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Evento de extinción Triásico-Jurásico

El evento de extinción Triásico-Jurásico (Tr-J) ( TJME ), a menudo llamado extinción del final del Triásico , fue un evento de extinción mesozoico que marca el límite entre los períodos Triásico y Jurásico , hace 201,4 millones de años , [1] y es uno de los cinco principales eventos de extinción del eón fanerozoico , [2] que afectan profundamente la vida en la tierra y en los océanos. En los mares, desapareció toda la clase de conodontos [3] [4] y entre el 23 y el 34% de los géneros marinos. [5] [6] En tierra, todos los arcosauromorfos distintos de los crocodilomorfos , pterosaurios y dinosaurios se extinguieron; algunos de los grupos que se extinguieron eran anteriormente abundantes, como los etosaurios , los fitosaurios y los rauisúquidos . Algunos terápsidos no mamíferos restantes y muchos de los grandes anfibios temnospondilo también se habían extinguido antes del Jurásico. Sin embargo, todavía hay mucha incertidumbre sobre una conexión entre el límite Tr-J y los vertebrados terrestres, debido a la falta de fósiles terrestres de la etapa Rética (última) del Triásico. [7] Lo que quedó bastante intacto fueron las plantas , los crocodilomorfos, los dinosaurios, los pterosaurios y los mamíferos ; [8] [9] [10] esto permitió que los dinosaurios, pterosaurios y crocodilomorfos se convirtieran en los animales terrestres dominantes durante los siguientes 135 millones de años. [11] [9]

El análisis estadístico de las pérdidas marinas en este momento sugiere que la disminución de la diversidad fue causada más por una disminución de la especiación que por un aumento de las extinciones. [12] Sin embargo, una pronunciada rotación de esporas de plantas y un colapso de las comunidades de arrecifes de coral indican que ocurrió una catástrofe ecológica en el límite Triásico-Jurásico. [13] [14] Hipótesis más antiguas sobre la extinción han propuesto que el cambio gradual del clima o del nivel del mar puede ser el culpable, [15] o quizás uno o más impactos de asteroides. [16] [17] [18] Sin embargo, la teoría mejor respaldada y ampliamente sostenida sobre la causa de la extinción de Tr-J atribuye la culpa al inicio de erupciones volcánicas en la Provincia Magmática del Atlántico Central (CAMP), [ 19] que fue responsable de emitir una gran cantidad de dióxido de carbono a la atmósfera de la Tierra, [20] [21] induciendo un profundo calentamiento global , [22] junto con la acidificación de los océanos . [23]

Efectos

Este evento dejó vacíos nichos ecológicos terrestres , permitiendo a los dinosaurios asumir los roles dominantes en el período Jurásico. Este evento ocurrió en menos de 10.000 años y ocurrió justo antes de que Pangea comenzara a fragmentarse. En la zona de Tubinga ( Alemania ) se puede encontrar un lecho óseo del Triásico-Jurásico , característico de esta frontera. [24]

Invertebrados marinos

La extinción del Triásico-Jurásico completó la transición de la fauna evolutiva del Paleozoico a la fauna evolutiva moderna, [25] un cambio que comenzó después de la extinción del final del Guadalupiano [26] y continuó después del evento de extinción del Pérmico-Triásico (PTME). . [27] La ​​diversidad del plancton se vio afectada relativamente levemente en el límite Triásico-Jurásico, aunque las tasas de extinción entre los radiolarios aumentaron significativamente. [28] Los amonitas se vieron afectados sustancialmente por la extinción del Triásico-Jurásico. Los ceratitidanos , el grupo de amonites más destacado del Triásico, se extinguieron a finales del Rético después de haber visto su diversidad reducida significativamente en el Noriano . Otros grupos de amonites como Ammonitina , Lytoceratina y Phylloceratina se diversificaron desde el Jurásico Temprano en adelante. Los bivalvos experimentaron altas tasas de extinción a principios y medio del Rético. [7] El efecto Lilliput afectó a los bivalvos megalodóntidos , [29] mientras que los bivalvos de concha de lima experimentaron el efecto Brobdingnag, lo contrario del efecto Lilliput, como resultado del evento de extinción masiva. [30] Hay alguna evidencia de un evento de cosmopolitismo de bivalvos durante la extinción masiva. [31] La diversidad de gasterópodos apenas se vio afectada en el límite Triásico-Jurásico, aunque los gasterópodos sufrieron gradualmente numerosas pérdidas a lo largo del Noriano tardío y el Rético, durante el período previo al TJME. [32] La diversidad de los braquiópodos disminuyó al final del Triásico antes de rediversificarse en el Sinemuriense y el Pliensbachiano . [33] Los briozoos , particularmente los taxones que vivían en entornos marinos, ya habían estado en declive desde el Noriano y sufrieron más pérdidas en el TJME. [34] Los conularidos aparentemente se extinguieron por completo al final del Triásico. [7] Alrededor del 96% de los géneros de coral se extinguieron, siendo especialmente devastados los corales integrados. [35] Los corales prácticamente desaparecieron del océano Tetis al final del Triásico, excepto en sus tramos más septentrionales, [36] lo que resultó en una "brecha de coral" del Hettangiano temprano. [37] Existe buena evidencia de un colapso en la comunidad de arrecifes, que probablemente fue impulsado porAcidificación de los océanos resultante del CO 2 suministrado a la atmósfera por las erupciones CAMP. [38] [39]

