FORMAÇÃO BARCALIENTE: UMA ROCHA MÃE NO SERPUJOVIENSE-BASKIRIENSE DA ZONA CANTÁBRICA?

A zona Cantábrica (ZC) situa-se no núcleo do Arco Ibero-Armonicano e constitui a área externa (foreland and thrust belt) do flanco do sul do Orógeno Varisco. É caracterizada pela tectônica thin-skinned com metamorfismo de grau muito baixo (Pérez-Estaún et al., 1988). Inicialmente foi dividida por Julivert (1971) e Pérez Estaún et al. (1988) em cinco unidades tectonoestratigráficas diferentes: pregas e mantos, Bacia Carbonífera Central, Manto do Ponga, Picos de Europa e Pisuerga Carrión. Recentemente, Alonso et al. (2009), tinham proposto uma nova divisão que é  a que se usa  neste trabalho (Fig.1a).

Fig 1

FIGURA 1. a)Divisão das unidades tectonoestratigráficas da ZC segundo Alonso et al. (2009) e b)Localização da pedreira onde se realizou o estudo.

Sedimentos pelágicos acumulados em bacias do promontório marinhas podem apresentar níveis elevados em matéria orgânica (MO) e ser potenciais rochas mães de hidrocarburetos. Um exemplo é a Formação Niobrara constituída por calcárias pelágicas Cretácicas acumuladas na bacia do promontório do oeste de Norte-América. Durante o Carbonífero, na bacia marinha do promontório varisca da Zona Cantábrica, as calcárias com matéria orgânica dispersa (MOD) da Fm. Barcaliente formaram-se em uma área semelhante ao Fm. Niobrara.

O trabalho feito tem como objetivo o estudo das microfácies e petrografía da MOD, assim como a determinação da capacidade geradora dos hidrocarburetos.

Na pedreira localizada nas proximidades da represa do Porma, na localidade de Valdehuesa (León) (Fig. 1b), foram colhidas 10 amostras originárias dos últimos vinte metros da Fm. Barcaliente, formada por uma alternação de calcárias massivas, laminadas e margas (Fig. 2).

estratigrafia formación barcaliente

FIGURA 2. Coluna estratigráfica que mostra a seção da Pedreira do Porma e aos últimos 20 m da Formação Barcaliente em detalhe.

METODOLOGIA

Para cada amostra realizou-se 1 lâmina fina e provetas polidas do bloco da rocha, granulado e concentrado de MO, para posteriores estudos petrográficos. Ademais se levou a cabo a moenda das amostras ao tamanho requerido para os granulados, concentrados de MO, e análises químicas do carbono orgânico total (TOC), enxôfre total (TS) e carbono inorgânico (IC). O concentrado de MO levou-se a cabo para a obtenção de um maior número de partículas mensuráveis.

A descrição de microfácies levou-se a cabo através das análises de láminas finas com microscópio de luz transmitida e a caracterização da MOD e seu grau de evolução termal através do estudo de provetas polidas com microscópio de luz refletida e a medida da reflectância (INCAR) (Fig. 3).

microscopios

FIGURA 3. a) Microscópio de luz transmitida Nikon, modelo Eclipse LV 100 POL . Universidade de Oviedo e b) microscópio de luz refletida leitz dm4500. INCAR-CSIC.

DESCRIÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA DISPERSA

 Uma vez estudadas as amostras foram reconhecidas assim componentes primários como hidrocarburetos ou componentes secundários gerados a partir da maduração da matéria orgânica.

Componentes primários:

Grupo da Vitrinita. Deriva de tecidos lignocelulósicos de plantas terrestres próprias da bacia.

Apresenta tamanhos menores a 10 micras nestas amostras. Em luz branca aparece de cor cinza escuro, sem relevo e superfície homogênea (Fig. 4).

vitrinita

FIGURA 4. Vitrinita (V) com sua cor cinza e superfície limpa característica.

