-Migrabitumen y pirobitumen. Presentando un color gris oscuro y superficie limpia el primero (Fig. 10a y b) y color blanco y gris de superficie punteada el segundo (Fig. 10c). Se encuentran rellenando porosidades intercristalinas con hábito geométrico.

FIGURA 10. Rellenando porosidades intercristalinas, a) migrabitumen con luz blanca, b) migrabitumen con luz fluorescente y c) pirobitumen con luz blanca.

FIGURA 10. Rellenando porosidades intercristalinas, a) migrabitumen con luz blanca, b) migrabitumen con luz fluorescente y c) pirobitumen con luz blanca.

Aceite. Rellena porosidades intracristalinas con tamaño inferior a 2 micras en estas muestras. Aparece en forma de gotas de color verde intenso, perceptible únicamente en luz fluorescente (Fig. 11a y b).

aceite

FIGURA 11. Aceite rellenando porosidades intracristalinas a) con luz fluorescente y b) con luz blanca donde no se ven las gotas de aceite.

DESCRIPCIÓN DE LAS FACIES.

Las observaciones de afloramiento y el estudio petrográfico de las láminas delgadas ha permitido identificar 4 facies diferentes (Fig. 12) que componen el intervalo de la sucesión estudiada que abarca desde el metro 90 hasta el metro 116 (Fig. 2). Los paquetes de 0,5 y 7 m de espesor de calizas mudstone oscuras y masivas corresponden a las facies A. Las facies B (B1 y B2) forman los intervalos de calizas finamente laminadas, y la facies M corresponde a los dos estratos de margas que aparecen en la parte superior de la sucesión.

luz transmitida

FIGURA 12. Descripción y clasificación petrográfica de facies en luz transmitida.

Facies A (Fig. 13). Representa el 80,4% de la sección. Calizas mudstone, oscuras, masivas, y bioturbación . Su bajo contenido en materia orgánica dispersa lo señalan los valores mínimos de TOC (0.11-0,13%) y azufre total (0.03-0.05%). La materia orgánica dispersa corresponde principalmente a hidrocarburos (bitumen esférico y en menor medida pirobitumen y escaso aceite) además de liptodetrinita, vitrinita e inertinita. 

FIGURA 13. a) Facies A en el campo, b) detalle de bioturbación (Biot) en lámina delgada de las facies A, c, d y e) muestra los hidrocarburos más abundantes en las facies A, siendo liptodetrinita (Lipt) y aceite (oil), pirobitumen y bitumen esférico respectivamente.

-Facies B. Representa el 18,7% de la sección. Calizas mudstone-wackstone, oscuras con laminación bien a muy bien desarrollada y escasa o nula bioturbación. Su contenido en materia orgánica dispersa es mayor y presenta valores TOC (0.23-0.78%) y azufre (0.14-0.79%). La materia dispersa corresponde principalmente a hidrocarburos (bitumen difuso, anastomosado, pirobitumen y bitumen esférico), además de liptodetrinita, vitrinita e inertinita. Se han diferenciado dos microfacies: La facies B1 (Fig. 14) está caracterizadala por una laminación bien desarrollada, presencia de evaporitas y mayor TOC con mayor frecuencia de liptodetrinita; y la B2 (Fig. 15), con laminación peor desarrollada, valores de TOC inferiores y aceite. 

FIGURA 14. a) Facies B1en el campo, b) laminación bien desarrollada, crinoideo (Cr), bioturbación (Biot) y evaporitas (Y) en las facies B1, c) liptodetrinita y d) pirobitumen.

FIGURA 14. a) Facies B1en el campo, b) laminación bien desarrollada, crinoideo (Cr), bioturbación (Biot) y evaporitas (Y) en las facies B1, c) liptodetrinita y d) pirobitumen.

FIGURA 15. a) Facies B2 en el campo, b) laminación peor desarrollada, c) aceite, d) bitumen difuso e e)inertinita.

FIGURA 15. a) Facies B2 en el campo, b) laminación peor desarrollada, c) aceite, d) bitumen difuso e e)inertinita.

-Facies M (Fig. 16) son margas oscuras y representan el 0,9% de la sección. Su contenido en materia orgánica dispersa es alto con los mayores valores de TOC (1.76-2.84%) y azufre (1.55-1.85%). La materia orgánica corresponde principalmente a hidrocarburos (bitumen difuso, anastomosado, esférico, pirobitumen y migrabitumen exclusivo de esta facies) además de vitrinita, inertinita, liptodetrinita y leioesferas.

