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Articulo de referencia

evento de límite Cenomaniense-Turoniense

El evento del límite Cenomaniense-Turoniense , también conocido como la extinción Cenomaniense-Turoniense , Evento Anóxico Oceánico Cenomaniense-Turoniense ( EAO 2), y denominad...

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El evento del límite Cenomaniense-Turoniense , también conocido como la extinción Cenomaniense-Turoniense , Evento Anóxico Oceánico Cenomaniense-Turoniense ( EAO 2), y denominado también Evento o Nivel Bonarelli , [ 2 ] fue un evento de extinción anóxica en el período Cretácico . El evento anóxico oceánico Cenomaniense-Turoniense se considera el evento anóxico oceánico verdaderamente global más reciente en la historia geológica de la Tierra. [ 3 ] Hubo una gran perturbación del ciclo del carbono durante este período, [ 4 ] marcada por una gran excursión positiva de isótopos de carbono. [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] Sin embargo, aparte de la perturbación del ciclo del carbono , también hubo grandes perturbaciones en los ciclos del nitrógeno , [ 8 ] oxígeno , [ 9 ] fósforo , [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] azufre , [ 13 ] y hierro del océano . [ 14 ]

Fondo

Las etapas Cenomaniense y Turoniense fueron observadas por primera vez por D'Orbigny entre 1843 y 1852. La sección tipo global para este límite se encuentra en el Miembro de Caliza Bridge Creek de la Formación Greenhorn cerca de Pueblo, Colorado , que presenta estratificación con la firma orbital de Milankovitch . Aquí, se muestra claramente un evento positivo de isótopos de carbono, aunque no está presente la característica lutita negra rica en materia orgánica . Se ha estimado que el cambio isotópico duró aproximadamente 850 000 años más que el evento de lutita negra, lo que podría ser la causa de esta anomalía en la sección tipo de Colorado . [ 15 ] Un intervalo OAE2 significativamente expandido del sur del Tíbet documenta estructuras completas, más detalladas y a menor escala de la excursión positiva de isótopos de carbono que contiene múltiples etapas de isótopos de carbono de menor duración que suman una duración total de 820 ±25 ka. [ 16 ]

El nivel también se conoce como el Evento Bonarelli debido a una capa de 1 a 2 metros (3 pies 3 pulgadas a 6 pies 7 pulgadas) de lutita negra gruesa que marca el límite y fue estudiada por primera vez por Guido Bonarelli en 1891. [ 17 ] Se caracteriza por lutitas negras intercaladas, sílex y arenas con radiolarios y se estima que abarca un intervalo de 400 000 años. Los foraminíferos planctónicos no existen en este Nivel Bonarelli, y la presencia de radiolarios en esta sección indica una productividad relativamente alta y una disponibilidad de nutrientes. [ 18 ] En la Vía Marítima Interior Occidental , el evento del límite Cenomaniense-Turoniense está asociado con la Zona Bentónica, caracterizada por una mayor densidad de foraminíferos bentónicos en relación con los foraminíferos planctónicos, aunque el momento de aparición de la Zona Bentónica no es uniformemente sincrónico con el inicio del evento anóxico oceánico y, por lo tanto, no puede usarse para delimitar consistentemente su comienzo. [ 19 ]    

Cronología

Selby et al. en 2009 concluyeron que el OAE 2 ocurrió aproximadamente 91,5 ± 8,6 Ma, [ 20 ] aunque las estimaciones publicadas por Leckie et al. (2002) se dan como 93–94 Ma. [ 21 ] El límite Cenomaniense-Turoniense se ha refinado en 2012 a 93,9 ± 0,15 Ma. [ 22 ] La duración total del OAE2 se ha estimado en 0,9 Myr, [ 23 ] 0,82 ± 0,025 Myr, [ 16 ] o 0,71 ± 0,17 Myr. [ 24 ] En latitudes altas, el evento duró un tiempo más corto: solo ~600 kyr. [ 25 ]