-Grupo da inertinita. Deriva de tecidos lignocelulósicos enferrujados de plantas terrestres que tinham sido incorporadas na bacia. Com forma de Y e menor a 20 micras nestas amostras, em luz branca são de cor cinza clara e com relevo (Fig. 5).

inertinita

FIGURA 5. Partículas da inertinita (I) com formas características de “Y” que se correspondem na forma das cavidades celulares vegetais. Têm alto relevo e cores mais claros do que a vitrinita.

-Grupo da liptinita. Reconhecem-se dois tipos de partículas:

Alginita. Partículas de forma alongada e dimensões maiores a 50 micras nestas amostras.

Fluorescência amarela alaranjada; sua morfologia indica que poderia ser leioesferas, algas unicelulares marinhas (Fig. 6a).

 Liptodetrinita. Estilhas inferiores a 10 micras, fluorescência alaranjada. Podería provir das algas, já que não tinham identificado outros componentes derivados das plantas terrestres como esporinitas ou cutinitas  (Fig. 6b).

alginita y liptodetrinita

FIGURA 6. a) Secção da alga com morfologia em fuso identificada como Leioesfera em luz fluorescente e b) Microfragmentos de liptodetrinita.

Componentes secundários: foi possível identificar 6 tipos de betume e óleo.

Betume difuso. Apresenta-se como manchas finas, enchendo as porosidades interpartícula, contornando grãos, e biomóldica (Fig. 7).

FIGURA 7. Betume difuso enchendo porosidades interpartículas.

FIGURA 7. Betume difuso enchendo porosidades interpartículas.

-Betume anastomosado. Em luz branca apresenta a cor cinza clara com tendência amarela, área pontilhada e irregulares e às vezes aparece junto a pirita framboidal (Fig. 8).

anastomosado

FIGURA 8. Betume anastomosado junto a pirita framboidal (Py).

Betume esférico. De forma globosa com área pontilhada e picoteada, tamanho entre 3 e 12 micras nestas amostras, às vezes cercado de um halo avermelhado. Encontra-se concentrado já formando agregados das esferas (Fig. 9a) ou bem de maneira dispersa (Fig. 9b).

bitumen esferico

FIGURA 9.a) Betume esférico formando agregados e b) betume esférico de maneira dispersa.

-Migrabetume e pirobetume. Primeramente apresentando uma cor cinza e área limpa (Fig. 10a e b) e o segundo a cor branca e cinza da área pontilhada (Fig. 10c). Encontram-se enchendo porosidades intercristalinas com hábito geométrico.

FIGURA 10. Enchendo porosidades intercristalinas, a) migrabetume com luz branca, b) migrabetume com luz fluorescente e c) pirobetume com luz branca.

FIGURA 10. Enchendo porosidades intercristalinas, a) migrabetume com luz branca, b) migrabetume com luz fluorescente e c) pirobetume com luz branca.

-Óleo. Enchendo porosidades intercristalinas com tamanho inferior a 2 micras nestas amostras. Aparece em forma de gotas de cor verde intenso, perceptível unicamente em luz fluorescente (Fig. 11a e b).

aceite

FIGURA 11. Óleo enchendo porosidades intracristalinas a) com luz fluorescente e b) com luz branca onde não se veem as gotas do óleo.

DESCRIÇÃO DAS FÁCIES

As observaciões do afloramento e o estudo petrográfico das láminas finas permitiram a identificação de 4 fácies diferentes (Fig. 12) que formam o intervalo da sucessão estudada que vai desde o metro 90 até o metro 116 (Fig. 2). As espessuras de 0,5 e 0,7 m das calcárias mudstone escuras e massas correspondem-se as fácies A. As fácies B (B1 e B2) formam os intervalos das calcárias laminadas, e as fácies M correspondem-se aos estratos de margas que aparecem no topo da sucessão.

anexoII

FIGURA 12. Descrição e clasificação petrográfica das fácies em luz transmitida.