FIGURA 16. a) Facies M en el campo, b) bitumen anastomosado, c) pirobitumen, d) migrabitumen, e)alginita (leioesfera) y f) liptodetrinita.

FIGURA 16. a) Facies M en el campo, b) bitumen anastomosado, c) pirobitumen, d) migrabitumen, e)alginita (leioesfera) y f) liptodetrinita.

DISTRIBUCIÓN DE REFLECTANCIA DE LOS COMPONENTES ORGÁNICOS

La reflectancia de la vitrinita es un parámetro óptico que se determina en partículas de vitrinita con un microscopio óptico de reflexión y se usa como indicador de madurez termal. Tiene una elevada sensibilidad para la diagénesis y la catagénesis, etapas particularmente importantes en la generación de petróleo (Taylor et al. 1998). La medida de la reflectancia de la vitrinita en MOD está sujeta a mayor incertidumbre que en los carbones, debido fundamentalmente a su escasez, sobre todo en ambientes alejados del continente, donde es considerada un componente alóctono, y a las dificultades de su identificación en presencia de bitumen e inertinita, que pueden tener propiedades ópticas similares (ASTM D7708-11).

Se ha observado que algunos componentes secundarios como el aceite, atrapado en imperfecciones cristalinas, posee fluorescencia de color verde, la alginita y la liptodetrinita tienen fluorescencia de colores amarillos y anaranjados, características de la ventana de generación de petróleo, mientras que la vitrinita y la inertinita no presentan fluorescencia. La mayoría de los bitúmenes observados no presentan fluorescencia, y sólo aquellos de menor reflectancia presentan ocasionalmente una fluorescencia de color pardo y baja intensidad.

La representación de la reflectancia de los diversos componentes en función de la profundidad no sugiere una variación de madurez ligada al enterramiento en las muestras estudiadas. Se ha optado por tanto por la representación conjunta de las reflectancias de los diversos componentes en las distintas facies (Fig.17).

FIGURA 17. Histograma de los valores de refletancia de la vitrinita que muestran una baja dispersión, con una moda en 1,22%, en la ventana del petróleo. La reflectancia de la inertinita es generalmente mayor con modas en el intervalo 1.4-1.7% para las facies B y M que se muestran en el histograma.

FIGURA 17. Histograma de los valores de refletancia de la vitrinita que muestran una baja dispersión, con una moda en 1,22%, en la ventana del petróleo. La reflectancia de la inertinita es generalmente mayor con modas en el intervalo 1.4-1.7% para las facies B y M que se muestran en el histograma.

El bitumen anastomosado no aparece en la facies A. Se observa la existencia de dos distribuciones de reflectancia con valores diferentes para las facies B y M. El bitumen anastomosado en la facies B tiene una reflectancia menor que la vitrinita (1.12%), excepto en los casos en que se encuentra asociado a pirita que alcanza valores en torno a 3.49%. En la facies M el bitumen anastomosado tiene reflectancias superiores a las de la vitrinita y en torno a 1.80 %. El bitumen anastomosado de las facies B podría tener un origen primario (algal o bacteriano) relacionado con bituminita o lamalginita. En el caso de la facies M, la mayor reflectancia de este componente, mayor que la reflectancia de la vitrinita, sugiere que no es exclusivamente de origen primario, y dado que su distribución de reflectancias coincide con la que se observa en el pirobitumen de la facies M, podría sugerirse que el bitumen anastomosado en esta facies corresponde a pirobitumen intercalado a favor de la laminación de la roca. El bitumen que ocupa espacios intercristalinos tiene una distribución compleja de reflectancias con varios valores modales que sugiere diversas generaciones de bitumen o de procesos de alteración de los mismos. Solo en la facies M está presente el de menor reflectancia (~0.90%), mientras que en todas las facies hay pirobitúmenes con valores modales próximos a 1.5 y 2.0%.  El bitumen esférico con una amplia distribución de reflectancias, huellas de alteración rojiza y evidencias de piritización es el que tiene mayor reflectancia y podría corresponder a una primera generación de bitumen, utilizado como sustrato por las bacterias sulfato reductoras que, a su vez, podrían ser responsables de su mayor reflectancia. La alteración rojiza podría deberse a un proceso posterior de alteración de la pirita (Fig. 18).

reflectancia2

FIGURA 18. Histogramas de distribución de valores de la reflectancia del bitumen en el que se ha diferenciado entre el migrabitumen (0,87%) y pirobitumen (1,55%), bitumen anastomosado (1,12%) y bitumen esférico (2,27%).