La mayoría de las pruebas apuntan a una recuperación relativamente rápida de la extinción masiva. Los ecosistemas bentónicos se recuperaron mucho más rápidamente después del TJME que después del PTME. [40] Los ambientes marinos bentónicos del Jurásico temprano británico muestran una recuperación relativamente rápida que comenzó casi inmediatamente después del final de la extinción masiva a pesar de numerosas recaídas en condiciones anóxicas durante el Jurásico temprano. [41] En la Cuenca Neuquina , la recuperación comenzó a finales del Hettangiano temprano y duró hasta un nuevo equilibrio de biodiversidad en el Hettangiano tardío. [42] Además, a pesar de los episodios anóxicos recurrentes, los grandes bivalvos comenzaron a reaparecer poco después del evento de extinción. [43] Las esponjas silíceas dominaron el intervalo inmediatamente posterior gracias a la enorme afluencia de sílice a los océanos procedente de la erosión de los extensos basaltos del CAMP. [44] [45] Sin embargo, algunos clados se recuperaron más lentamente que otros, como lo ejemplifican los corales y su desaparición a principios del Hettangiano. [37]

Vertebrados marinos

Los conodontos fueron un importante grupo de vertebrados que se extinguió al final del Triásico.

Los peces no sufrieron una extinción masiva al final del Triásico. El Triásico tardío en general experimentó una caída gradual en la diversidad actinopterigia después de una explosión evolutiva en el Triásico medio. Aunque esto puede deberse a la caída del nivel del mar o al evento pluvial del Carniano , puede ser más bien el resultado de un sesgo de muestreo considerando que los peces del Triásico medio han sido estudiados más extensamente que los peces del Triásico tardío. [46] A pesar de la aparente caída en la diversidad, los neopterigios (que incluyen a la mayoría de los peces óseos modernos) sufrieron menos que los actinopterigios más "primitivos", lo que indica un recambio biológico donde los grupos modernos de peces comenzaron a suplantar a los grupos anteriores. [7] Los conodontos , que fueron fósiles índice prominentes durante todo el Paleozoico y el Triásico, finalmente se extinguieron en el límite de TJ luego de una diversidad en declive. [7]

Al igual que los peces, los reptiles marinos experimentaron una caída sustancial en su diversidad entre el Triásico Medio y el Jurásico. Sin embargo, su tasa de extinción en el límite Triásico-Jurásico no fue elevada. Las mayores tasas de extinción experimentadas por los reptiles marinos del Mesozoico se produjeron en realidad al final de la etapa Ladiniense , que corresponde al final del Triásico Medio. Las únicas familias de reptiles marinos que se extinguieron en el límite Triásico-Jurásico o ligeramente antes fueron los placoquélidos (la última familia de placodontos ) y los ictiosaurios gigantes como los shastasáuridos y los shonisáuridos . [47] Sin embargo, algunos autores han argumentado que el final del Triásico actuó como un " cuello de botella " genético para los ictiosaurios, que nunca recuperaron el nivel de diversidad y disparidad anatómica que poseían durante el Triásico. [48]

Vertebrados terrestres

Los capitosaurios (como este Mastodonsaurus ) estuvieron entre los principales grupos de anfibios que se extinguieron en el límite de TJ, aunque es posible que muchos se hayan extinguido antes.

La fauna terrestre fue afectada por el TJME mucho más severamente que la fauna marina. [49] Una de las primeras pruebas de una extinción del Triásico Tardío fue un importante recambio de tetrápodos terrestres como anfibios, reptiles y sinápsidos. Edwin H. Colbert trazó paralelismos entre el sistema de extinción y adaptación entre los límites Triásico-Jurásico y Cretácico-Paleógeno. Reconoció cómo los dinosaurios, los lepidosaurios ( lagartos y sus parientes) y los crocodiliformes ( cocodrílidos y sus parientes) llenaron los nichos de grupos más antiguos de anfibios y reptiles que se extinguieron a principios del Jurásico. [15] Olsen (1987) estimó que el 42% de todos los tetrápodos terrestres se extinguieron al final del Triásico, basándose en sus estudios de cambios de fauna en el Supergrupo de Newark del este de América del Norte. [17] Estudios más modernos han debatido si el recambio en los tetrápodos del Triásico fue abrupto al final del Triásico, o más bien más gradual. [7]

Durante el Triásico, los anfibios estaban representados principalmente por grandes miembros del orden Temnospondyli , parecidos a cocodrilos . Aunque los primeros lisanfibios (anfibios modernos como ranas y salamandras ) aparecieron durante el Triásico, se volverían más comunes en el Jurásico, mientras que los temnospóndilos disminuyeron en diversidad más allá del límite Triásico-Jurásico. [17] Aunque la disminución de los temnospóndilos envió ondas de choque a través de los ecosistemas de agua dulce, probablemente no fue tan abrupta como algunos autores han sugerido. Los braquiopoides , por ejemplo, sobrevivieron hasta el Cretácico según nuevos descubrimientos de los años 1990. Varios grupos de temnospondilo se extinguieron cerca del final del Triásico a pesar de su abundancia anterior, pero no se sabe qué tan cerca estuvieron sus extinciones del final del Triásico. Los últimos metoposáuridos conocidos (" Apachesaurus " ) eran de la Formación Redonda , que pudo haber sido del Rético temprano o del Noriense tardío . Gerrothorax , el último plagiosáurido conocido , se ha encontrado en rocas que probablemente (pero no con certeza) sean réticas, mientras que en 2018 se encontró un húmero de capitosaurio en depósitos de la edad rética. Por lo tanto, los plagiosáuridos y los capitosaurios probablemente fueron víctimas de una extinción en el mismo momento. finales del Triásico, mientras que la mayoría de los demás temnospóndilos ya estaban extintos. [50]