Fácies A (Fig. 13). Representa 80,4% da seção. Calcárias mudstone, escuras, massas e bioturbação. Seu baixo conteúdo em matéria orgânica dispersa marcam-lhe os valores mínimos de TOC (0.11-0,13%) e enxôfre total (0.03-0.05%). A matéria orgânica dispersa corresponde principalmente a hidrocarburatos (betume esférico e menor extensão pirobetume e pouco óleo) além de liptodetrinita, vitrinita e inertinita.

FIGURA 13. a) Facies A no campo, b) detalhe de bioturbação (Biot) em lámina fina das facies A, c, d e e) mostra os hidrocarburetos mais abundantes nas facies A, sendo liptodetrinita (Lipt) e óleo (oil), pirobetume e betume esférico respectivamente.

FIGURA 13. a) Fácies A no campo, b) detalhe de bioturbação (Biot) em lámina fina das fácies A, c, d e e) mostra os hidrocarburetos mais abundantes nas fácies A, sendo liptodetrinita (Lipt) e óleo (oil), pirobetume e betume esférico respectivamente.

-Fácies B. Representa18,7 % da seção. Calcáreas mudstone-wackstone, escuras com laminação bem a muito bem desenvolvida e pouca ou nula bioturbação. Seu conteúdo em matéria orgânica dispersa é enorme e apresenta valores TOC (0.23-0.78%) e enxôfre (0.14-0.79%). A matéria dispersa corresponde principalmente a hidrocarburetos (betume difuso, anastomosado, pirobetume e betume esférico), além de liptodetrinita, vitrinita e inertinita. Foram diferenciado duas microfácies: a fácie B1 (Fig. 14) está caracterizada por uma laminação bem desenvolvida, com evaporitos e um maior TOC com maior frequência de liptodetrinita; e a B2 (Fig. 15), com laminação pior desenvolvida, valores de TOC menores e óleo.

FIGURA 14. a) Facies B1no campo, b) laminação bem desenvolvida, crinoideo (Cr), bioturbação (Biot) e evaporitos (Y) nas facies B1, c) liptodetrinita e d) pirobetume.

FIGURA 14. a) Fácies B1 no campo, b) laminação bem desenvolvida, crinoideo (Cr), bioturbação (Biot) e evaporitos (Y) nas fácies B1, c) liptodetrinita e d) pirobetume.

FIGURA 15. a) Facies B2 no campo, b) laminação pior desenvolvida, c) óleo, d) betume difuso e e)inertinita.

FIGURA 15. a) Fácies B2 no campo, b) laminação pior desenvolvida, c) óleo, d) betume difuso e e)inertinita.

-Fácies M  (Fig. 16) são margas escuras e representam 0,9% da sucessão. Seu conteúdo em matéria orgânica dispersa é elevado com os maiores valores de TOC (1.76-2.84%) e enxôfre (1.55-1.85%). A matéria orgânica corresponde principalmente a hidrocarburetos (betume difuso, anastomosado, esférico, pirobetume e migrabetume exclusivo desta fácies) além de vitrinita, inertinita, liptodetrinita e leioesferas.

FIGURA 16. a) Facies M no campo , b) betume anastomosado, c) pirobetume, d) migrabetume, e)alginita (leioesfera) e f) liptodetrinita.

FIGURA 16. a) Fácies M no campo , b) betume anastomosado, c) pirobetume, d) migrabetume, e)alginita (leioesfera) e f) liptodetrinita.

DISTRIBUIÇÃO DE REFLECTÂNCIA DOS COMPONENTES ORGÂNICOS

A reflectância da vitrinita é um parâmetro ótico que se determina em partículas de vitrinita com um  microscópio ótico de reflexão e usa-se como indicador de maturidade termal. Tem uma elevada sensibilidade para a diagénesis e catagénesis, estágios particularmente importantes na generação do óleo (Taylor et al. 1998). A medida da reflectância da vitrinita em MOD está sujeita a maior incertidumbre do que nos carvões, devido principalmente a sua escassez, sobretudo em ambientes distantes do continente, onde é considerada um componente alóctono, e as dificuldades de sua identificação em presença de betume e inertinita que podem ter propriedades óticas semelhantes (ASTM D7708-11).

