Estudios petrográficos y mineralógicos del carbón fósil de la sierra de Bahoruco (Provincia de Brahona, República Dominicana).
Las formaciones volcánicas de la Sierra de Bahoruco (provincia de Barahona, República Dominicana) contienen fragmentos carbonizados de plantas, principalmente troncos de árboles, que están compuestos por densas concentraciones de fusa mineralizada dura, con diversas microestructuras. Los exámenes petrográficos confirmaron la presencia de dos tipos de fusinita: la fusinita estructural con fragmentos de tejido arbóreo bien conservados, y la fusinita detrítica originada probablemente por los tejidos más blandos del floema de los árboles. Además de las variedades de fusinita desarrolladas a partir de los troncos y las raíces de los árboles, se identificaron tejidos carbonizados de la parte externa muerta de la epidermis del tronco afectados por el proceso microbiológico de putrefacción. Los anillos de crecimiento estacional poco marcados de los árboles, la forma y distribución de los tejidos arbóreos, así como los grados de destrucción de los tejidos, indicaban que los fragmentos procedían de árboles tropicales que crecían en estaciones lluviosas y secas específicamente marcadas, mientras que los tejidos de madera, carbonizados por la caída de polvo volcánico caliente, sugerían la existencia de un bosque tropical monzónico en la zona. La fusinita estaba fuertemente impregnada de calcita y pectolita, a veces de zeolitas (prehnita) y clorita. Estaba acompañada de sulfuros de hierro y cobre, es decir, pirita, calcopirita y calcocita. Estos últimos minerales se presentaron en formaciones magmáticas y piroclásticas, fuertemente asociadas a actividades hidrotermales.
1.Introdución
El carbón fósil es el producto de la carbonización, o pirólisis, de material vegetal en un ambiente con insuficiente acceso al oxígeno. El carbón fósil que se presenta en los sedimentos de carbón de períodos geológicos pasados se destaca como un litotipo de la fusina de carbono, compuesto por maceral como la semifusinita y la fusinita, dependiendo del grado de carbonización (Stach et al., 1982; Scott & Glasspool, 2007)
El origen de los componentes petrográficos del carbón fósil suele asociarse a la transformación de las plantas carbonizadas por los incendios forestales que asolan los bosques pantanosos o las turberas, con temperaturas superiores a los 250°C (Scott & Jones, 1994). Una de las fuentes de carbonización natural que se menciona con frecuencia es el calor contenido en la lava y el material piroclástico que hacen erupción los volcanes cercanos (por ejemplo, Scott, 1989; Snelling & Mackay, 1984)
Se ha encontrado carbón fósil en formaciones de carbón del intervalo de tiempo comprendido entre el Devónico tardío, es decir, desde el comienzo de la vegetación de los humedales, y la época moderna (p. ej.
Snelling & Mackay, 1984, Scott, 1989; Uhl et al., 2004, Diessel, 2009, Jasper et al. 2011, Uhl & Montenari, 2011; Tanner et al., 2012). En estas formaciones dominan las capas finas de fusa y las partículas microscópicas contenidas en el carbono, denominadas inertinita. Además, en varios yacimientos de carbón y rocas volcánicas aparecen capas gruesas de fusa (de hasta 0,15 m) e incluso porciones fosilizadas y carbonizadas de troncos, ramas o raíces en diversas etapas de mineralización. La mineralización de esos fragmentos vegetales suele estar asociada a los procesos de inyección postmagmática (un proceso neumo-hidrotérmico) o al metasomatismo postsedimentario. También se observa con frecuencia la mineralización de sulfuros (pirita, bornita), calcita y sílice.
Un yacimiento de pectolita azul (Woodruff & Fritsch, 1989; Bente et al., 1991) fue identificado en la Sierra de Bahoruco de la República Dominicana. El mineral pertenece a la serie volcánica basáltica-andesítica del Cretácico tardío (Zoppis de Sena, 1969) y presenta fragmentos carbonizados de troncos de árboles, con una rica mineralización (Kowalczyk et al., 2015). Los principales minerales que impregnan la fusa son la calcita y la pectolita, que frecuentemente se presentan junto con otros minerales. En este trabajo, los autores describen el carbón fósil mineralizado por la rara pectolita azul, con la presencia de otros minerales, haciendo una interesante y única contribución al origen de la fusain (por ejemplo, Scott, 1989; Scott & Jones, 1991) y su mineralización por una especie alóctona apenas conocida asociada a las rocas volcánicas.