Los patrones de biodiversidad de los foraminíferos planctónicos indican que la extinción del Cenomaniense-Turoniense se produjo en cinco fases. La fase I, que tuvo lugar entre 313 000 y 55 000 años antes del inicio del evento anóxico, se caracterizó por una columna de agua estratificada y una alta diversidad de foraminíferos planctónicos, lo que sugiere un ambiente marino estable. La fase II, caracterizada por importantes perturbaciones ambientales, se extendió desde 55 000 años antes del OAE2 hasta su inicio y se caracterizó por una disminución de los rotalipóridos y heterohelícidos, un auge de los schackoínidos y hedbergélidos, un «eclipse de formas grandes» durante el cual desaparecieron los foraminíferos de más de 150 micras y el comienzo de una tendencia al enanismo entre muchos foraminíferos. Esta fase también mostró una zona de mínimo de oxígeno intensificada y una mayor productividad en las aguas superficiales. La fase III duró entre 100.000 y 900.000 años y coincidió con la deposición del Nivel Bonarelli, mostrando una extensa proliferación de radiolarios, indicativa de condiciones extremadamente eutróficas. La fase IV duró alrededor de 35.000 años y se caracterizó principalmente por el aumento en la abundancia de hedbergélidos y schackoínidos, siendo extremadamente similar a la fase II, con la principal diferencia de que los rotalipóridos estuvieron ausentes en la fase IV. La fase V fue un intervalo de recuperación que duró 118.000 años y marcó el final del «eclipse de formas grandes» que comenzó en la fase II; los heterohelícidos y hedbergélidos permanecieron en abundancia durante esta fase, lo que apunta a una continua perturbación ambiental durante la misma. [ 26 ]

Causas

cambio climático

La Tierra se calentó notablemente justo antes del comienzo del OAE2. [ 27 ] El intervalo Cenomaniense-Turoniense representa uno de los intervalos más cálidos de todo el eón Fanerozoico , [ 28 ] y presentó las concentraciones de dióxido de carbono más altas del período Cretácico. [ 29 ] Incluso antes del OAE2, durante el Cenomaniense tardío, las temperaturas de la superficie del mar (TSM) tropicales eran muy cálidas, alrededor de 27-29  °C. [ 30 ] El inicio del OAE2 fue simultáneo con un aumento de 4-5 °C en las temperaturas del mar de la plataforma. [ 31 ] Se ha estimado de forma conservadora que las TSM tropicales medias durante el OAE2 fueron de al menos 30  °C, pero podrían haber alcanzado hasta 36  °C. [ 32 ] Las TSM mínimas en los océanos de latitudes medias fueron >20  °C. [ 33 ] Este calor excepcional persistió hasta el límite Turoniense-Coniaciense. [ 34 ]