La extinción de los reptiles al final del Triásico no se comprende bien, pero los fitosaurios (como este Redondasaurus ) pasaron de ser abundantes a extinguirse a finales del Rético.

Las faunas de reptiles terrestres estuvieron dominadas por arcosauromorfos durante el Triásico, particularmente fitosaurios y miembros de Pseudosuchia (el linaje de reptiles que conduce a los cocodrilos modernos ). A principios del Jurásico y en adelante, los dinosaurios y pterosaurios se convirtieron en los reptiles terrestres más comunes, mientras que los reptiles pequeños estaban representados principalmente por lepidosauromorfos (como los lagartos y parientes tuátara). Entre los pseudosuquios, solo los pequeños crocodilomorfos no se extinguieron al final del Triásico, extinguiéndose tanto los subgrupos herbívoros dominantes (como los aetosaurios ) como los carnívoros ( rauisúquidos ). [17] Los fitosaurios, drepanosaurios , trilofosáuridos , tanistrofeidos y procolofónidos , que eran otros reptiles comunes a finales del Triásico, también se habían extinguido a principios del Jurásico. Sin embargo, es difícil identificar la extinción de estos diferentes grupos de reptiles terrestres, ya que la última etapa del Triásico (el Rético) y la primera etapa del Jurásico (el Hettangiano ) tienen pocos registros de animales terrestres grandes. Algunos paleontólogos han considerado que sólo los fitosaurios y los procolofónidos se extinguieron en el límite Triásico-Jurásico, mientras que otros grupos se extinguieron antes. [7] Sin embargo, es probable que muchos otros grupos sobrevivieran hasta el límite según los depósitos de fisuras británicos del Rético. Los etosaurios, los kuehneosáuridos , los drepanosaurios, los tecodontosáuridos , los "saltoposúquidos" (como Terrestrisuchus ), los trilofosáuridos y varios pseudosuquios no crocodilomorfos son ejemplos de reptiles réticos que pueden haberse extinguido en el límite Triásico-Jurásico. [51] [52] [53]

Plantas terrestres

El evento de extinción también marca una renovación floral, con estimaciones del porcentaje de plantas perdidas antes de la extinción rética que oscilan entre el 17% y el 73%. [54] Aunque se observan recambios de esporas a lo largo del límite Triásico-Jurásico, la brusquedad de esta transición y las abundancias relativas de determinados tipos de esporas tanto antes como después del límite son muy variables de una región a otra, lo que apunta a una reestructuración ecológica global en lugar de que una extinción masiva de plantas. [8] En general, las plantas sufrieron pérdidas menores de diversidad a escala global como resultado de la extinción, pero las tasas de rotación de especies fueron altas y se produjeron cambios sustanciales en términos de abundancia relativa y distribución del crecimiento entre los taxones. [55] La evidencia de Europa Central sugiere que en lugar de una disminución aguda y muy rápida seguida de una radiación adaptativa, se observa una renovación más gradual tanto en las plantas fósiles como en las esporas con varias etapas intermedias durante el transcurso del evento de extinción. [56] La extinción de especies de plantas puede explicarse en parte por el supuesto aumento de dióxido de carbono en la atmósfera como resultado de la actividad volcánica CAMP, que habría creado fotoinhibición y disminuido los niveles de transpiración entre especies con baja plasticidad fotosintética, como las de hoja ancha. Ginkgoales que disminuyeron hasta casi extinguirse a través del límite Tr-J. [57]

