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Episodio pluvial del Carniense

El episodio pluvial del Carniano (CPE), a menudo llamado evento pluvial del Carniano , fue un intervalo de cambios importantes en el clima global que fue sincrónico 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 Carnian , 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 en la actualidad, entre ellos algunos de los primeros dinosaurios (que incluyen a los ancestros de las aves), lepidosaurios (los ancestros de las serpientes y lagartos modernos) y formas mamíferas. (antepasados ​​de los mamíferos). En el ámbito marino vio la primera aparición entre el microplancton de cocolitos y dinoflagelados , [8] [7] [9], este último vinculado a la rápida diversificación de los corales escleractinios mediante el establecimiento de zooxantelas simbióticas dentro de ellos. El CPE también vio la extinción de muchas especies de invertebrados acuáticos , especialmente entre los amonoides , briozoos y crinoideos . [6]

Se observa evidencia del CPE en los estratos del Carniano en todo el mundo y en sedimentos de ambientes tanto terrestres como 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, se redujo la deposición de minerales carbonatados . Esto puede reflejar la extinción de muchos organismos formadores de carbonatos , pero también puede deberse a un aumento en la profundidad de compensación de carbonatos , 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 prevalecía en ese momento. Este cambio climático probablemente estuvo relacionado con la erupción de extensos basaltos de inundación a medida que Wrangellia Terrane se acumulaba en el extremo noroeste de la Placa de América del Norte . [10]

Historia y nomenclatura

Se observaron perturbaciones ambientales y altas tasas de extinción de sedimentos de la etapa Carniense 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 carbonatos en los Alpes calizos del norte . [17] Llamaron a este "wende" estratigráfico (punto de inflexión) Reingrabener Wende, y también se le ha llamado evento Reingraben o evento Raibl . [14] [18] Varias formaciones terrestres del Carnian (a saber, Schilfsandstein de Alemania y varios miembros del Mercia Mudstone Group del Reino Unido ) son intervalos de sedimentos fluviales enriquecidos con arcilla caolinítica y restos de plantas, a pesar de haber sido depositados entre estratos más áridos. . Palinomorfos adaptados a la humedad en Nuevo Brunswick , topografía kárstica en el Reino Unido y una excursión de isótopos de carbono en Israel fueron reportados para la mitad del Carniano antes de 1989. El límite juliano-tuvaliano experimentó altas tasas de extinción entre muchos invertebrados marinos, mientras que un Se sugirió que la extinción de los vertebrados terrestres ocurrió a finales del Carniense. [6]

En 1989, un artículo de Michael J. Simms y Alastair H. Ruffell combinó estas observaciones dispares en una nueva hipótesis, apuntando a un episodio de aumento de las precipitaciones sincrónico con un importante recambio ecológico en el Carniense medio. [6] El artículo se inspiró en una conversación entre Simms y Ruffell, el 10 de noviembre de 1987 en la Universidad de Birmingham, que conectó la investigación de Ruffell sobre cambios litológicos en el Mercia Mudstone Group con la investigación de Simms sobre la extinción de crinoideos . [19] Un aspecto clave de su hipótesis fue que la evidencia utilizada para demostrar el cambio climático era completamente independiente de la evidencia del cambio biótico; Los fósiles no se utilizaron de ninguna manera para inferir el cambio climático. Su hipótesis de perturbación climática, a la que denominaron episodio pluvial del Carniano , se consideró tentativamente como resultado de la inestabilidad oceánica y/o volcánica relacionada con el temprano rifting de Pangea, pero en ese momento faltaba evidencia directa 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) argumentaron que el polen adaptado a la aridez permaneció abundante en todo el Carnian de Alemania, sugiriendo que el Schilfsandstein era simplemente indicativo de un sistema fluvial invasor más que 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 finales de la década de 2000, a medida que se acumulaba más apoyo a partir de estudios en sitios del Carniano en Italia . [16] [24] [19] El interés en la hipótesis aumentó enormemente en una reunión y un taller de 2008 sobre el clima del Triásico en el Museo de la Naturaleza del Tirol del Sur en Bolzano, Italia . [23] [19] Sin embargo, incluso cuando la naturaleza global de la CPE fue cada vez más aceptada, su causa última todavía era objeto de acalorados debates en la década de 2010. Incluso su nomenclatura no fue acordada, con varios autores aplicando nombres como el intermezzo húmedo del Carniense medio , [25] [26] Episodio húmedo del Carniense , [20] [27] [28] Fase pluvial del Carniense , [29] [30] y crisis carniana . [31] Los registros de isótopos de carbono y osmio publicados en los próximos años respaldaron un fuerte vínculo entre las perturbaciones climáticas del Carniense y la gran provincia ígnea de Wrangellia, pero muchas preguntas siguen 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 más investigaciones 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 subetapa geológica equivalente). [33]