Una posible causa de este invernadero fue el vulcanismo suboceánico. Durante la mitad del período Cretácico, la tasa de producción cortical alcanzó un pico, que pudo haber estado relacionado con la formación de rifts en el recién formado Océano Atlántico . [ 35 ] También fue causado por la fusión generalizada de plumas calientes del manto bajo la corteza oceánica , en la base de la litosfera , lo que pudo haber resultado en el engrosamiento de la corteza oceánica en los Océanos Pacífico e Índico . El vulcanismo resultante habría enviado grandes cantidades de dióxido de carbono a la atmósfera, lo que llevó a un aumento en las temperaturas globales. La liberación de gases de efecto invernadero se incrementó aún más por la desgasificación de sedimentos ricos en materia orgánica intruidos por diques volcánicos. [ 36 ] Varios eventos independientes relacionados con grandes provincias ígneas (LIP) ocurrieron alrededor del momento del OAE2. Una multitud de LIPs estuvieron activas durante OAE2: Madagascar , [ 37 ] [ 38 ] Caribe , [ 39 ] [ 40 ] [ 41 ] Gorgona, [ 42 ] Ontong Java , [ 37 ] y LIPs del Alto Ártico . [ 43 ] [ 44 ] [ 45 ] La abundancia de LIPs en este momento refleja una importante inversión en la convección del manto . [ 46 ] Se han encontrado metales traza como cromo (Cr), escandio (Sc), cobre (Cu) y cobalto (Co) en el límite Cenomaniense-Turoniense, lo que sugiere que un LIP podría haber sido una de las principales causas básicas involucradas en la contribución del evento. [ 47 ] El momento del pico en la concentración de metales traza coincide con la mitad del evento anóxico, lo que sugiere que los efectos de los LIPs pueden haber ocurrido durante el evento, pero puede que no lo hayan iniciado. Otros estudios vincularon los isótopos de plomo (Pb) del OAE-2 con las LIP del Caribe-Colombia y Madagascar. [ 48 ] Una excursión de isótopos de osmio contemporánea con el OAE2 sugiere fuertemente que el vulcanismo submarino es su causa; [ 49 ]En el Pacífico, un pico de osmio no radiogénico comenzó unos 350 kyr antes del inicio del OAE2 y terminó alrededor de 240 kyr después del inicio del OAE2; [ 50 ] los datos de isótopos de osmio de un intervalo OAE2 altamente expandido en el sur del Tíbet muestran múltiples excursiones de osmio con la más pronunciada retrasada al inicio del OAE2 por ≈50 kyr que probablemente estuvo relacionada con el cambio de conectividad oceánica en ~94,5 Ma. [ 51 ] Los datos de osmio también revelan que tres pulsos distintos de vulcanismo intenso ocurrieron ~60, ~270 y ~400 kyr después del inicio del OAE2, prolongándolo. [ 52 ] Las excursiones positivas de isótopos de neodimio proporcionan indicaciones adicionales de vulcanismo generalizado como causa del OAE2. [ 53 ] Los enriquecimientos en zinc refuerzan aún más la existencia de un extenso vulcanismo hidrotermal, [ 54 ] al igual que las excursiones negativas extremas de δ 53 Cr. [ 55 ] Se ha sugerido que la ausencia de anomalías de mercurio (Hg) geográficamente extendidas resultantes del OAE2 se debe al rango de dispersión limitado de este metal pesado por el vulcanismo submarino. [ 56 ] Un estudio de modelado realizado en 2011 confirmó que es posible que una LIP haya iniciado el evento, ya que el modelo reveló que la cantidad máxima de dióxido de carbono desgasificado por la desgasificación volcánica de la LIP podría haber resultado en más del 90 por ciento de anoxia global en las profundidades oceánicas. [ 57 ]

Más tarde, cuando la anoxia se generalizó, la producción de óxido nitroso , un gas de efecto invernadero aproximadamente 265 veces más potente que el dióxido de carbono, aumentó drásticamente debido a las elevadas tasas de nitrificación y desnitrificación. Este poderoso mecanismo de retroalimentación positiva es lo que pudo haber permitido que persistieran temperaturas extremadamente altas a pesar del intenso enterramiento de carbono orgánico asociado con los eventos anóxicos. [ 58 ]

Evento genial de Plenus

El enterramiento de carbono orgánico a gran escala actuó como un bucle de retroalimentación negativa que mitigó parcialmente los efectos de calentamiento de la descarga volcánica de dióxido de carbono, lo que resultó en el Evento de Enfriamiento Plenus durante la biozona de ammonites europeos Metoicoceras geslinianum . [ 59 ] Las temperaturas medias globales cayeron a alrededor de 4 °C por debajo de las que eran antes del OAE2. [ 30 ] Las SST ecuatoriales cayeron entre 2,5 y 5,5 °C. [ 60 ] Este evento de enfriamiento fue insuficiente para detener por completo el aumento de las temperaturas globales. Esta retroalimentación negativa fue finalmente anulada, ya que las temperaturas globales continuaron aumentando en sincronía con la continua liberación volcánica de dióxido de carbono después del Evento de Enfriamiento Plenus, [ 59 ] aunque esta teoría ha sido criticada y el calentamiento posterior al Evento de Enfriamiento Plenus se atribuye en cambio a una disminución de la meteorización de silicatos. [ 61 ]  

acidificación de los océanos

Dentro de los océanos, la emisión de SO₂ , H₂S , CO₂ y halógenos habría aumentado la acidez del agua, causando la disolución de carbonato y una mayor liberación de dióxido de carbono. La evidencia de la acidificación oceánica puede obtenerse a partir de los aumentos de δ⁴⁴ /⁴⁰Ca contemporáneos con el evento de extinción, [ 62 ] [ 63 ] [ 64 ] así como malformaciones y enanismo de cocolitos. [ 65 ] Las litologías caracterizadas por bajas concentraciones de carbonato de calcio predominaron durante intervalos de disminución de la profundidad de compensación de carbonato. [ 3 ] La acidificación oceánica se vio exacerbada por un ciclo de retroalimentación positiva de mayor respiración heterótrofa en aguas altamente productivas biológicamente, elevando las concentraciones de dióxido de carbono en el agua de mar y disminuyendo aún más el pH. [ 66 ]