2.Experimental
2.1. Recogida de muestras
Las muestras para los estudios con métodos analíticos fueron recogidas por los autores en el curso de dos viajes organizados en la República Dominicana en 2013 y 2016. Varias decenas de muestras de pectolita, rocas circundantes y fragmentos carbonizados y mineralizados de árboles fueron recogidos en un afloramiento y entregados a nuestro laboratorio en la Universidad de Ciencia y Tecnología AGH en Cracovia, Polonia. Se seleccionaron varios troncos de árboles bien conservados para preparar cinco secciones finas pulidas y cinco microsecciones pulidas y se aplicaron en los estudios que se presentan a continuación.
2.2. Métodos microscópicos
Las estructuras internas del carbón fósil se observaron con luz blanca y azul fluorescente con un microscopio polarizado Axioplan-Opton (Zeiss-Opton), utilizando micro-secciones pulidas, dispuestas perpendicularmente y en paralelo al eje de los brotes de madera. Las observaciones, complementadas con mediciones del coeficiente aleatorio de reflectancia bajo un reflectómetro MPM-400 (Zeiss-Opton), se realizaron en las condiciones estándar recomendadas por la norma ISO 7404-5:2009.
Las secciones finas de los materiales analizados se examinaron con un microscopio Olympus BX 51, equipado con una cámara digital DP12 diseñada para el registro automático de los ensayos. Se realizaron observaciones ópticas en luz transmitida.
El análisis de los principales minerales asociados a los carbones fósiles, preparados en forma de secciones finas, se realizó con un microscopio electrónico de barrido (SEM) FEI Quanta 200 FEG, equipado con un detector de energía dispersiva (EDS). El tiempo de análisis fue de 100 s para cada punto y la resolución fue de 1,5 nm. Los datos se corrigieron con el software ZAF/PB. Las observaciones de SEM y los análisis de EDS se realizaron en el Laboratorio de Microscopía Electrónica de Barrido de la Universidad de Ciencia y Tecnología de AGH.
2.3. Análisis de difracción de rayos X
El análisis de difracción de rayos X de las muestras de polvo se llevó a cabo, utilizando un difractómetro Philips PW 1729, con un monocromador de grafito X’PERT (radiación CuKα). El rango de mediciones fue de 5-75º 2Θ, con la corriente del tubo de 30 mA, la tensión del tubo de 35 kV, y la velocidad del contador de centelleo de 2o/min. Se utilizó el software XRAYAN para la interpretación de patrones de difracción. La investigación se llevó a cabo en el Laboratorio de Investigación de Fase, Estructural, Textural y Geoquímica de la Universidad de Ciencia y Tecnología AGH.
3.Resultados y discusión
3.1. Entorno geológico
Las rocas volcánicas que se presentan en la República Dominicana están asociadas al vulcanismo de aguas profundas del Cretácico tardío (Zoppis de Sena, 1969; Escuder-Viruete et.al., 2016). Dichas rocas se encuentran en muchas localidades de la isla bajo una cubierta de rocas sedimentarias más jóvenes, principalmente calizas terciarias (las Formaciones Polo y Neiba del Eoceno), y sedimentos cuaternarios no consolidados, representados por clásticos: fluviales y litorales.