La reflectancia del bitumen puede utilizarse también como parámetro de madurez de la roca. Según la correlación de Jacob (1989), para una reflectancia en el bitumen de 0.87%, que es el de menor reflectancia, se obtendría una reflectancia de la vitrinita equivalente de 0.94% (migrabitumen) y para reflectancias de bitumen de 1.5%, población representada en todas las facies, la reflectancia de la vitrinita equivalente sería de 1.33% (pirobitumen). La reflectancia de la vitrinita 1.22% se encuentra entre estos dos valores y está en la etapa final de la ventana del aceite, indica estadios avanzados de madurez (Fig.19).

FIGURA 19. Etapas de madurez según la reflectancia de la vitrinita.

FIGURA 19. Etapas de madurez según la reflectancia de la vitrinita.

Contenido en carbono y azufre de las muestras

El TOC es un indicador de la capacidad generadora de hidrocarburos de una roca y está controlado por tres factores según Tyson (1989 y 1995): la entrada de MO, su preservación y la dilución de la MO con la materia mineral. La consideración de la calidad de una roca madre como fuente de hidrocarburos depende no solo de su contenido orgánico, sino también de su litología. Según Holditch, (2011) las rocas arcillosas se consideran muy buenas rocas madre de hidrocarburos con valores de TOC superiores al 2%, mientras que rocas carbonatadas con TOC entre 1 y 2% tienen la misma consideración. Según Holditch (2011) la capacidad generadora de la facies M sería de buena a muy buena, moderada a buena en la facies B y pobre en el caso de la facies A. No obstante, hay que tener en cuenta que estas muestras están bastante evolucionadas, y por tanto ya han generado los hidrocarburos líquidos que permitía su MO, por lo que los valores de TOC son probablemente inferiores a los de los sedimentos originales, al menos en el caso de las facies B y M (Fig. 20). 

FIGURA 20. Potencial de rocas madre  en función del TOC según Holditch (2011).

FIGURA 20. Potencial de rocas madre en función del TOC según Holditch (2011).

El análisis conjunto de los valores de TOC, IC y TS obtenidos, muestra una correlación directa entre los valores de TOC y TS para todas las facies. La presencia de azufre en las muestras se corresponde con la existencia de pirita framboidal, cuya presencia se asocia a la actividad de bacterias sulfato-reductoras que degradan la MO existente en el sedimento/roca y actúan en condiciones anóxicas (Berner y Raiswell, 1983). La representación de las muestras en el diagrama TOC/TS al que se le han superpuesto los diferentes ambientes de acuerdo con Leventhal (1995), permite situar las muestras de la facies A en un ambiente euxínico y las facies B y M en ambiente de marino normal a euxínico (Fig. 21). 

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para las muestras de este trabajo. Las líneas azules corresponden a las zonas definidas por Leventhal (1995). Las marcas rojas corresponden a la facies A, las verdes a la facies B y las azules a la facies M.

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para las muestras de este trabajo. Las líneas azules corresponden a las zonas definidas por Leventhal (1995). Las marcas rojas corresponden a la facies A, las verdes a la facies B y las azules a la facies M. 

DISCUSIÓN

Propiedades de la Fm. Barcaliente como roca madre

El 19,6% del intervalo estratigráfico estudiado de esta formación está representada por facies B y M con una capacidad generadora de moderada a buena para las rocas carbonatadas y margosas según los contenidos de TOC, que se usan como indicador de la cantidad de MO, no de su calidad. Debido a este potencial, en origen, la Fm. Barcaliente pudo ser una roca fuente, de hecho, se originaron hidrocarburos. La mayor parte del TOC de la facies A, corresponde a hidrocarburos que migraron desde la facies B y M. Los valores de reflectancia de la vitrinita (~1.22 %) indican un estado de maduración avanzado, al final de la ventana de generación de petróleo (Fig. 19). La presencia de bitúmenes confirma que las rocas han generado hidrocarburos líquidos, algunos de los cuales fueron atrapados en las imperfecciones de los cristales de calcita (aceite). Otros se desplazaron adoptando la forma de gotas, que fueron a su vez utilizados como sustrato orgánico por las bacterias sulfato reductoras (bitumen esférico piritizado). Otros se infiltraron entre los granos de la roca migrabitumen y pirobitumen alcanzando diferentes niveles de reflectancia, y otros apenas se desplazaron quedando asociados a la materia orgánica autóctona del sedimento, probablemente velos algares o cianobacterias y manteniendo su hábito anastomosado característico.

