El episodio pluvial del Carniense (CPE), a menudo llamado evento pluvial del Carniense , fue un período de grandes cambios en el clima global que coincidió con cambios significativos en la biota de la Tierra, tanto en el mar como en la tierra. Ocurrió durante la última parte de la etapa del Carniense , una subdivisión del período Triásico tardío , y duró quizás entre 1 y 2 millones de años (hace alrededor de 234 a 232 millones de años). [6] [7]
El CPE corresponde a un episodio significativo en la evolución y diversificación de muchos taxones que son importantes hoy en día, entre ellos algunos de los primeros dinosaurios (que incluyen los ancestros de las aves), lepidosaurios (los ancestros de las serpientes y lagartos actuales) y mamíferos (ancestros de los mamíferos). En el reino marino vio la primera aparición entre el microplancton de cocolitos y dinoflagelados , [8] [7] [9] con este último vinculado a la rápida diversificación de los corales escleractinios a través del establecimiento de zooxantelas simbióticas dentro de ellos. El CPE también vio la extinción de muchas especies de invertebrados acuáticos , especialmente entre los ammonoides , briozoos y crinoideos . [6]
Se observan evidencias del CPE en los estratos del Carniano en todo el mundo y en sedimentos de ambientes terrestres y marinos. En tierra, el clima árido predominante en gran parte del supercontinente Pangea cambió brevemente a un clima más cálido y húmedo, con un aumento significativo de las precipitaciones y la escorrentía. [6] [10] [8] [11] [12] En los océanos hubo una reducción de la deposición de minerales de carbonato . Esto puede reflejar la extinción de muchos organismos formadores de carbonato , pero también puede deberse a un aumento en la profundidad de compensación de carbonato , por debajo de la cual la mayoría de las capas de carbonato se disuelven y dejan pocas partículas de carbonato en el fondo del océano para formar sedimentos. [13] [14] [15] [16]
El cambio climático durante el evento pluvial del Carniano se refleja en cambios químicos en los estratos del Carniano a lo largo del CPE, lo que sugiere que el calentamiento global era predominante en ese momento. Este cambio climático probablemente estuvo vinculado a la erupción de basaltos de inundación extensos a medida que el Terrane de Wrangellia se acumulaba en el extremo noroeste de la placa norteamericana . [10]
Se observaron perturbaciones ambientales y altas tasas de extinción en sedimentos de la etapa Carniana mucho antes de que se propusiera una perturbación climática global. Schlager y Schöllnberger (1974) llamaron la atención sobre una capa siliciclástica oscura que interrumpió abruptamente un largo período de deposición de carbonato en los Alpes calizos del norte . [17] Llamaron a este "wende" estratigráfico (punto de inflexión) Reingrabener Wende, y también se lo ha llamado evento Reingraben o evento Raibl . [14] [18] Varias formaciones terrestres Carnianas (a saber, el Schilfsandstein de Alemania y varios miembros del Mercia Mudstone Group del Reino Unido ) son intervalos de sedimentos fluviales enriquecidos con arcilla caolinítica y restos vegetales, a pesar de haber sido depositados entre estratos más áridos. Antes de 1989, se había informado de palinomorfos adaptados a la humedad en Nuevo Brunswick , topografía kárstica en el Reino Unido y una excursión de isótopos de carbono en Israel para mediados del Carniano. El límite entre Juliano y Tuvaliense experimentó altas tasas de extinción entre muchos invertebrados marinos, mientras que se sugirió que se produjo una extinción entre los vertebrados terrestres a finales del Carniano. [6]
En 1989, un artículo de Michael J. Simms y Alastair H. Ruffell combinó estas observaciones dispares en una nueva hipótesis, que apuntaba a un episodio de aumento de las precipitaciones sincrónico con un importante recambio ecológico a mediados del Carniano. [6] El artículo se inspiró en una conversación entre Simms y Ruffell, el 10 de noviembre de 1987 en la Universidad de Birmingham, que conectaba la investigación de Ruffell sobre los cambios litológicos en el Grupo de Lutitas de Mercia con la investigación de Simms sobre la extinción de los crinoideos . [19] Un aspecto clave de su hipótesis era que la evidencia utilizada para demostrar el cambio climático era completamente independiente de la evidencia del cambio biótico; los fósiles no se usaban de ninguna manera para inferir el cambio climático. Su perturbación climática hipotética, a la que llamaron el episodio pluvial del Carniano , se consideró tentativamente como resultado de la inestabilidad oceánica y/o volcánica relacionada con el rifting temprano de Pangea, pero en ese momento faltaban pruebas directas de esto. [6] Simms y Ruffell publicaron varios artículos más en los años siguientes, [20] [21] pero su hipótesis no fue ampliamente aceptada. [19] Una fuerte crítica de Visscher et al. (1994) sostuvo que el polen adaptado a la aridez se mantuvo abundante durante todo el Carniano de Alemania, sugiriendo que el Schilfsandstein era simplemente indicativo de un sistema fluvial invasor en lugar de un cambio climático generalizado. [22] Su crítica también acuñó el término " evento pluvial del Carniano ", que eventualmente se convertiría en uno de los nombres más extendidos para la perturbación climática. [16] [23]