Uno de los pocos afloramientos de vulcanita se encuentra en la Sierra de Bahoruco, en la provincia de Barahona, en el suroeste de la República Dominicana (Fig. 1). A
El afloramiento natural que se desarrolló en dirección E-O en la zona de falla regional es bastante pequeño (ca. 0,5 × 3 km). Presenta una serie de rocas volcánicas de tipo basáltico (Escuder-Viruete et.al., 2016), de más de 1,5 km de espesor, junto con formaciones piroclásticas. Las rocas están fuertemente alteradas, tanto en la superficie, debido a la meteorización, como en las capas más profundas, como resultado de los procesos hidrotermales que acompañan al vulcanismo. La parte superior de la capa de la serie volcánica se compone de varios ciclos eruptivos subaéreos, que se produjeron posteriormente en distintos momentos. Los ciclos particulares tienen espesores de varias decenas de centímetros a varios metros cada uno y contienen dos zonas eruptivas principales y distintas (Fig. 2)
1) roca volcánica de tipo basáltico; las rocas están fuertemente erosionadas en la sección superior, formando una capa de brecha, compuesta por fragmentos de basaltos erosionados, unidos por material detrítico fino, grava-arena-arcilla de color marrón-rojizo; el lecho crea una forma de paleosuelo, cubierto por la vegetación entre las erupciones;
2) material de origen piroclástico; está representado por cristaloclastos y vitroclastos, así como numerosos productos minerales secundarios. En la parte inferior del material volcánico, en la zona de contacto con la parte superior de la roca volcánica (paleosuelo), aparecen fragmentos de árboles (troncos y ramas) y otras plantas distribuidos de forma irregular, en distintos grados de carbonización (Fig. 2);
Tras el funcionamiento de los procesos hidrotermales (penetración de los sedimentos por soluciones calientes y mineralizadas), tanto las rocas basálticas como los sedimentos piroclásticos porosos fueron sometidos a transformaciones geoquímicas y a una mineralización secundaria, junto con una vegetación carbonizada. La mayoría de los componentes originales de las rocas basálticas estaban serpentinizados (anfíboles, piroxenos) y cloritizados (plagioclasa). Los cristalobastos se han conservado casi exclusivamente como formas pseudomórficas, rellenas de minerales del grupo de la serpentina. Los perfiles pseudomórficos son característicos de los piroxenos y los olivinos. La mayoría de los vitroclastos están rellenos de gel de sílice con minerales de arcilla. Tanto las rocas basálticas como las formaciones piroclásticas asociadas a ellas están cortadas por lentes y venas epigénicas, compuestas principalmente por calcita y pectolita azul (larimar). Esos minerales se acompañan de natrolita, calcedonia, hematita, cobre nativo, calcosina, apatita, titanita (esfena), prehnita, danburita y datolita (por ejemplo, Woodruff y Fritsch, 1989; Kowalczyk et al., 2015)
3.2. Formación petrográfica del carbón vegetal (fusain)
Los tallos de las plantas carbonizados quedaron atrapados en el material piroclástico cementado. En ese material se identificaron fragmentos de troncos de árboles, con una longitud de hasta 0,3 m (Fig. 2). Los fragmentos mostraban estructuras escamadas, similares a las del carbón vegetal actual y a las de la fusina fósil. Las escamas particulares de la fusa están unidas por una sustancia mineral de un tipo de aglutinante de relleno. El color de la fusa varía entre el gris oscuro y el negro, con brillo mate. Las impregnaciones minerales contribuyen a la elevada dureza de la roca sometida a examen.
En los aspectos petrográficos, el material representa la llamada fusain dura, es decir, un litotipo de carbón, en forma de fragmentos naturales de madera carbonizada, fuertemente impregnados de sustancias minerales, principalmente calcita y pectolita azul (larimar). Las escamas de fusainas carbonizadas son visibles en los cortes transversales como formas isométricas o partículas mayoritariamente alargadas, con una longitud de hasta 0,02 m. Las capas de lava y material piroclástico que rodean a la fusainas también muestran fragmentos finos bastante numerosos del mineral, que se presentan en fracciones de polvo (hasta 0,06 mm), que son fragmentos detríticos de pequeñas plantas carbonizadas, incluyendo partes de hojas y tallos de pequeñas plantas verdes. Los exámenes microscópicos confirmaron estas observaciones.