Madurez térmica. Comparación de los valores de reflectancia con otros datos de madurez termal

Los valores de reflectancia de la vitrinita obtenidos en este trabajo (~1.22%) están en el rango de los obtenidos para los carbones Estefanienses de las cuencas productoras próximas. En la cuenca de Reyero-Salamón los carbones son de tipo Bituminoso B (1<Rr<1,4%). Sin embargo, los valores de CAI obtenidos por Aller et al. (2005) en las calizas carboníferas del Manto de Forcada son de 1,5 que corresponderían a valores de reflectancia de la vitrinita algo inferiores, comprendidos entre 0,5-0,7% (Mendoça Filho y Borrego, 2014).

El ambiente de depósito

Las características de laminación y bioturbación sugiere que estas rocas se formaron en un ambiente marino reductor; la escasez de vitrinita e inertinita y de otros componentes derivados de plantas superiores terrestres como esporas y cutículas y el bajo contenido en general en sedimentos detríticos sugiere un ambiente alejado de la zona de costa. La presencia de algas degradadas, tentativamente identificadas como leiosferas, apoyaría este ambiente. El contenido orgánico y las relaciones C/S en torno a 1.34-3.14% sugieren un ambiente disóxido a anóxico con una productividad/preservación de la MO de escasa a buena. La escasa disponibilidad de oxígeno durante el depósito de las facies M y B es congruente con la prácticamente ausencia de bioturbación y la abundancia de framboides de pirita (facies B y M).

En la facies A, se produce una disminución de los valores de TOC, coincidiendo con la aparición de abundantes calciesferas y ostrácodos y una alta bioturbación. Estos datos indicarían una mejora en las condiciones de oxigenación del fondo y por tanto del reciclado y alteración de la MO.

Berner y Raiswell (1983) establecieron una correlación positiva entre el TOC y el azufre en medios marinos actuales, donde se asume que la pirita se forma por la reducción del sulfato del agua marina promovida por las bacterias sulfato-reductoras. Factores limitantes pueden ser la presencia de Fe, normalmente aportado por sedimentos detríticos o de sulfato, generalmente abundante en medios marinos. El incremento de TS en las facies B y sobre todo en la M es congruente con el incremento en TOC y la menor disponibilidad de oxígeno. La relación C/S presenta una disminución considerable en la facies M (1.34%) que puede ser debido a un aumento de la degradación de la MO durante los procesos de reducción del sulfato (Leventhal, 1983; Sweeney y Kaplan, 1980) o más probablemente a la limitación en la formación de pirita debido a la ausencia de hierro en rocas casi exclusivamente formadas por carbonatos (facies A).

 CONCLUSIONES

1.-Las muestras estudiadas contienen bitúmenes y aceites generados por la maduración de la materia orgánica.

2.-Los escasos componentes terrígenos, vitrinita e inertinita, indican zonas alejadas del continente; y la presencia de algas (posiblemente Leioesferas) confirma un ambiente marino.

3.-La reflectancia de la vitrinita (Rr~ 1.22%) apunta a estadios avanzados de madurez termal al final de la ventana del petróleo. Esto es congruente con colores anaranjados en la escasa liptinita residual y con reflectancias de bitumen que corresponden a los valores  0.94 y 1.33%, de  reflectancia de la vitrinita equivalente.

4.-Considerando aisladamente este intervalo, (10 % de la Fm.), la capacidad como roca madre para la generación de hidrocarburos es baja; aunque presenta niveles con una capacidad de generación buena (facies B y M). Teniendo en cuenta que el presente análisis se ha llevado a cabo en los últimos 20 metros de la Fm., sería conveniente la realización de estudios más detallados.

BIBLIOGRAFÍA

Alonso, J.L., Marcos, A. y Suárez Rodríguez, A. (2009). Paleogeographic inversion resulting from large out of sequence breaching thrusts: The Leon Fault (Cantabrian Zone, NW Iberia). Anew picture of the external Variscan Thrust Belt in the Ibero-Armorican Arc. Geologica, 7, 451-473.

Aller, J., Valín, M.L., García-López, S., Brime, C., y Bastida, F. (2005). Superposition of tectono-thermal episodes in the southern Cantabrian Zone (foreland thrust and fold belt of the Iberian Variscides, NW Spain). Bulletin de la Societe Geologique de France, 6, 487-498.