Anoxia y euxinia

Cuando la actividad volcánica disminuyó, este efecto invernadero descontrolado probablemente se habría revertido. El mayor contenido de CO₂ de los océanos podría haber aumentado la productividad orgánica en las aguas superficiales del océano. El consumo de esta vida orgánica recién abundante por bacterias aerobias produciría anoxia y extinción masiva . [ 67 ] Una aceleración del ciclo hidrológico inducida por temperaturas globales más cálidas impulsó mayores flujos de escorrentía de nutrientes hacia los océanos, alimentando la productividad primaria. [ 68 ] [ 69 ] [ 70 ] La perturbación ambiental global que resultó en estas condiciones aumentó las temperaturas atmosféricas y oceánicas. Las condiciones extremas de invernadero fomentaron la estratificación oceánica . [ 71 ] Los sedimentos de límite muestran un enriquecimiento de elementos traza y contienen valores elevados de δ¹³C . [ 4 ] [ 72 ] [ 73 ] La excursión positiva de δ¹³C encontrada en el límite Cenomaniense-Turoniense es uno de los principales eventos de isótopos de carbono del Mesozoico. Representa una de las mayores perturbaciones en el ciclo global del carbono de los últimos 110 millones de años. Esta excursión de δ 13 C indica un aumento significativo en la tasa de enterramiento de carbono orgánico, lo que indica la deposición y preservación generalizadas de sedimentos ricos en carbono orgánico y que el océano estaba agotado de oxígeno en ese momento. [ 74 ] [ 75 ] [ 76 ] El agotamiento de manganeso en sedimentos correspondientes a OAE2 proporciona evidencia adicional fuerte de un agotamiento severo de oxígeno en el agua del fondo. [ 54 ] Un aumento en la abundancia del foraminífero planctónico Heterohelix proporciona más evidencia aún de anoxia. [ 77 ] [ 52 ] Los niveles elevados resultantes de enterramiento de carbono explicarían la deposición de lutitas negras en las cuencas oceánicas. [ 72 ] [ 78 ] El proto-Atlántico Norte en particular fue un foco de enterramiento de carbono durante OAE2 como lo fue en eventos anóxicos posteriores, menos severos. [ 79 ] Aunque la anoxia prevaleció durante todo el intervalo, hubo períodos transitorios de reoxigenación durante OAE2.[ 5 ]

La reducción de sulfato aumentó durante el OAE2, [ 14 ] causando euxinia , un tipo de anoxia definida por la reducción de sulfato y la producción de sulfuro de hidrógeno, que ocurrió durante el OAE2, como lo revelaron las excursiones negativas de δ 53 Cr, [ 80 ] excursiones positivas de δ 98 Mo, [ 81 ] una disminución del molibdeno del agua de mar , [ 82 ] [ 83 ] y biomarcadores moleculares de bacterias verdes del azufre . [ 84 ] [ 85 ] [ 86 ] Aunque la euxinia no era infrecuente en la última parte del Cenomaniense, solo se expandió a la zona fótica durante el propio OAE2. [ 87 ]