Los helechos y otras especies con hojas disecadas mostraron una mayor adaptabilidad a las condiciones atmosféricas del evento de extinción, [58] y en algunos casos pudieron proliferar a través de la frontera y en el Jurásico. [57] En la cuenca de Jiyuan, en el norte de China, el contenido de Classopolis aumentó drásticamente en concordancia con el calentamiento, la desecación, la actividad de incendios forestales, el enriquecimiento en carbono isotópicamente ligero y una reducción general de la diversidad floral. [59] En la cuenca de Sichuan , los bosques mixtos relativamente fríos del Rético tardío fueron reemplazados por helechos áridos y cálidos durante la transición Triásico-Jurásico, que a su vez dio paso más tarde a una flora dominada por queirolépidos en el Hettangiano y el Sinemuriano. [60] La abundancia de helechos en China que eran resistentes a altos niveles de aridez aumentó significativamente a lo largo del límite Triásico-Jurásico, aunque los helechos mejor adaptados a ambientes húmedos y húmedos disminuyeron, lo que indica que las plantas experimentaron un estrés ambiental importante, aunque no una masa absoluta. extinción. [61] En algunas regiones, sin embargo, se produjeron importantes extinciones florales, y algunos investigadores cuestionaron la hipótesis de que no hubo una extinción masiva floral significativa sobre esta base. En el supergrupo de Newark de la costa este de los Estados Unidos , alrededor del 60% de los diversos conjuntos de polen monosacados y bisacados desaparecen en el límite Tr-J, lo que indica una extinción importante de géneros de plantas. Las asociaciones de polen del Jurásico temprano están dominadas por Corollina , un nuevo género que aprovechó los nichos vacíos dejados por la extinción. [62] A lo largo de los márgenes del Mar Epicontinental Europeo y las costas europeas del Tetis, las turberas costeras y cercanas a la costa fueron víctimas de un aumento abrupto del nivel del mar. Estas turberas fueron sustituidas por una flora oportunista pionera tras una abrupta caída del nivel del mar, aunque su apogeo duró poco y se extinguió poco después de su ascenso. [63] En la cuenca del Eiberg de los Alpes Calcáreos del Norte , hubo una rotación palinomorfa muy rápida. [64] La poliploidía puede haber sido un factor importante que mitigó el riesgo de extinción de una especie de conífera. [sesenta y cinco]

Posibles Causas

Cambio climático gradual

El cambio climático gradual , las fluctuaciones del nivel del mar o un pulso de acidificación oceánica durante el Triásico tardío pueden haber alcanzado un punto de inflexión . Sin embargo, no se comprende bien el efecto de tales procesos en los grupos de animales y plantas del Triásico.

Las extinciones al final del Triásico se atribuyeron inicialmente a entornos que cambiaban gradualmente. Dentro de su estudio de 1958 que reconocía el recambio biológico entre el Triásico y el Jurásico, la propuesta de Edwin H. Colbert fue que esta extinción era el resultado de procesos geológicos que disminuían la diversidad de los biomas terrestres. Consideró que el período Triásico fue una era en la que el mundo experimentó una variedad de entornos, desde imponentes tierras altas hasta desiertos áridos y marismas tropicales. Por el contrario, el período Jurásico fue mucho más uniforme tanto en clima como en elevación debido a las excursiones por mares poco profundos. [15]

Estudios posteriores observaron una clara tendencia hacia una mayor aridificación hacia el final del Triásico. Aunque las zonas de latitudes altas como Groenlandia y Australia en realidad se volvieron más húmedas, la mayor parte del mundo experimentó cambios climáticos más drásticos, como lo indican las pruebas geológicas. Esta evidencia incluye un aumento de los depósitos de carbonato y evaporita (que son más abundantes en climas secos) y una disminución de los depósitos de carbón (que se forman principalmente en ambientes húmedos como los bosques de carbón ). [7] Además, es posible que el clima se haya vuelto mucho más estacional, con largas sequías interrumpidas por severos monzones . [66] El mundo también se calentó gradualmente durante este tiempo; Desde finales del Noriense hasta el Rético, las temperaturas medias anuales aumentaron entre 7 y 9 °C. [67] El sitio de Hochalm en Austria conserva evidencia de perturbaciones del ciclo del carbono durante el Rético que precede al límite Triásico-Jurásico, lo que podría tener un papel en la crisis ecológica. [68]

caída del nivel del mar

Las formaciones geológicas en Europa parecen indicar una caída del nivel del mar a finales del Triásico y luego un aumento a principios del Jurásico. Aunque en ocasiones se ha considerado que la caída del nivel del mar es culpable de las extinciones marinas, la evidencia no es concluyente ya que muchas caídas del nivel del mar en la historia geológica no están correlacionadas con un aumento de las extinciones. Sin embargo, todavía hay alguna evidencia de que la vida marina se vio afectada por procesos secundarios relacionados con la caída del nivel del mar, como la disminución de la oxigenación (causada por una circulación lenta) o el aumento de la acidificación. Estos procesos no parecen haber sido mundiales, ya que se cree que la caída del nivel del mar observada en los sedimentos europeos no es global sino regional, [69] pero pueden explicar las extinciones locales de la fauna marina europea. [7] Un nivel del mar pronunciado en los últimos registros del Triásico del lago Williston en el noreste de Columbia Británica , que entonces era el margen noreste de Panthalassa, resultó en un evento de extinción de bivalvos infaunales (que habitan en sedimentos), aunque no de los epifaunales. [70]

Impacto extraterrestre

El embalse de Manicouagan en Quebec , un enorme cráter formado por un impacto del Triásico Tardío. La datación radiométrica ha determinado que es unos 13 millones de años más antigua que el límite Triásico-Jurásico y, por tanto, es un candidato poco probable a una extinción masiva.

Algunos han planteado la hipótesis de que el impacto de un asteroide o cometa provocó la extinción del Triásico-Jurásico, [62] similar al objeto extraterrestre que fue el factor principal en la extinción del Cretácico-Paleógeno hace unos 66 millones de años, como lo demuestra el cráter Chicxulub en México. Sin embargo, hasta ahora no se ha fechado ningún cráter de impacto de tamaño suficiente para coincidir exactamente con el límite Triásico-Jurásico.