Evidencia geológica

Clima durante el episodio pluvial del Carnian

El episodio pluvial del Carniano introdujo condiciones notablemente más húmedas en todo el mundo, interrumpiendo el clima árido del período Triásico Tardío. Esta humedad estuvo relacionada con el aumento de precipitaciones durante el CPE, evidencia de lo cual incluye:

Este clima generalmente húmedo del CPE fue interrumpido periódicamente por climas más secos típicos del resto del período Triásico Tardío. [29]

El calentamiento global también prevaleció durante el evento pluvial del Carniano. Esto se evidencia en los análisis de isótopos de oxígeno realizados en apatita de conodontes 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 a 4  °C durante el CPE y/o un cambio en el agua de mar. salinidad . [31] [36] Este calentamiento probablemente estuvo relacionado con una extensa actividad volcánica en ese momento, evidenciada por las tendencias de los 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 aproximadamente al mismo tiempo, que creó grandes cantidades de rocas ígneas (volcánicas) que se acumularon en el extremo noroeste de la Placa de América del Norte (ahora la Placa de América del Norte ). Montañas Wrangell , Alaska , y una capa de espesor estimada de 6 km subyacente a la mayor parte de la isla de Vancouver) [10]

Existe cierta evidencia de euxinia en el fondo marino (ausencia de oxígeno y altas concentraciones de sulfuro tóxico) durante la CPE. Las calizas están enriquecidas en iones de manganeso cerca de la cima de la Formación Zhuganpo en el sur de China. Los iones de manganeso se concentran y son solubles en aguas euxínicas profundas, pero precipitan en carbonatos en la base de la zona oxigenada. Las concentraciones crecientes de manganeso indican un estrechamiento de la zona oxigenada y una correspondiente expansión del agua euxínica. [28]

Efectos sobre las plataformas carbonatadas

Al inicio del CPE se registra un cambio brusco en las geometrías de las plataformas carbonatadas en el oeste de Tetis . Pequeñas plataformas carbonatadas de alto relieve, principalmente aisladas, rodeadas por pendientes pronunciadas, típicas del Carniense temprano, fueron reemplazadas por plataformas carbonatadas de bajo relieve con pendientes de ángulo bajo (es decir, rampas). Esta rotación está relacionada con un cambio importante en la comunidad biológica responsable de la precipitación del carbonato de calcio (es decir, la fábrica de carbonato). La comunidad biológica altamente productiva, principalmente dominada por bacterias (M-factory), cuya acción condujo a la producción de carbonatos en plataformas de alto relieve, fue sustituida por una comunidad menos productiva dominada por moluscos y metazoos (CT factory).

En el bloque del Sur de China , la desaparición de las plataformas carbonatadas va acompañada de la deposición de sedimentos típicos de ambientes anóxicos ( lutitas negras ). Gracias a los bajos niveles de oxígeno, los restos de animales a menudo estaban bien conservados en depósitos sedimentarios llamados Lagerstätten . Estos Lagerstätten son ricos en crinoideos y reptiles, como los ictiosaurios .

Rastros geoquímicos

Carbón

El CPE está marcado por alteraciones de los ciclos geoquímicos , en particular el ciclo del carbono . Los sedimentos correspondientes a la base del episodio muestran una excursión prominente de –2 a –4‰ δ 13 C , lo que indica la liberación de un isótopo de carbono liviano, el carbono-12 , a la atmósfera. [37] Esta excursión se mencionó por primera vez en relación con los carbonatos en Israel, [6] y luego se informó con más detalle a partir de fragmentos de madera carbonizada en los Dolomitas. [10] Se ha confirmado en varios sedimentos basados ​​en carbono en toda Europa y Asia. [37] [28] [38] [39] Una evaluación estratigráfica más precisa de los afloramientos europeos ha resuelto esta excursión en tres o posiblemente cuatro pulsos principales, que abarcan el Julián tardío y el Tuvaliense temprano. Cada pulso puede equipararse a un intervalo de sedimentación anormal en tierra y mar. La tercera excursión, en el límite juliano-tuvaliano, se correlaciona con importantes extinciones de ammonoideos y conodontes. [40]

Osmio

El esquisto noruego y el pedernal japonés de la frontera entre Ladino y Carniense muestran un marcado cambio en la proporción de isótopos de osmio en el agua de mar . La abundancia relativa de osmio-187 sobre osmio-188 disminuye fuertemente en la mayor parte del Juliano antes de recuperarse y estabilizarse en el Tuvaliano. La disminución se atribuye a las primeras fases del LIP de Wrangellia que enriquecieron el océano con osmio-188. El osmio-188 se obtiene preferentemente directamente del manto, mientras que el osmio-187 es un isótopo radiogénico procedente de tierras erosionadas. [32] [41] [42]