La fusina está representada en la escala microscópica exclusivamente por varios tipos de fusinita. Se presenta con mayor frecuencia en forma de tejidos de madera carbonizados, con estructuras vegetales bien conservadas (fusinita masiva estructural) o destruidas mecánicamente (la llamada fusinita detrítica). Además, una fusinita masiva raramente observada se encontró en fragmentos carbonizados de hojas y tallos de plantas verdes (probablemente de hierba y otras plantas herbáceas perennes). Tanto la fusinita masiva como la detrítica pertenecen a variedades duras y, como ya se ha mencionado, están total o parcialmente (raramente) rellenas o impregnadas principalmente de calcita y pectolita. La geometría de las concentraciones de impregnación mineral en la fusinita indica un proceso secundario que opera después de la carbonización de los fragmentos orgánicos. Parece que estamos tratando aquí con procesos post-magmáticos de mineralización hidrotermal
La fusinita examinada con luz blanca reflejada es visiblemente cambiante como resultado de una capacidad algo diferente de reflejar la luz, lo que indica cambios en la capacidad reflexiva. Esto se revela por los colores dobles: blanco y gris claro (Figs. 3A y 3B), causados por los componentes de los tejidos vegetales carbonizados de grados de reflectancia representativos. Las partes de los vasos del xilema, que están perforadas con poros submicroscópicos uniformemente distribuidos, bien conservados durante el proceso de carbonización de la madera, son más oscuras en la luz reflejada. Contrastan claramente con la claridad de las fibras y la médula de la madera, desprovistas de gran cantidad de agujeros en las paredes celulares. Esta observación es importante para determinar el coeficiente de reflectancia de la fusinita (Ror) y, en consecuencia, la temperatura de carbonización de la madera fósil. Las observaciones petrográficas de troncos de árboles fósiles en varios cortes transversales revelaron una serie de detalles de la madera y el floema en la formación de la fusinita, y estos pueden ser importantes como componentes de diagnóstico en la identificación de las especies arbóreas originales. En general, lo que predomina en cantidad es el tipo de tejido xilemático conservado (madera), con su anillo estacional – estructuras de tejido vascular, similares a las de las especies tropicales de madera dura (Fig. 3A). En los cortes transversales de los fragmentos de madera carbonizada, podemos observar anillos de crecimiento poco marcados, revelados por perfiles claros de los vasos portadores con paredes celulares gruesas y masivas en el fondo de fibras de madera de paredes finas (Figs. 3A y 3C). La formación de microranillos compuestos por vasos masivos y fibras de madera es menos visible aquí en comparación con la madera xilemática de las especies de la zona templada, lo cual está indicado por la presencia de madera tropical que crece en estaciones lluviosas y secas poco marcadas (bosque monzónico).
Otro tipo de tejidos de madera está representado en los fragmentos de tronco de árbol analizados por fusinita de paredes finas, sin anillos de crecimiento claros (Fig. 3D), que se originó en la médula del xilema de la madera.
Esta variedad de fusinita es probablemente una reliquia de la parte básica de la madera original del xilema y también de la médula del floema. La identificación del floema está indicada por los tejidos del floema aplastados y desgarrados
Los tejidos del floema están aplastados y desgarrados, probablemente causados por la caída de polvo volcánico y como resultado de los cambios de volumen durante la carbonización de esos tejidos mecánicamente menos resistentes. En consecuencia, los tejidos
constituyen una etapa estructural intermedia que se convierte en fusinita detrítica en el sentido petrográfico. La fusinita detrítica contiene los relictos de los anillos de crecimiento del floema y del muelle, que están fuertemente destruidos, es decir, transformados en paredes trituradas de pulpa detrítica (Figs. 3C y 3E). Dentro de esa forma estructural de fusinita, no hay detritus de tejido vascular, sino que sólo se pueden identificar detritus de fibra de madera. El origen de esa forma detrítica de fusinita parece estar asociado a la presión ejercida por la caída de polvo, cubierta posteriormente por la lava, e incluso provocada por la cristalización de minerales en un proceso hidrotermal multifásico. Esta estructura también se creó debido a la naturaleza frágil de la fusinita desarrollada a partir de tejidos de fibra de madera de paredes finas y raramente de médula de floema.