El OAE2 comenzó en los márgenes meridionales del proto-Atlántico Norte, desde donde la anoxia se extendió por el resto del proto-Atlántico Norte y luego hacia el Mar Interior Occidental (WIS) y los mares epicontinentales del Tetis Occidental. [ 88 ] Las aguas anóxicas se extendieron rápidamente por todo el WIS debido a la transgresión marina y una potente circulación ciclónica resultante de un desequilibrio entre la precipitación en el norte y la evaporación en el sur. [ 89 ] La anoxia fue especialmente intensa en el este del Mar del Norte, evidenciada por sus valores de δ 13 C muy positivos. [ 90 ] Gracias al afloramiento persistente, algunas regiones marinas, como el Atlántico Sur, pudieron permanecer parcialmente oxigenadas al menos intermitentemente. [ 91 ] De hecho, los estados redox de los océanos varían geográficamente, batimétricamente y temporalmente durante el OAE2. [ 92 ]

ciclos de Milankovitch

Se ha planteado la hipótesis de que el evento del límite Cenomaniense-Turoniense ocurrió durante un período de muy baja variabilidad en la insolación terrestre, que se ha teorizado que es el resultado de nodos coincidentes en todos los parámetros orbitales. Salvo perturbaciones caóticas en las órbitas de la Tierra y Marte, la ocurrencia simultánea de nodos de excentricidad orbital , precesión axial y oblicuidad en la Tierra ocurre aproximadamente cada 2,45 millones de años. [ 93 ] Numerosos otros eventos anóxicos oceánicos ocurrieron a lo largo de las condiciones extremadamente cálidas de efecto invernadero del Cretácico Medio, [ 94 ] y se ha sugerido que estos eventos anóxicos oceánicos del Cretácico Medio ocurrieron cíclicamente de acuerdo con los patrones del ciclo orbital. [ 93 ] El Evento del Cenomaniense Medio (MCE), que ocurrió en la biozona de foraminíferos planctónicos Rotalipora cushmani , se ha argumentado como otro ejemplo que apoya esta hipótesis de eventos anóxicos oceánicos regulares regidos por ciclos de Milankovitch. [ 94 ] El MCE tuvo lugar aproximadamente 2,4 millones de años antes del evento anóxico oceánico Cenomaniense-Turoniense, aproximadamente en el momento en que se esperaría que ocurriera un evento anóxico dado dicho ciclo. [ 93 ] La evidencia geoquímica de un núcleo de sedimento en la Cuenca de Tarfaya es indicativa de la principal excursión positiva de isótopos de carbono que ocurrió durante un mínimo de excentricidad prolongado. Los cambios de isótopos de carbono de menor escala observados en este núcleo probablemente reflejaron variabilidad en la oblicuidad. [ 95 ] El sitio 1138 del Programa de Perforación Oceánica en la Meseta de Kerguelen produce evidencia de una periodicidad de 20 000 a 70 000 años en los cambios en la sedimentación, lo que sugiere que la oblicuidad o la precesión gobernaron el enterramiento a gran escala de carbono orgánico. [ 96 ] Dentro de la excursión positiva de δ 13 C del OAE2, se documenta variabilidad de isótopos de carbono de escala de excentricidad corta en un intervalo OAE2 significativamente expandido del sur del Tíbet; [ 16 ] Las excursiones periódicas negativas de δ 13 C marcadas por el ciclo de excentricidad corto también son fácilmente detectables en el suroeste de Utah. [ 97 ]