Sin embargo, el Triásico tardío experimentó varios impactos, incluido el segundo mayor impacto confirmado en el Mesozoico. El embalse de Manicouagan en Quebec es uno de los grandes cráteres de impacto más visibles de la Tierra y, con 100 km (62 millas) de diámetro, está empatado con la estructura de impacto del Eoceno Popigai en Siberia como el cuarto cráter de impacto más grande de la Tierra. Olsen et al. (1987) fueron los primeros científicos en vincular el cráter Manicouagan con la extinción del Triásico-Jurásico, citando su edad, que en ese momento se consideraba aproximadamente del Triásico tardío. [17] La ​​datación radiométrica más precisa realizada por Hodych y Dunning (1992) ha demostrado que el impacto de Manicouagan se produjo hace unos 214 millones de años, unos 13 millones de años antes del límite Triásico-Jurásico. Por lo tanto, no podría haber sido responsable de una extinción precisamente en el límite Triásico-Jurásico. [16] Sin embargo, el impacto de Manicouagan tuvo un efecto generalizado en el planeta; Se ha encontrado una capa de cuarzo impactado de 214 millones de años de antigüedad en capas de roca tan lejanas como Inglaterra [71] y Japón. Todavía existe la posibilidad de que el impacto de Manicouagan fuera responsable de una pequeña extinción a mediados del Triásico tardío en el límite entre Carniense y Noriano, [16] aunque la edad en disputa de este límite (y si realmente ocurrió una extinción en primer lugar) hace que Es difícil correlacionar el impacto con la extinción. [71] Onoue et al. (2016) propusieron alternativamente que el impacto de Manicouagan fue responsable de una extinción marina en medio del Noriense que afectó a radiolarios, esponjas, conodontos y amonoides del Triásico. Por lo tanto, el impacto de Manicouagan puede haber sido parcialmente responsable del declive gradual de los dos últimos grupos que culminó con su extinción en el límite Triásico-Jurásico. [72] El límite entre las zonas faunísticas de vertebrados terrestres Adamaniano y Revueltiense, que implicó extinciones y cambios faunísticos en tetrápodos y plantas, posiblemente también fue causado por el impacto de Manicouagan, aunque las discrepancias entre la datación magnetocronológica e isotópica generan cierta incertidumbre. [73]

Otros cráteres del Triásico están más cerca del límite Triásico-Jurásico pero también mucho más pequeños que el embalse de Manicouagan. La estructura de impacto erosionada de Rochechouart en Francia ha sido datada más recientemente enHace 201 ± 2 millones de años, [74] pero con 25 km (16 millas) de ancho (posiblemente hasta 50 km (30 millas) de ancho originalmente), parece ser demasiado pequeño para haber afectado el ecosistema, [75] aunque Se ha especulado que jugó un papel en un supuesto evento de extinción mucho menor en el límite noriano-rético. [76] El cráter Saint Martin de 40 km (25 millas) de ancho en Manitoba ha sido propuesto como candidato para un posible impacto que cause TJME, pero desde entonces se ha fechado como Carniano. [77] Otros cráteres del Triásico supuestos o confirmados incluyen el cráter Puchezh-Katunki de 80 km (50 millas) de ancho en el este de Rusia (aunque puede tener una edad jurásica ), el cráter Obolon' de 15 km (9 millas) de ancho en Ucrania , y la estructura de Red Wing Creek de 9 km (6 millas) de ancho en Dakota del Norte . Pulverizar y col. (1998) observaron un fenómeno interesante: los cráteres Manicouagan, Rochechouart y Saint Martin parecen estar todos en la misma latitud, y que los cráteres Obolon' y Red Wing forman arcos paralelos con los cráteres Rochechouart y Saint Martin, respectivamente. . Spray y sus colegas plantearon la hipótesis de que el Triásico experimentó un "evento de impacto múltiple", un gran asteroide o cometa fragmentado que se rompió e impactó la Tierra en varios lugares al mismo tiempo. [18] Tal impacto se ha observado en la actualidad, cuando el cometa Shoemaker-Levy 9 se rompió y golpeó a Júpiter en 1992. Sin embargo, la hipótesis del "evento de impacto múltiple" para los cráteres de impacto del Triásico no ha sido bien respaldada; Kent (1998) señaló que los cráteres Manicouagan y Rochechouart se formaron en eras de diferente polaridad magnética, [78] y la datación radiométrica de los cráteres individuales ha demostrado que los impactos ocurrieron con millones de años de diferencia. [7]

Se ha encontrado cuarzo impactado en depósitos réticos de los Apeninos del norte de Italia, lo que proporciona una posible evidencia de un impacto extraterrestre del final del Triásico. [79] Ciertos rastros de metales indicativos de un impacto de bólido se han encontrado a finales del Rético, aunque no en el límite Triásico-Jurásico; Los descubridores de estas anomalías de metales traza afirman que tal impacto de bólido sólo podría haber sido una causa indirecta del TJME. [80] El descubrimiento de sismitas de dos a cuatro metros de espesor coetáneas con las fluctuaciones de isótopos de carbono asociadas con el TJME se ha interpretado como evidencia de un posible impacto de bólido, aunque no se ha encontrado ningún vínculo definitivo entre estas sismitas y cualquier evento de impacto. [81]