En las secciones externas de las escamas compuestas por tejido estructural de fusinita, se identificó un tipo específico de ese maceral de carbono, que representa tejidos carbonizados de corteza de árbol (corcho cambium) necrosados (visibles en las partes externas de los troncos de los árboles), siendo un efecto de transformación microbiológica comparable a la llamada podredumbre de la madera (Fig. 3F). Las células de esa capa del tronco mostraban perfiles cuboides, ligeramente inclinados como resultado de la presión ejercida sobre el tejido reblandecido, con las paredes celulares hinchadas y engrosadas como cuentas, debido al desarrollo de colonias de bacterias de la podredumbre. Las transformaciones visibles en las paredes celulares indicaban un proceso de putrefacción bacteriana bastante avanzado. En referencia al origen del material, esa imagen puede ser una evidencia de un rápido proceso de carbonización de la madera, probablemente causado por el polvo volcánico caliente que cubría un bosque pantanoso. En la sección transversal longitudinal del núcleo de los troncos examinados (Fig. 4A), se podían observar bandas carbonizadas de fibras de madera del xilema o del floema que corrían entre los vasos conductores en direcciones radiales.
Entre las células de las fibras de madera en forma de huso, eran visibles vasos de médula de paredes finas más grandes, de radios centrales, dispuestos en hileras simples, de pie y colocados en niveles específicos (marcados con «P» en la Fig. 4A). Estas formas indicaban que la madera procedía de dicotiledóneas. Las células estaban conectadas por vasos o fibras con grandes agujeros, llamadas células de contacto. Algunas de esas células estaban aisladas. La ausencia de canales de resina y la disposición de los radios del núcleo demostraban claramente la presencia de madera dura tropical.
Además de los tejidos vegetales identificados con troncos de árboles carbonizados, las capas de lava también contenían fragmentos carbonizados de
otras partes de plantas, lo suficientemente típicas para reconocer fácilmente.
En las capas de lava se encontraron las siguientes:
– Fragmentos carbonizados de pequeñas hojas de plantas tropicales verdes,
– Fagmentos carbonizados de tallos de plantas verdes.
Las hojas carbonizadas (Figs. 4B, 4C y 4D) asumieron la forma de partículas de fusinita de las cutículas y el clorénquima (médula vascular) desarrollado como células vegetales isométricas, con marcada presencia de haces vasculares. Las partes externas de las hojas se convirtieron en cutículas masivas carbonizadas, con una morfología triangular poco marcada en el lado de la médula (Figs. 4B y 4D), mientras que la parte básica de la fusinita de la hoja fue creada por la médula del clorénquima comprimido (Fig. 4C).
Lo que ocurrió más frecuentemente en los especímenes examinados fueron cutículas carbonizadas de hojas y tallos verdes, desprovistas de tejidos de
clorénquima, reconocibles sobre la base de un circular, aunque fuertemente deformado, visible en la sección transversal. Estas se convirtieron en fusinita masiva, con una dentadura característica bien conservada en el lado del tejido de clorénquima completamente mineralizado o con una forma externa regular de la cutícula carbonizada. La identificación de esas partes de plantas apuntaba a la presencia de un sotobosque verde en el bosque tropical.
La descripción petrográfica presentada se refiere al carbón vegetal (fusinita) que se desarrolló a partir de los fragmentos de los troncos de los árboles, con núcleo de madera conservado y en parte floema y corcho. La lava también contenía restos de fusinita de hojas y tallos de plantas verdes.
3.3 Mineralización de la fusinita
Las muestras examinadas presentaban una rica impregnación polimineral de fusinita. Los minerales básicos que rellenaban las celdas de madera carbonizada incluían calcita y pectolita. La prehnita y los minerales arcillosos acompañaban a los primeros en menor cantidad. Las fases minerales específicas se identificaron sobre la base de exámenes microscópicos con luz blanca reflejada y luz transmitida (Fig. 5), así como sobre la base de análisis de rayos X (Fig. 6). Además, los exámenes microscópicos revelaron la presencia de trazas de sulfuros de hierro y cobre (es decir, pirita, calcopirita y calcosina)
– Un pico con su valor máximo en ca. 1,53% (Rr1), que indica la reflectancia media de los tejidos vasculares carbonizados, fuertemente perforados con agujeros conductores submicroscópicos (los poros vacíos reducen la capacidad reflexiva medida en las paredes celulares).