Tem-se observado que alguns componentes secundários como o óleo, capturado em imperfeições cristalinas, tem fluorescência de cor verde, a alginita e a liptodetrinita tem fluorescência de cores amarelas e laranjadas, características da janela de generação do petróleo, enquanto que a vitrinita e a inertinita não apresentam fluorescência, e único aqueles de menor reflectância apresentam ocasionalmente uma fluorescência de cor parda e baixa intensidade.

A representação da reflectância dos diferentes componentes em função da profundidade não sugere uma variação de maturidade ligada ao enterro das amostras estudadas. Optou-se portanto pela representação conjunta das reflectâncias dos diferentes componentes nas diferentes fácies (Fig.17).

FIGURA 17. Histograma dos valores de refletância da vitrinita que mostram uma baixa dispersão, com uma moda 1,22%, na janela do petróleo. A reflectância da inertinita é geralmente maior com modas no intervalo 1.4-1.7% para as facies B e M que se mostram no histograma.

FIGURA 17. Histograma dos valores de refletância da vitrinita que mostram uma baixa dispersão, com uma moda 1,22%, na janela do petróleo. A reflectância da inertinita é geralmente maior com modas no intervalo 1.4-1.7% para as fácies B e M que se mostram no histograma.

O betume anastomosado não aparece na fácies A. Observa-se a existência de duas distribuições  de reflectância com valores diferentes para as fácies B e M. O betume anastomosado na fácies B tem uma reflectância menor que a vitrinita (1.12%), exceto  nos casos em que se encontra associado a pirita que tem valores em torno 3.49%. Na fácies M o anastomosado tem reflectâncias maiores do que vitrinita e em torno 1.80 %. O betume anastomosado das fácies B poderia ter uma origem primária (algal ou bacteriano) com betuminita  lamalginita. No caso da fácies M, a mais alta reflectância deste componente, maior que a reflectância da vitrinita, sugere que não é exclusivamente de origem primária, e dado que sua distribuição de reflectâncias é igual que a do pirobetume da fácies M, poderia-se dizer que o betume anastomasado nesta fácies é aplicável ao betume inserido a favor da foliação da rocha. O betume que ocupa espaços intercristalinos tem uma distribuição complexa de  reflectâncias com diferentes valores modales que sugere diferentes generações de betume ou processos de alteração dos mesmos. Só na fácies M está o de menor reflectância (~0.90%), enquanto que em todas as fácies há pirobetumes com valores modales próximos 1.5 e 2.0%.

O betume esférico com uma grande distribuição de reflectâncias, rastros de alteração avermelhado e evidências de piritização é o que tem maior reflectância e podería ser aplicável a uma primeira generação de betume, usado como substrato pelas bacterias sulfato redutoras que, na sua vez, poderiam ser responsável de sua alta reflectância. A alteração avermelhada poderia ser um processo posterior de alteração da pirita (Fig. 18).

FIGURA 18. Histogramas de distribuição de valores da reflectância do betume em que se diferenciou entre o migrabetume (0,87%) e pirobetume (1,55%), betume anastomosado (1,12%) e betume esférico (2,27%).

FIGURA 18. Histogramas de distribuição de valores da reflectância do betume em que se diferenciou entre o migrabetume (0,87%) e pirobetume (1,55%), betume anastomosado (1,12%) e betume esférico (2,27%).