La oscuridad de la hipótesis de Simms y Ruffell comenzó a disiparse a fines de la década de 2000, a medida que se acumulaba más apoyo de los estudios sobre los sitios del Carniano en Italia . [16] [24] [19] El interés en la hipótesis aumentó enormemente con una reunión y taller de 2008 sobre el clima Triásico en el Museo de Naturaleza del Tirol del Sur en Bolzano, Italia . [23] [19] Sin embargo, incluso cuando la naturaleza global del CPE se aceptó cada vez más, su causa última todavía se debatió acaloradamente hasta la década de 2010. Incluso su nomenclatura no fue acordada, y varios autores aplicaron nombres como el intermezzo húmedo del Carniano medio , [25] [26] episodio húmedo del Carniano , [20] [27] [28] fase pluvial del Carniano , [29] [30] y crisis del Carniano . [31] Los registros de isótopos de carbono y osmio publicados en los años siguientes respaldaron un fuerte vínculo entre las perturbaciones climáticas del Carniano y la gran provincia ígnea de Wrangellia, pero quedan muchas preguntas sin respuesta. [32] [10] En 2018 se celebró un taller geológico centrado en el CPE en el Instituto de Estudios Avanzados Hanse-Wissenschaftskolleg (HWK) en Delmenhorst, Alemania . El taller tenía como objetivo estimular una mayor investigación sobre los mecanismos, el impacto y la estratigrafía del CPE, así como su relevancia para comprender el cambio climático moderno. También intentó estandarizar la nomenclatura del CPE; rechazando descriptores como "evento" (normalmente aplicado a procesos geológicos de menos de un millón de años de duración) o "Carniano medio" (un término nebuloso sin subestadio geológico equivalente). [33]
El episodio pluvial del Carniense introdujo condiciones de humedad notablemente más intensas en todo el planeta, interrumpiendo el clima árido del Triásico Tardío. Esta humedad se relacionó con el aumento de las precipitaciones durante el CPE, cuya evidencia incluye:
Este clima habitualmente húmedo del CPE fue interrumpido periódicamente por climas más secos típicos del resto del período Triásico Tardío. [29]
El calentamiento global también fue frecuente durante el evento pluvial Carniano. Esto se evidencia por los análisis de isótopos de oxígeno realizados en apatita conodonta del CPE, que muestran un cambio negativo de aproximadamente 1,5 ‰ en el isótopo estable δ 18 O , lo que sugiere un calentamiento global de 3-4 °C durante el CPE y/o un cambio en la salinidad del agua de mar . [31] [37] Este calentamiento probablemente estuvo relacionado con la extensa actividad volcánica en ese momento, evidenciada por las tendencias de isótopos de carbono en todo el CPE. [10] Esta actividad volcánica a su vez probablemente estuvo relacionada con la formación de la gran provincia ígnea de Wrangellia alrededor de la misma época, que creó vastas cantidades de rocas ígneas (volcánicas) que se acumularon en el extremo noroeste de la placa norteamericana (ahora las montañas Wrangell , Alaska , y una capa estimada de 6 km de espesor subyacente a la mayor parte de la isla de Vancouver) [10]
Hay algunas evidencias de euxinia en el fondo marino (sin oxígeno y con altas concentraciones de sulfuro tóxico) durante el CPE. Las calizas están enriquecidas con iones de manganeso cerca de la parte superior de la Formación Zhuganpo en el sur de China. Los iones de manganeso están concentrados y son solubles en aguas euxínicas profundas, pero precipitan en carbonatos en la base de la zona oxigenada. El aumento de las concentraciones de manganeso indica un estrechamiento de la zona oxigenada y una expansión correspondiente del agua euxínica. [28]
Al comienzo del CPE se registra un cambio brusco en las geometrías de las plataformas carbonatadas en el oeste de Tetis . Las plataformas carbonatadas de alto relieve, principalmente aisladas y pequeñas, rodeadas de pendientes pronunciadas, típicas del Carniano temprano, fueron reemplazadas por plataformas carbonatadas de bajo relieve con pendientes de bajo ángulo (es decir, rampas). Este recambio está relacionado con un cambio importante en la comunidad biológica responsable de la precipitación de carbonato de calcio (es decir, fábrica de carbonato). La comunidad biológica altamente productiva, dominada principalmente por bacterias (fábrica M), cuya acción condujo a la producción de carbonato en plataformas de alto relieve, fue sustituida por una comunidad menos productiva dominada por moluscos y metazoos (fábricas CT).