Reciclaje mejorado de fósforo

La capacidad de retención de fósforo de los sedimentos del fondo marino disminuyó durante el OAE2, [ 10 ] [ 98 ] revelado por una disminución en las especies de fósforo reactivo dentro de los sedimentos del OAE2. [ 99 ] La mineralización del fósforo del fondo marino en apatita fue inhibida por el pH significativamente más bajo del agua de mar y temperaturas mucho más cálidas durante el Cenomaniense y el Turoniense en comparación con la actualidad, lo que significó que significativamente más fósforo fue reciclado de vuelta al agua del océano después de ser depositado en el fondo marino durante este tiempo. Esto habría intensificado un ciclo de retroalimentación positiva en el que el fósforo se recicla más rápido en agua de mar anóxica en comparación con agua rica en oxígeno, lo que a su vez fertiliza el agua, causa un aumento de la eutrofización y agota aún más el oxígeno del agua de mar. [ 11 ] La afluencia de sulfato volcánicamente erupcionado y químicamente meteorizado al océano también inhibió el enterramiento de fósforo al aumentar la producción de sulfuro de hidrógeno, [ 100 ] lo que dificulta el enterramiento de fósforo a través de la sorción a fases de oxihidróxido de hierro. [ 13 ] OAE2 pudo haber ocurrido durante un pico en un ciclo de 5-6 Myr que rige la disponibilidad de fósforo; en este y otros picos en esta oscilación, un aumento en la meteorización química habría aumentado el inventario de fósforo marino y desencadenado un bucle de retroalimentación positiva de aumento de productividad, anoxia y reciclaje de fósforo que solo terminó por una retroalimentación negativa de mayor oxigenación atmosférica y actividad de incendios forestales que disminuyó la meteorización química, una retroalimentación que operó en una escala de tiempo mucho más larga. [ 12 ] El reciclaje mejorado de fósforo habría resultado en una abundancia de bacterias fijadoras de nitrógeno , aumentando la disponibilidad de otro nutriente limitante y supercargando la productividad primaria a través de la fijación de nitrógeno . [ 101 ] La relación entre nitrógeno biodisponible y fósforo biodisponible, que es de 16:1 en la actualidad, cayó precipitadamente a medida que el océano pasó de ser óxico y dominado por nitratos a anóxico y dominado por amonio. [ 58 ] Se creó un potente ciclo de retroalimentación de fijación de nitrógeno, productividad, desoxigenación, eliminación de nitrógeno y reciclaje de fósforo. [ 8 ] Los hopanoides bacterianos indican que las poblaciones de cianobacterias fijadoras de nitrógeno fueron altas durante el OAE2, proporcionando un rico suministro de nitratos y nitritos. [ 102 ] δ15N negativoLos valores revelan el predominio del amonio a través de ciclos regenerativos de nutrientes en el proto-Atlántico Norte. [ 103 ]

Disminución de la oxidación de sulfuro

En la actualidad, la oxidación del sulfuro con nitrato generalmente impide que las aguas sulfurosas se propaguen por toda la columna de agua. Sin embargo, durante el OAE2, el inventario de nitrato en el agua de mar fue menor, lo que significa que la oxidación quimiolitoautotrófica de sulfuros con nitratos fue ineficiente para prevenir la propagación de la euxinia. [ 104 ]

aumento del nivel del mar

Una transgresión marina a finales del Cenomaniense produjo un aumento en la profundidad media del agua, lo que provocó que el agua de mar se volviera menos eutrófica en mares epicontinentales poco profundos. Se ha sugerido que los cambios en la biota marina en dichos mares epicontinentales se deben más a cambios en la profundidad del agua que a la anoxia. [ 105 ] El aumento del nivel del mar también contribuyó a la anoxia al transportar materia vegetal terrestre desde las tierras inundadas hacia el mar, proporcionando una fuente abundante de sustento para los microorganismos eutrofizantes. [ 106 ]

Efectos geológicos

Depósito de fosfato

Durante el pico de anoxia oceánica, se produjo un evento fosfogénico en la cuenca cretácica de Bohemia. La liberación de fósforo en el agua intersticial, varios centímetros por debajo de la interfaz entre los sedimentos del fondo marino y la columna de agua, permitió la precipitación de fosfato mediante la acción biológica de microorganismos. [ 107 ]

Aumento de la meteorización

Las proporciones de isótopos de estroncio y calcio indican que la meteorización de silicatos aumentó durante el OAE2. Debido a su eficacia como sumidero de carbono en escalas de tiempo geológicas, el incremento en el secuestro de dióxido de carbono por la litosfera pudo haber ayudado a estabilizar las temperaturas globales después de que estas se dispararan. [ 108 ] Particularmente en latitudes altas, donde el aumento de la meteorización fue muy pronunciado. [ 109 ]

Efectos bióticos

Cambios en la biodiversidad oceánica y sus implicaciones

Aunque algunos estudios iniciales sugirieron que la disminución de la biodiversidad marina observada durante la transición Cenomaniense-Turoniense no fue una extinción real, sino que representó un artefacto de preservación, [ 110 ] trabajos recientes confirman que se produjeron extinciones significativas de vertebrados, [ 111 ] invertebrados, [ 112 ] y microbios. [ 113 ]