A reflectância do betume pode usar-se também como parámetro de maturidade da rocha. Segundo a correlação de Jacob (1989), para uma reflectância no betume 0,87%, que é de menor reflectância obteria-se uma reflectância da vitrinita equivalente 0.94% (migrabetume) e para refelctâncias de betume 1.5%, população representada em todas as fácies, a reflectância da vitrinita equivalente seria 1.33% (pirobetume). A reflectância da vitrinita 1.22% encontra-se entre estes dois valores e está na etapa final da janela do petróleo, indica estágios avançados de maturidade (Fig.19).

FIGURA 19. Etapas de maturidade segundo a reflectância da vitrinita.

FIGURA 19. Etapas de maturidade segundo a reflectância da vitrinita.

Conteúdo em carbono e enxôfre das amostras

O TOC é um indicador da capacidade geradora de hidrocarburetos de uma rocha e está verificado por três fatores segundo Tyson (1989 e 1995): a entrada de MO, sua preservação e a diluição da MO com a matéria mineral. A consideração da qualidade de uma rocha mãe como fonte de hidrocarburetos depende não só de seu conteúdo orgânico, senão também de sua litologia. Segundo Holditch, (2011) as rochas margosas são consideradas muito boas rochas mãe de hidrocarburetos com valores superiores de TOC  2%, enquanto que rochas carbonatadas com TOC entre 1 e 2% têm a mesma consideração. Segundo Holditch (2011) a capacidade geradora da fácie M seria de boa a muito boa, moderada a boa na fácie B e pobre no caso da fácie A. Não obstante, tem que ter em conta que estas amostras estão muito evolucionadas, e portanto já  gerou os hidrocarburetos líquidos que lhe permitiu sua MO, pelo qual os valores de TOC são provavelmente inferiores dos sedimentos originais, ao menos no caso das fácies B e M (Fig. 20).

 FIGURA 20. Potencial da rochas mãe em função do TOC segundo Holditch (2011).


FIGURA 20. Potencial das rochas mãe em função do TOC segundo Holditch (2011).

As análises conjuntas dos valores de TOC, IC e TS obtidos, mostra uma correlação direta entre os valores de TOC e TS para todas as fácies. A presença de enxôfre nas amostras corresponde-se com a existência da pirita framboidal, cuja presença associa-se à actividade de bacterias sulfato-redutoras que degradam a MO que há no sedimento/rocha e atúa em condições anóxicas (Berner e Raiswell, 1983). A representação das amostras no diagrama TOC/TS a qual se lhe puseram os diferentes ambientes de acordo com Leventhal (1995), permite situar as amostras da fácie A num ambiente euxínico e as fácies B e M em ambiente de marinho normal a euxínico (Fig. 21).

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para as amostras deste trabalho.As linheas azuis correspondem as zonas definidas por Leventhal (1995). As marcas vermelhas correspondem a facies A, as verdes a facies B e as azuis a facies M.

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para as amostras deste trabalho.As linhas azuis correspondem as zonas definidas por Leventhal (1995). As marcas vermelhas correspondem a fácies A, as verdes a fácies B e as azuis a fácies M.

DISCUSSÃO

Propriedades da Fm. Barcaliente como rocha mãe

19,6% do intervalo estratigráfico estudado desta formação está representado por fácies B e M com uma capacidade geradora de moderada a boa para as rochas carbonatadas e margosas segundo os conteúdos de TOC, que se usam como indicador da quantidade de MO, não de sua qualidade. Devido a este potencial, em origem, a Fm. Barcaliente pôde ser uma rocha fonte, de fato, originaram-se hidrocarburetos. A maior parte do TOC da fácie A, corresponde a hidrocarburetos que migraram desde a fácies B e M. Os valores de reflectância da vitrinita (~1.22 %) indicam um estado de maduração avançado, ao final da janela de geração de petróleo (Fig. 19). A presença de betumes confirma que as rochas  geraram hidrocarburetos líquidos, alguns dos quais eram capturados nas imperfeições dos cristais de calcita (óleo). Outros se deslocam tendo a forma de gotas, que foram usadas como substrato orgânico pelas bacterias sulfato redutoras (betume esférico piritizado). Outros se infiltraram entre os grãos da rocha, migrabetume e pirobetume, atingindo diferentes níveis de reflectância, e outros se deslocam ficando junto à matéria orgânica autóctona do sedimento, provavelmente véus algares ou cianobacterias e mantendo o seu hábito anastomosado característico.