– Un pico con su valor máximo en ca. 1,90% (Rr2), que expresa la reflectancia media de las fibras leñosas de paredes gruesas; se trata de la reflectancia media real de la fusinita examinada, que refleja la temperatura de carbonización porque indica que el tejido leñoso está desprovisto de un gran número de agujeros naturales;
– Un único pico con su valor máximo en aproximadamente 2,61%, que indica la reflectancia media de los vasos leñosos carbonizados que estaban en contacto directo con la lava, o de otras pequeñas partes detríticas de la fusinita que se encuentran dentro de la lava.
Cada uno de los picos individuales identificados del reflectograma, documentado con un gran número de mediciones individuales (alrededor de 100, de acuerdo con la ISO), tenía una distribución normal distribución normal en el nivel de significación de 0,05, confirmado por las pruebas de significación estadística y los coeficientes de asimetría y curtosis. La reflectancia media de la fusinita permite una evaluación aproximada del grado de carbonización. Utilizando el gráfico de Ascough et al. (2010), relativo a los cambios en la reflectancia de la madera carbonizada en temperaturas crecientes, se puede estimar que la madera estudiada fue carbonizada en las temperaturas de aproximadamente 480 a
4.Conclusiones
Se examinaron fragmentos carbonizados de brotes vegetales y principalmente de troncos de árboles, procedentes de las formaciones volcánicas de la Sierra de Bahoruco. Las muestras estaban compuestas por concentraciones de fusinita dura, con microestructuras cambiantes. Se identificó fusinita estructural desarrollada a partir de tejidos leñosos y fusinita detrital, probablemente originada por tejidos más blandos del floema, triturados por los fenómenos volcánicos dinámicos y la contracción de la materia orgánica sometida al proceso de carbonización. Además, se reconocieron tejidos carbonizados de epidermis muerta (capa de corcho). Estos fragmentos estaban afectados por el proceso de putrefacción microbiológica. Los anillos de crecimiento estacional poco marcados en la madera y la forma y distribución de los tejidos de la madera, junto con el grado de destrucción de los tejidos, indicaban que la materia orgánica se había originado en maderas duras tropicales, con estaciones lluviosas y secas claramente marcadas, carbonizadas por el polvo volcánico caliente que caía en el bosque tropical monzónico vivo.
La temperatura de carbonización se estimó en aprox. 480 a 550oC. Estos valores se obtuvieron midiendo la reflectancia media de la fusinita que crea las fibras de madera no perforadas de los troncos de los árboles y la fusinita de las hojas y tallos carbonizados de las plantas verdes, en comparación con los procesos de carbonización industrial actual de la madera.
La fusinita está fuertemente impregnada de calcita y pectolita y a veces de zeolitas (prehnita) y cloritas. Estos minerales van acompañados de sulfuros de hierro y cobre, es decir, pirita, calcopirita y calcocita. Estos últimos minerales se encontraron en formaciones magmáticas, fuertemente integradas con actividades hidrotermales post-magmáticas. Así lo indicaba la impregnación de la fusinita con esas fases minerales, incluyendo el relleno de las grietas secundarias entre las células de fusinita carbonizada encogidas. La localización del carbón vegetal, que es una mezcla de la capa piroclástica entre los lechos de rocas volcánicas, indica su origen más probable. El bosque tropical que crecía sobre la lava meteorizada cerca de un volcán estaba cubierto por una gruesa capa de material volcánico. Ese proceso provocó un incendio que probablemente no duró mucho, debido a la intensa caída de polvo por la escasez de oxígeno. Un ciclo posterior de flujo de lava cubrió la capa de toba que contenía carbón, provocando probablemente un cierto aumento del grado de carbonización, lo que se puede concluir a partir de las pruebas de reflectividad. Las soluciones hidrotermales que penetraron en las capas tobogénicas, impregnaron el carbón natural con minerales epigenéticos.
Agradecimientos: Este estudio ha contado con el apoyo de la Universidad de Ciencia y Tecnología AGH: becas nº 11.11.140.319 y nº 11.11.140.837. Nos gustaría dar las gracias a al revisor Jim Hower y al editor de la revista Ralf Littke por sus constructivos comentarios y sugerencias.