Mercurio

En los Alpes , se producen concentraciones de mercurio de moderadas a altas junto con las alteraciones del ciclo del carbono, justo antes de la alteración de los sedimentos que marca el CPE. Estos picos de mercurio se producen en lutitas bien oxigenadas, lo que significa que no son consecuencia de fluctuaciones redox . La proporción de mercurio a carbono orgánico es más fuerte y ocurre antes en áreas correspondientes a ambientes 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 Wrangellia LIP. Esto apoya aún más la causa volcánica del episodio pluvial del Carniano. [43] Los picos de mercurio también se encuentran junto con las alteraciones del ciclo del carbono en sedimentos marinos [44] y lacustres [45] 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 una deposición atmosférica. [44]

recambio biológico

Los conodontes , amonoides , crinoideos , briozoos y algas verdes experimentaron altas tasas de extinción durante el CPE. Otros organismos irradiaron y se diversificaron durante el intervalo, como dinosaurios , nanofósiles calcáreos , corales y coníferas . [6] [8] [20] [21]

dinosaurios

El conjunto fósil de dinosaurios más antiguo, la Formación Ischigualasto de Argentina , se ha datado radiométricamente entre hace 230,3 y 231,4 millones de años. Esta edad es muy similar a la edad mínima calculada para el CPE (hace ≈230,9 millones de años). Las comparaciones de icnofósiles de varios tetrápodos antes, durante y después del CPE sugieren una radiación explosiva de los dinosaurios debido a la fase húmeda del Carniano. [46] Sin embargo, si bien la diversidad avemetatarsiana , la tasa de diversificación y la disparidad de tamaño aumentan a lo largo del Carniano, aumenta más rápidamente en el Ladino y el Noriano, lo que sugiere que el CPE no tuvo una influencia importante en el surgimiento de los dinosaurios. [47]

Otros tetrápodos

El CPE tuvo un profundo efecto en la diversidad y disparidad morfológica de los tetrápodos herbívoros. [48] ​​Esto se ejemplifica en los rincosaurios , un grupo de reptiles con fuertes mandíbulas cortantes y trituradoras. Los linajes de rincosaurios que eran comunes en el Triásico Medio se extinguieron, dejando sólo 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 del recambio floral. [49] La abundancia de hiperodapedontinos no se mantuvo por mucho tiempo y también se extinguirían a principios del Noriano. Al aislar 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. [48]

Plantas

La deposición de ámbar generalizada más antigua se produjo durante la CPE. [50] Las gotas de ámbar de Carnian de los paleosuelos italianos son los depósitos de ámbar más antiguos que se sabe que preservan artrópodos y microorganismos . [51] El ámbar no reaparecería en el registro fósil hasta el Jurásico Superior , aunque sería necesario hasta el Cretácico Inferior para que el ámbar se presentara en concentraciones equivalentes o superiores al ámbar del Carniano. [52] [50]

vida marina

Los primeros calcificadores planctónicos se produjeron justo después del CPE y podrían haber sido dinoquistes calcáreos, es decir, quistes calcáreos de dinoflagelados .

Posibles Causas

Erupción de basaltos de inundación de Wrangellia

El reciente descubrimiento de un destacado δ 13 CEl cambio negativo en los n-alcanos de las plantas superiores sugiere una inyección masiva de CO 2 en la atmósfera y el sistema oceánico 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 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 parte de Wrangellia puede explicar el mayor suministro de material siliciclástico a las cuencas, como se observó durante el CPE. El aumento de CO 2 en la atmósfera podría haber provocado un calentamiento global y la consiguiente aceleración del ciclo hidrológico, favoreciendo así fuertemente la meteorización continental . Además, si fuera lo suficientemente rápido, un aumento repentino de los niveles de pCO 2 podría haber dado lugar a 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, desaparición de plataformas de carbonato en el Tetis occidental ). Además de todo eso, el calentamiento global provocado por la inundación del basalto probablemente se vio exacerbado por la liberación de clatratos de metano. [53]

Levantamiento durante la orogenia cimmeria

Según una hipótesis alternativa, el episodio pluvial del Carniense fue una perturbación climática regional visible principalmente en el oeste de Tetis y relacionada con el levantamiento de una nueva cadena montañosa , el orógeno cimmerio , que resultó del cierre de un ramal norte de Tetis, al este del actual continente europeo.

La nueva cadena montañosa 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 fueron interceptados por la cordillera de Cimmeria y generaron fuertes lluvias, lo que explica el cambio a un clima húmedo reconocido en los sedimentos occidentales de Tetis. [31] [14]

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