Maturidade térmica. Comparação dos valores de reflectância com outros dados de maturidade termal

Os valores de reflectância da vitrinita obtidos neste trabalho (~1.22%) estão no rango dos obtidos para os carvões Estefanienses das bacias geradoras próximas. Na bacia do Reyero-Salamón os carvões são de tipo Betuminoso B (1<Rr<1,4%). Porém, os valores de CAI obtidos por Aller et al. (2005) nas calcáreas carboníferas do Manto de Forcada são de 1,5, que corresponderiam a valores de reflectância da vitrinita algo inferiores, incluídos entre 0,5-0,7% (Mendoça Filho e Borrego, 2014).

O ambiente de depósito

As características de laminação e bioturbação sugere que estas rochas formaram-se num ambiente marinho redutor; a escassez da vitrinita e inertinita e de outros componentes derivados de plantas terrestres superiores como esporas e cutículas e o baixo conteúdo em geral em sedimentos detríticos sugere um ambiente longe da zona da costa. A presença das algas degradadas, tentativamente identificadas como leiosferas, apoiaria este ambiente. O conteúdo orgânico e as relações C/S em torno a 1,34%-3,14% sugerem um ambiente disóxido a anóxico com uma productividade/preservação da MO de pouca a boa. A pouca disponibilidade de oxigênio durante o depósito das fácies M e B é congruente com a practicamente ausência de bioturbação e a abundância de framboides de pirita (fácies B e M).

Na fácies A, produz-se uma diminuição dos valores de TOC, coincidindo com a aparição de abundantes calciesferas e ostrácodos e uma alta bioturbação. Estes dados indicariam uma melhora nas condições de oxigenação do fundo e portanto do reciclado e alteração da MO.

Berner e Raiswell (1983) estabeleceram uma correlação positiva entre o TOC e o enxôfre em meios marinhos atuais, onde se assume que a pirita forma-se pela redução do sulfato de água marinha promovida pelas bacterias sulfato-redutoras. Fatores limitantes podem ser a presença de Fe, normalmente contribuido por sedimentos detríticos ou de sulfato, geralmente abundante em meios marinhos. O aumento de TS nas fácies B e sobretudo na M é congruente com o aumento em TOC e a menor disponibilidade de oxigênio. A relação C/S tem uma diminuição considerável na fácies M (1,34%) que pode ser devido a um aumento da degradação da MO durante os processos de redução do sulfato (Leventhal, 1983; Sweeney e Kaplan, 1980) ou mais provavelmente para a limitação na formação de pirita devido à ausência de ferro em rochas quase exclusivamente formadas por carbonatos (fácies A).

CONCLUSÕES

1.-As amostras estudadas contém betumes e óleos gerados pela maduração da matéria orgânica.

2.-Os poucos componentes terrígenos, vitrinita e inertinita, indicam áreas distantes do continente; e a presença de algas (provável Leioesferas) confirma um ambiente marinho.

3.-A reflectância da vitrinita (Rr~ 1.22%) pôde indicar estágios avançados de maturidade termal ao final da janela do petróleo. Isto é congruente com cores alaranjadas na pouca liptinita residual e com reflectâncias de betume que correspondem aos valores 0,94 e 1,33%, de reflectância da vitrinita equivalente.

Considerando isoladamente este intervalo, (10 % da Fm.), a capacidade como rocha mãe para a geração de hidrocarburetos é baixa; embora apresente níveis com uma capacidade de geração boa (fácies B e M). Tendo em conta que a presente análise foi levada a cabo nos últimos 20 metros da Fm., sería conveniente a realização de estudos mais detalhados.

BIBLIOGRAFIA

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