Por otro lado, la diferencia entre las perturbaciones isotópicas que caracterizan al TJME y las que caracterizan la extinción masiva del final del Cretácico hace que sea muy poco probable que un impacto extraterrestre haya sido la causa del TJME, según muchos investigadores. [82] Varias proporciones de metales traza, incluidos paladio/iridio, platino/iridio y platino/rodio, en las rocas depositadas durante el TJME tienen valores numéricos muy diferentes de lo que se esperaría en un escenario de impacto extraterrestre, lo que proporciona más evidencia en contra de esta hipótesis. . [83]

Provincia Magmática del Atlántico Central

Extensión máxima del vulcanismo CAMP en el límite Triásico-Jurásico

La explicación principal y mejor evidenciada del TJME son las erupciones volcánicas masivas, específicamente de la Provincia Magmática del Atlántico Central (CAMP), [84] [85] [86] la provincia ígnea más grande conocida por área, y una de las más voluminosas. [87] [88] con sus basaltos de inundación que se extienden por partes del suroeste de Europa, [89] [90] noroeste de África, [91] noreste de América del Sur, [92] [93] [94] y sureste de América del Norte. [95] [96] [97] La ​​coincidencia y sincronía de la actividad CAMP y el TJME está indicada por la datación con uranio-plomo , [98] [99] la datación argón-argón , [95] [90] y el paleomagnetismo . [100] La composición isotópica de suelos fósiles y sedimentos marinos cerca del límite entre el Triásico Tardío y el Jurásico Temprano se ha relacionado con una gran excursión negativa de δ 13 C. [101] [102] [103] Los isótopos de carbono de los hidrocarburos ( n -alcanos ) derivados de la cera de las hojas y la lignina , y el carbono orgánico total de dos secciones de sedimentos lacustres intercalados con el CAMP en el este de América del Norte han mostrado excursiones de isótopos de carbono similares a los que se encuentran en la sección mayoritariamente marina de St. Audrie's Bay, Somerset, Inglaterra; la correlación sugiere que el evento de extinción del final del Triásico comenzó al mismo tiempo en ambientes marinos y terrestres, ligeramente antes que los basaltos más antiguos en el este de América del Norte, pero simultáneamente con la erupción de los flujos más antiguos en Marruecos (también sugerido por Deenen et al., 2010), con un invernadero crítico de CO 2 y una crisis de biocalcificación marina. [19] Las erupciones CAMP contemporáneas, la extinción masiva y las excursiones isotópicas de carbono se muestran en los mismos lugares, lo que defiende una causa volcánica de una extinción masiva. [104] [105] [106] La excursión de isótopos de carbono negativos observada es menor en algunos sitios que corresponden a lo que entonces era el este de Panthalassa debido a la extrema aridez del oeste de Pangea que limita la erosión y la erosión allí. [107] El CIE negativo asociado con el vulcanismo CAMP duró aproximadamente entre 20.000 y 40.000 años, o aproximadamente uno o dos de los ciclos de precesión axial de la Tierra, [108]aunque el ciclo del carbono estaba tan alterado que no se estabilizó hasta el Sinemuriano . [109] Las anomalías de mercurio de depósitos en varias partes del mundo han reforzado aún más la hipótesis de la causa volcánica, [110] [111] al igual que las anomalías de varios elementos del grupo del platino. [83] También se observan enriquecimientos de níquel en el límite Triásico-Jurásico simultáneamente con enriquecimientos ligeros de carbono, lo que proporciona aún más evidencia de vulcanismo masivo. [112]

Algunos científicos rechazaron inicialmente la teoría de la erupción volcánica, porque el Supergrupo Newark , una sección de roca en el este de América del Norte que registra el límite Triásico-Jurásico, no contiene horizontes de caída de cenizas y se estima que sus flujos de basalto más antiguos se encuentran a unos 10 m por encima de la superficie. zona de transición. [113] Sin embargo, un protocolo de datación actualizado y un muestreo más amplio han confirmado que las erupciones CAMP comenzaron en Marruecos sólo unos pocos miles de años antes de la extinción, [99] antes de su inicio en Nueva Escocia y Nueva Jersey , [114] [115] [116 ] y que continuaron en varios pulsos más durante los siguientes 600.000 años. [99] El calentamiento global volcánico también ha sido criticado como explicación porque algunas estimaciones han encontrado que la cantidad de dióxido de carbono emitida fue sólo alrededor de 250 ppm, no suficiente para generar una extinción masiva. [117] Además, en algunos sitios, los cambios en las proporciones de isótopos de carbono se han atribuido a la diagénesis y no a ningún cambio ambiental primario. [118]