Conflictos de intereses: Los autores declaran no tener ningún conflicto de intereses..
Referencias
Ascough, P.L., Bird, M.I., Scott, A.C., Collison, M.E., Cohen-Ofri, I., Snape, C.E., Manquais K. 2010. Charcoal reflectance measurements: implications for structural estructural y la evaluación de la alteración diagenética. J. Archaeol. Sci. 37, 7, 1590 – 1599.
Bente, K., Thum, R., Wannemacher, J., 1991. Pectolitas coloreadas, llamadas «Larimar», de la Sierra de Bahoruco, provincia de Barahona, sur de la República Dominicana. N. Jb.
Min. Mh. 1, 14 – 22.
Diessel, C.F.K., 2009. La distribución estratigráfica de la inertinita. Int. J. Coal Geol., 81, 251 – 268.
Escuder-Viruete, J., Joubert, M., Abad, M., Pérez-Valera, F., Gabites, J., 2016. El volcanismo basáltico de la Formación Dumisseau en la Sierra de Bahoruco, SO de República Dominicana: Un registro del magmatismo relacionado con la pluma de manantial de la Gran Provincia Ígnea del Caribe. Lithos, 254-255, 67 – 83.
Jasper, A., Uhl, D., Guerra-Sommer, M., Hamad, A.M.B.A., Machado, N.T.G., 2011. Restos de carbón vegetal de una capa de tonstein en la Cuenca Carbonífera de Faxinal, Pérmico Inferior, sur de la Cuenca del Paraná, Brasil. An. Acad. Bras. Ciênc. 83 (2), 471 – 481.
Kowalczyk, J., Natkaniec-Nowak, L., Wachowiak, J., 2015. Larimar – una roca de pectolita única de la República Dominicana. Geol., Geoph., Environ. 41 (1), 101 – 102.
Métodos para el análisis petrográfico del carbón – Parte 5: Método de determinación microscópica de la reflectancia de la vitrinita. ISO 7404-5:2009. Organización Internacional de Normalización, Ginebra, Suiza, www.iso.org.
Scott, A.C., 1989. Observación sobre la naturaleza y el origen de la fusa. Int. J. Coal Geol. 12, 443 – 475.
Scott, A.C., Jones, T.P., 1991. Fossil charcoal: a plant-fossil record preserved by fire. Geol. Today, 7 (6), 214 – 216.
Scott, A.C., Jones, T.P., 1994. The nature and influence of fires in Carboniferous ecosystems. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 106, 91-112.
Scott, A.C., Glasspool, I.J., 2007. Observations and experiments on the origin and formation of inertinite macerals. Int. J. Coal Geol. 70. 53-66.
Snelling, A., Mackay, J., 1984. Coal, volcanism and and Noah’s Flood. J. Creation. 1, 11 – 29.
Stach, E., Mackowsky, M.Th., Teichmuller, M., Taylor, G.H., Chandra, D., Teichmuller, R., 1982. Textbook of Coal Petrology, Gebruder Bortraeger, 3ª ed. Berlín, Stuttgart.
Tanner, L.H., Wang, X., Morabito, A.C., 2012. Fossil charcoal from the Middle Jurassic of the Ordos Basin, China and its paleoatmospheric implications. Geoscience Frontiers. 3 (4), 493 – 502.
Uhl, D., Lausberg, S., Noll, R., Stapf, K.R.G., 2004. Wildfires in the Late Palaeozoic of Central Europe – an overview of the Rotliegend (Upper Carboniferous-Lower Permian) of the Saar-Nahe Basin (SW-Germany). Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 207, 23-35.
Uhl, D., Montenari, M., 2011. Charcoal as evidence of palaeo-wildfires in the Late Triassic of SW Germany. Geol. J. 46, 34-41.
Woodruff, R.E., Fritsch, E., 1989. Blue pectolite from the Dominican Republic. Gems Gemol. 25 (4), 216 – 225.
Zoppis de Sena, R., 1969. Atlas geológico y mineralógico de la República Dominicana. Gems Gemol. vide: Woodruff, E., y Fritsch, E., (loc. cit.).