Berner, R.A. y Raiswel, R. (1983). Burial of organic carbon and pyrite sulfurin sediments over Phanerozoic time: a new theory. Geochimica et Cosmochimica, 47, 855-862.

Colmenero, J.R., Suárez-Ruiz, I., Fernández-Suárez, J., Barba, P., y Llorens, T. (2008). Genesis and rank distribution of Upper Carboniferous coal basin in the Cantabrian Mountains, Northern Spain. International Journal of Coal Geology, 76, 187-204.

Eichmüller, K. (1986). Some Upper Carboniferous (Namurian; Westphalian). Lithostratigraphic Units in Northern Spain. Results and Implications of an Environmental Interpretation. Boletín Geológico y Minero, V, 590-607.

García-López, S., Bastida, F., Aller, J., y Sanz-López, J., (2001). Geothermal paleogradients and metamorphic zonation from the conodont colour alteration index (CAI). Terra Nova, 13, 79-83.

García-López, S., Brime, C., Valín, M.L,. Sanz López, J., Bastida, F., Aller, J. y Blanco Ferrera, S. (2007). Tectonothermal evolution of a foreland fold and thrust belt: the Cantabrian Zone (Iberian Variscan belt, NW Spain). Terranova, 19, 469-475.

Jacob, H. (1989). Classification, structure, genesis and practical importance of natural solid oil bitumen (“migrabitumen”). International Journal Coal Geology, 11, 65-79.

Julivert, M. (1971). Décollement tectonics in the Hercinian Cordillera of the northwest Spain. American Journal of Sciencies, 270, 1-29.

Leventhal, J.S. (1983). An interpretation of the carbon and sulphur relationships in the Black Sea sediments as indicators of the environments of deposition. Geochim. Cosmochim., 47, 133-137.

Leventhal, J.S. (1995). Carbon-sulfur plots to show diagenetic and epigenetic sulfidation in sediments. Geochim. Cosmochim., 59, 1207-1211.

Longman, M.W., Luneau, B.A. y Landon, S.M. (2011). Nature and Cretaceous Western Interior Seaway of the Rocky Mountain Region. Revisiting and Revitalizing the Niobrara in the Central Rockies, 228-262.

Mendonça Filho, J.G. y García Borrego, A. (2014). 7th ICCP course organic petrology

Pérez-Estaún, A., Bastida, F., Alonso, J.L., Marquínez, J., Aller, J., Álvarez-Marrón, J., Marcos, A., y Pulgar, J.A. (1988). A thin-skinned tectonics model for an arcuate fold and thrust belt: The Cantabrian Zone (Variscan Ibero-Armorican Arc). Tectonics, 7, 517-537.

Reüther, C.D. (1977): Das Namur im su¨dlichen Kantabrischen Gebirge (Nordspanien). Klustenbewegungen und Faziesdifferenzierung im U¨ bergang Geosynklinale-Orogen. Clausthaler Geologische Abhandlungen, 28: 1–122.

Sanz-López, J. y Blanco-Ferrera, S. (2012). Early evolution of declinognathodus close to the mid-carboniferous boundary interval in the Barcaliente type section (Spain). The Paleontological Association, 56, 927-946.

Sweeney, R.E. y Kaplan, L.R. (1980). Stable isotope composition of disolved sulfate and hydrogen sílfide in the Black Sea. Marine Chemistry, 9, 145-152.

Tyson, R. V. (1989). Late Jurassic palynofacies trends, Piper and Kimmmeridge Clay Formations, UK onshore and northern North Sea. In: Batter, D.J., Keen, M.C. (Eds.), Northwest European Micropaleontology and Palynology. The British Micropaleontological Society Series, 135-172.

Tyson, R.V. (1995). Sedimentary Organic Matter. Organic facies and palynofacies. 615 pp.

Wagner, R.H., Winkler Prins, C.J. y Riding, E. (1971). Lithostratigraphic units of the lower part of the Carboniferous in northern León, Spain. Trabajos de Geología, Universidad de Oviedo, 4, 603-633.

Anuncios

Responder

Introduce tus datos o haz clic en un icono para iniciar sesión:

Logo de WordPress.com

Estás comentando usando tu cuenta de WordPress.com. Cerrar sesión / Cambiar )

Imagen de Twitter

Estás comentando usando tu cuenta de Twitter. Cerrar sesión / Cambiar )

Foto de Facebook

Estás comentando usando tu cuenta de Facebook. Cerrar sesión / Cambiar )

Google+ photo

Estás comentando usando tu cuenta de Google+. Cerrar sesión / Cambiar )

Conectando a %s