Calentamiento global

Los basaltos inundados del CAMP liberaron cantidades gigantescas de dióxido de carbono , [119] un potente gas de efecto invernadero que causa un intenso calentamiento global. [20] Antes de la extinción del final del Triásico, los niveles de dióxido de carbono eran de alrededor de 1000 ppm, medidos por el índice estomático de Lepidopteris ottonis , pero esta cantidad saltó a 1300 ppm al inicio del evento de extinción. [120] Durante el TJME, las concentraciones de dióxido de carbono se cuadriplicaron. [121] El registro de la desgasificación del CAMP muestra varios pulsos distintos de dióxido de carbono inmediatamente después de cada pulso importante de magmatismo, al menos dos de los cuales equivalen a una duplicación del CO 2 atmosférico . [122] El dióxido de carbono se emitió rápidamente y en cantidades enormes en comparación con otros períodos de la historia de la Tierra, la tasa de emisiones de dióxido de carbono fue uno de los aumentos más meteóricos en los niveles de dióxido de carbono en toda la historia de la Tierra. [21] Se estima que un solo pulso volcánico de la gran provincia ígnea habría emitido una cantidad de dióxido de carbono aproximadamente equivalente a las emisiones antropogénicas de dióxido de carbono proyectadas para el siglo XXI. [123] Además, los basaltos de inundación invadieron sedimentos ricos en materia orgánica y los quemaron, [124] [125] [126] , lo que provocó la desgasificación de volátiles que mejoraron aún más el calentamiento volcánico del clima. [127] [128] Se ha descubierto que la liberación de carbono termogénico a través de dicho metamorfismo de contacto de depósitos ricos en carbono es una hipótesis sensata que proporciona una explicación coherente para la magnitud de las excursiones de isótopos de carbono negativos en el extremo del Triásico. [129] Las temperaturas globales aumentaron bruscamente entre 3 y 4 °C. [22] En algunas regiones, el aumento de temperatura llegó a 10 °C. [130]

La catastrófica disociación de los hidratos de gas como retroalimentación positiva resultante del calentamiento, que se ha sugerido como una posible causa del PTME, la extinción masiva más grande de todos los tiempos, [131] puede haber exacerbado las condiciones de invernadero, [132] [133] aunque otros sugieren que la liberación de hidrato de metano no coincidió temporalmente con el TJME y, por lo tanto, no fue una causa de ello. [134] [135]

Enfriamiento global

Además del calentamiento global a largo plazo impulsado por el dióxido de carbono, el vulcanismo CAMP tuvo efectos de enfriamiento a corto plazo como resultado de la emisión de aerosoles de dióxido de azufre . [136] [137] [99] Un estudio de 2022 muestra que las latitudes altas tenían climas más fríos con evidencia de glaciación suave. Los autores proponen que los períodos fríos ("edades de hielo") inducidos por eyecciones volcánicas que nublan la atmósfera podrían haber favorecido a los animales endotérmicos , siendo los dinosaurios, pterosaurios y mamíferos más capaces de soportar estas condiciones que los grandes pseudosuquios debido al aislamiento. [138]

Intoxicación por metales

El vulcanismo CAMP liberó enormes cantidades de mercurio tóxico . La aparición de altas tasas de mutaganesis de diversa gravedad en esporas fósiles durante el TJME coincide con anomalías del mercurio y, por lo tanto, los investigadores creen que fue causada por envenenamiento por mercurio . [139]

Incendios forestales

Se cree que el intenso y rápido calentamiento ha provocado un aumento de las tormentas y la actividad de relámpagos como consecuencia del clima más húmedo. El aumento de la actividad de los rayos está, a su vez, implicado como causa del aumento de la actividad de los incendios forestales. [140] La presencia combinada de fragmentos de carbón y niveles elevados de hidrocarburos aromáticos policíclicos pirolíticos en facies sedimentarias polacas que se extienden a ambos lados del límite Triásico-Jurásico indica que los incendios forestales fueron extremadamente comunes durante el Jurásico temprano, inmediatamente después de la transición Triásico-Jurásico. [141] También se conoce una elevada actividad de incendios forestales en la cuenca de Junggar . [142] Los frecuentes incendios forestales, combinados con el aumento de la actividad sísmica del emplazamiento de CAMP, provocaron una degradación apocalíptica del suelo. [143]

Acidificación oceánica

Además de estos efectos climáticos, la absorción oceánica de carbono vulcanógeno y dióxido de azufre habría llevado a una disminución significativa del pH del agua de mar conocida como acidificación de los océanos , que se considera un factor relevante de la extinción marina. [23] [144] [145] La evidencia de la acidificación de los océanos como mecanismo de extinción proviene de la extinción preferencial de organismos marinos con esqueletos aragoníticos gruesos y poco control biótico de la biocalcificación (p. ej., corales, esponjas hipercalcificantes), [146] que resultó en un colapso de un arrecife de coral [38] [39] y una "brecha de coral" del Hettangiano temprano. [37] También se han reportado extensamente extensos restos fósiles de nanoplancton calcáreo malformado, un signo común de caídas significativas en el pH, en el límite Triásico-Jurásico. [147] La ​​interrupción global de la deposición de carbonatos en el límite Triásico-Jurásico se ha citado como evidencia adicional de una acidificación catastrófica de los océanos. [148] [23] Los abanicos de aragonito que se desarrollan hacia arriba en el fondo submarino poco profundo también pueden reflejar una disminución del pH, ya que se especula que estas estructuras precipitaron concomitantemente con la acidificación. [149] En algunas secciones estudiadas, la crisis de biocalcificación de TJME está enmascarada por la emersión de plataformas carbonatadas inducida por la regresión marina. [150]