En el bloque del sur de China , la desaparición de las plataformas carbonatadas se combina con la deposición de sedimentos típicos de los ambientes anóxicos ( lutitas negras ). Gracias a los bajos niveles de oxígeno, los restos animales se conservaron a menudo bien en depósitos sedimentarios llamados Lagerstätten . Estos Lagerstätten son ricos en crinoideos y reptiles, como los ictiosaurios .
El CPE está marcado por interrupciones de los ciclos geoquímicos , más notablemente el ciclo del carbono . Los sedimentos correspondientes a la base del episodio muestran una prominente excursión de -2 a -4‰ δ 13 C , lo que indica la liberación de un isótopo ligero de carbono, el carbono-12 , a la atmósfera. [38] Esta excursión se mencionó por primera vez con respecto a los carbonatos en Israel, [6] y luego se informó con más detalle a partir de fragmentos de madera carbonizada en las Dolomitas. [10] Se ha confirmado en varios sedimentos basados en carbono en toda Europa y Asia. [38] [28] [39] [40] Una evaluación estratigráfica más precisa de los afloramientos europeos ha resuelto esta excursión en tres o posiblemente cuatro pulsos principales, que abarcan el Juliano tardío y el Tuvaliense temprano. Cada pulso puede equipararse con un intervalo de sedimentación anormal en tierra y mar. La tercera excursión, en el límite Juliano-Tuvaliense, está correlacionada con importantes extinciones de ammonoideos y conodontos. [41]
El esquisto noruego y el sílex japonés del límite entre el Ladino y el Carniense muestran un marcado cambio en la proporción de isótopos de osmio en el agua de mar. La abundancia relativa de osmio-187 con respecto a osmio-188 disminuye considerablemente durante la mayor parte del período Juliano antes de recuperarse y estabilizarse en el período Tuvaliense. La disminución se atribuye a las primeras fases del LIP de Wrangellia que enriquecen el océano con osmio-188. El osmio-188 se obtiene preferentemente directamente del manto, mientras que el osmio-187 es un isótopo radiogénico que proviene de la tierra erosionada. [32] [42] [43]
En los Alpes , se producen concentraciones moderadas a altas de mercurio junto con interrupciones del ciclo del carbono, justo antes de la interrupción del sedimento que marca el CPE. Estos picos de mercurio ocurren en lutitas bien oxigenadas, lo que significa que no son una consecuencia de fluctuaciones redox . La relación de mercurio a carbono orgánico es más fuerte y ocurre antes en áreas correspondientes a entornos marinos abiertos. Aunque los picos de mercurio no se correlacionan con ningún indicador de escorrentía terrestre, la escorrentía podría ayudar a mantener altas concentraciones de mercurio en el océano a través del CPE. La explicación más parsimoniosa es que el mercurio se derivó inicialmente de un pulso de actividad volcánica, particularmente el LIP de Wrangellia. Esto respalda aún más una causa volcánica del episodio pluvial de Carnian. [44] También se encuentran picos de mercurio junto con interrupciones del ciclo del carbono en sedimentos marinos [45] y lacustres [46] en China. Estos picos de mercurio no tienen rastros de fraccionamiento independiente de la masa , lo que significa que su distribución de isótopos es más consistente con un origen volcánico y deposición atmosférica. [45]
Los conodontos , ammonoides , crinoideos , briozoos y algas verdes experimentaron altas tasas de extinción durante el CPE. Otros organismos se expandieron y diversificaron durante el intervalo, como los dinosaurios , los nanofósiles calcáreos , los corales y las coníferas . [6] [8] [20] [21]
El conjunto fósil de dinosaurios más antiguo, la Formación Ischigualasto de Argentina , ha sido datado radiométricamente entre 230,3 y 231,4 millones de años atrás. Esta edad es muy similar a la edad mínima calculada para el CPE (hace unos 230,9 millones de años). Las comparaciones de icnofósiles de varios tetrápodos de antes, durante y después del CPE sugieren una radiación explosiva de dinosaurios debido a la fase húmeda del Carniano. [47] Sin embargo, mientras que la diversidad avemetatarsiana , la tasa de diversificación y la disparidad de tamaño aumentan a lo largo del Carniano, aumentan más rápido en el Ladiniense y el Noriense, lo que sugiere que el CPE no fue una influencia importante en el surgimiento de los dinosaurios. [48]
El CPE tuvo un profundo efecto en la diversidad y disparidad morfológica de los tetrápodos herbívoros. [49] Esto se ejemplifica en los rincosaurios , un grupo de reptiles con fuertes mandíbulas cortadoras y trituradoras. Los linajes de rincosaurios que eran comunes en el Triásico medio se extinguieron, dejando solo a los hiperodapedontinos especializados como representantes del grupo. Inmediatamente después del CPE, los hiperodapedontinos estaban muy extendidos y eran abundantes en el mundo del Carniano tardío, lo que sugiere que se beneficiaron de las fluctuaciones climáticas o la renovación floral. [50] La abundancia de hiperodapedontinos no se mantuvo por mucho tiempo, y ellos también se extinguirían a principios del Noriense. Al separar a los rincosaurios de una mayor variedad de nichos, el CPE habría reducido su versatilidad y aumentado su vulnerabilidad a la extinción. Se observan tendencias similares en los dicinodontes , aunque sobrevivirían hasta mucho más tarde en el Triásico. Por el contrario, los herbívoros más versátiles y generalistas, como los aetosaurios y los dinosaurios sauropodomorfos, se diversificarían después del CPE. [49]
La deposición generalizada de ámbar más antigua ocurrió durante el CPE. [36] Las gotitas de ámbar carniano de los paleosuelos italianos son los depósitos de ámbar más antiguos conocidos que preservan artrópodos y microorganismos . [51] El ámbar no reaparecería en el registro fósil hasta el Jurásico tardío , aunque habría que esperar hasta el Cretácico temprano para que el ámbar apareciera en concentraciones equivalentes o superiores al ámbar carniano. [52] [36]
Los primeros calcificadores planctónicos ocurrieron justo después del CPE y podrían haber sido dinoquistes calcáreos, es decir, quistes calcáreos de dinoflagelados .
El reciente descubrimiento de un δ 13 C prominenteEl cambio negativo en los n-alcanos de las plantas superiores sugiere una inyección masiva de CO 2 en el sistema atmósfera - océano en la base del CPE. La edad radiométrica mínima del CPE (≈230,9 Ma) es similar en edad a los basaltos de la gran provincia ígnea (LIP) de Wrangellia . En el registro geológico, el vulcanismo de LIP a menudo se correlaciona con episodios de grandes cambios climáticos y extinciones, que pueden ser causados por la contaminación de los ecosistemas con liberación masiva de gases volcánicos como CO 2 y SO 2 . La gran liberación de CO 2 en el sistema atmósfera-océano por Wrangellia puede explicar el aumento del suministro de material siliciclástico en las cuencas, como se observó durante el CPE. El aumento de CO 2 en la atmósfera podría haber resultado en el calentamiento global y la consiguiente aceleración del ciclo hidrológico, mejorando así fuertemente la meteorización continental . Además, si hubiera sido lo suficientemente rápido, un aumento repentino de los niveles de pCO2 podría haber provocado la acidificación del agua de mar con el consiguiente aumento de la profundidad de compensación de carbonatos (CCD) y una crisis de precipitación de carbonatos (por ejemplo, la desaparición de las plataformas de carbonatos en el Tetis occidental ). Además de todo eso, el calentamiento global provocado por el evento de inundación basáltica probablemente se vio exacerbado por la liberación de clatratos de metano. [53]
Según una hipótesis alternativa, el episodio pluvial carniano fue una perturbación climática regional visible principalmente en el oeste de Tetis y relacionada con el levantamiento de una nueva cadena montañosa , el orógeno cimerio , que resultó del cierre de una rama norteña de Tetis, al este del actual continente europeo.
La nueva cordillera se estaba formando en el lado sur de Laurasia , y actuaba entonces como lo hacen hoy el Himalaya y Asia para el océano Índico , manteniendo un fuerte gradiente de presión entre el océano y el continente, y generando así un monzón . Los vientos monzónicos de verano eran así interceptados por la cordillera cimeria y generaban fuertes lluvias, lo que explica el cambio a un clima húmedo reconocido en los sedimentos del oeste de Tetis. [31] [14]
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