Anoxemia

La anoxia fue otro mecanismo de extinción; La extinción del final del Triásico fue contemporánea con un aumento en la deposición de esquisto negro y una pronunciada excursión negativa de δ 238 U, lo que indica una disminución importante en la disponibilidad de oxígeno marino. [151] El aumento de la concentración de isorenieratano revela que las poblaciones de bacterias verdes de azufre , que realizan la fotosíntesis utilizando sulfuro de hidrógeno en lugar de agua, crecieron significativamente a lo largo del límite Triásico-Jurásico; Estos hallazgos indican que la euxinia , una forma de anoxia definida no sólo por la ausencia de oxígeno disuelto sino también por altas concentraciones de sulfuro de hidrógeno , también se desarrolló en los océanos. [152] [153] Un cambio meteórico hacia proporciones positivas de isótopos de azufre en especies de azufre reducido indica una utilización completa del sulfato por las bacterias reductoras de sulfato. [154] Se han descubierto pruebas de anoxia en el límite Triásico-Jurásico a través de los océanos del mundo; Tetis occidental, Tetis oriental y Panthalassa se vieron afectados por una caída precipitada del oxígeno del agua de mar, [155] aunque en algunos sitios, el TJME se asoció con aguas completamente oxigenadas. [156] Las excursiones positivas de δ 15 N también se han interpretado como evidencia de anoxia concomitante con una mayor desnitrificación en sedimentos marinos después del TJME. [157]

En el noreste de Panthalassa, ya se estaban produciendo episodios de anoxia y euxinia antes del TJME, lo que hizo que sus ecosistemas marinos fueran inestables incluso antes de que comenzara la crisis principal. [158] Esta fase temprana de degradación ambiental en el este de Panthalassa puede haber sido causada por una fase temprana de la actividad CAMP. [159] Condiciones anóxicas y reductoras también estuvieron presentes en el oeste de Panthalassa frente a la costa de lo que ahora es Japón durante aproximadamente un millón de años antes del TJME. [160] Durante el TJME, el rápido calentamiento y el aumento de la meteorización continental provocaron el estancamiento de la circulación oceánica y la desoxigenación del agua de mar en muchas regiones oceánicas, lo que provocó efectos ambientales marinos catastróficos junto con la acidificación de los océanos, [161] que se incrementó y exacerbó. por euxinia de la zona fótica generalizada a través de la respiración de materia orgánica y la liberación de dióxido de carbono. [162] Frente a las costas de Wrangellia Terrane, la aparición de la euxinia de la zona fótica fue precedida por un intervalo de disponibilidad limitada de nitrógeno y una mayor fijación de nitrógeno en las aguas superficiales, mientras que la euxinia se desarrolló en las aguas del fondo. [163] En lo que hoy es el noroeste de Europa, los mares poco profundos se estratificaron por su salinidad, lo que permitió el fácil desarrollo de la anoxia. [147] La ​​reducción de la salinidad, junto con una mayor afluencia de materia orgánica terrestre, encendió la anoxia en la cuenca del Eiberg. [164] La persistencia de la anoxia en la era hettangiana puede haber ayudado a retrasar la recuperación de la vida marina después de la extinción, [151] [165] y el envenenamiento recurrente por sulfuro de hidrógeno probablemente tuvo el mismo efecto retardante sobre la rediversificación biótica. [166] [152]

Agotamiento del ozono

La investigación sobre el papel del deterioro de la capa de ozono durante la extinción masiva del Pérmico-Triásico ha sugerido que también pudo haber sido un factor en el TJME. [167] [168] Un aumento en la abundancia de tétradas no separadas de Kraeuselisporites reissingerii se ha interpretado como evidencia de un aumento del flujo de radiación ultravioleta resultante del daño a la capa de ozono causado por aerosoles volcánicos. [169]

Comparaciones con el cambio climático actual

La escala de tiempo extremadamente rápida y de siglos de emisiones de carbono y calentamiento global causado por pulsos de vulcanismo CAMP ha generado comparaciones entre la extinción masiva del Triásico-Jurásico y el calentamiento global antropogénico , que actualmente causa la extinción del Holoceno . [20] La tasa actual de emisiones de dióxido de carbono es de alrededor de 50 gigatoneladas por año, cientos de veces más rápido que durante el último Triásico, aunque la falta de una resolución estratigráfica extremadamente detallada y la naturaleza pulsada del vulcanismo CAMP significa que es probable que se produzcan pulsos individuales de emisiones de gases de efecto invernadero. Ocurrió en escalas de tiempo comparables a las liberaciones humanas de gases que calientan desde la Revolución Industrial . [21] Se estima que la tasa de desgasificación del primer pulso del vulcanismo CAMP fue aproximadamente la mitad de la tasa de emisiones antropogénicas modernas. [20] Los paleontólogos que estudian el TJME y sus impactos advierten que una reducción importante de las emisiones de dióxido de carbono de la humanidad para frenar el cambio climático es de importancia crítica para evitar que una catástrofe similar a la del TJME afecte a la biosfera moderna. [21] Si el cambio climático inducido por el hombre persiste como está, se pueden hacer predicciones sobre cómo responderán varios aspectos de la biosfera basándose en los registros del TJME. Por ejemplo, las condiciones actuales, como el aumento de los niveles de dióxido de carbono, la acidificación y la desoxigenación de los océanos , crean un clima similar al del límite Triásico-Jurásico para la vida marina, por lo que la suposición común es que, si las tendencias continúan, la construcción moderna de arrecifes Los taxones y los organismos bentónicos esqueléticos se verán afectados preferentemente. [170]

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Literatura

enlaces externos