El evento provocó la extinción de los pliosaurios y de la mayoría de los ictiosaurios . Algunos autores interpretaron en su momento a los coracoideos de la era del Maastrichtiense como pertenecientes a los ictiosaurios, pero posteriormente se los interpretó como elementos de plesiosaurios . [ 114 ] Los dolicosáuridos se volvieron raros después del OAE2, mientras que la diversidad de mosasauroideos floreció en sus consecuencias. [ 115 ] Los tetisúquidos experimentaron un recambio faunístico significativo, y los tetisúquidos posteriores al OAE2 tendieron a habitar ambientes más cálidos en comparación con los tetisúquidos anteriores al OAE2. [ 111 ]

Aunque la causa aún es incierta, el resultado dejó a los océanos de la Tierra sin oxígeno durante casi medio millón de años, causando la extinción de aproximadamente el 27 por ciento de los invertebrados marinos , incluidos ciertos foraminíferos planctónicos y bentónicos , moluscos , bivalvos , dinoflagelados y nanofósiles calcáreos . [ 67 ] Los foraminíferos planctónicos sufrieron la expansión de las zonas de mínimo oxígeno; [ 7 ] aquellos que habitaban en aguas más profundas fueron especialmente afectados. [ 116 ] En Whadi El Ghaib, un sitio en el Sinaí, Egipto , la comunidad de foraminíferos durante el OAE2 tenía baja diversidad y estaba dominada por taxones que eran extremadamente tolerantes a aguas anóxicas de baja salinidad. [ 117 ] En el sureste del Océano Índico, frente a la costa de Australia, el foraminífero planctónico Microhedbergella fue muy abundante, [ 118 ] mientras que Heterohelix prosperó en aguas reductoras en el Atlántico Sur, [ 77 ] [ 52 ] así como en el Mar de Chalk. [ 6 ] Los foraminíferos bentónicos sufrieron pérdidas notables. [ 2 ] Los foraminíferos bentónicos Gavelella berthelini y Lingulogavelinella globosa dominaron durante condiciones desoxigenadas en Polonia. [ 9 ] Las alteraciones en la diversidad de varias especies de invertebrados marinos , como los nanofósiles calcáreos, son reflejativas y características de la oligotrofia y el calor oceánico en un ambiente con picos cortos de productividad seguidos de largos períodos de baja fertilidad. [ 119 ] Un estudio realizado en el límite Cenomaniense-Turoniense de Wunstorf , Alemania, revela el dominio inusual de una especie de nanofósil calcáreo, Watznaueria , presente durante el evento. A diferencia de las especies de Biscutum , que prefieren condiciones mesotróficas y fueron generalmente las especies dominantes antes y después del evento del límite C/T; las especies de Watznaueria prefieren condiciones cálidas y oligotróficas. [ 120 ] En la sección Ohaba-Ponor en Rumania , la presencia de Watznaueria barnesaeindica condiciones cálidas, mientras que las abundancias de Biscutum constans , Zeugrhabdotus erectus y Eprolithus floralis alcanzan su máximo durante los intervalos fríos. [ 119 ] Los sitios en Colorado , Inglaterra , Francia y Sicilia muestran una relación inversa entre los niveles de dióxido de carbono atmosférico y el tamaño del nanoplancton calcáreo. [ 121 ] Los radiolarios también sufrieron grandes pérdidas en OAE2, una de sus mayores pérdidas de diversidad en el Cretácico. [ 122 ] Los bivalvos disminuyeron significativamente en diversidad durante el período previo al pico de δ 13 C org de OAE2. [ 123 ] Los bivalvos rudistas sufrieron altas tasas de extinción combinadas con bajas tasas de origen durante OAE2. [ 124 ] Los amonoideos sufrieron durante la crisis, aunque la anoxia no fue el principal impulsor de sus disminuciones en diversidad. [ 125 ] Las pérdidas de diversidad de amonoideos se concentraron principalmente en los mares alrededor de Europa; en otros lugares, se vieron afectados de manera insignificante. [ 112 ]

La diversidad de icnofósiles se desplomó drásticamente al comienzo del evento del límite Cenomaniense-Turoniense. El intervalo de recuperación posterior a la conclusión del evento anóxico presenta una abundancia de Planolites y se caracteriza en general por un alto grado de bioturbación . [ 126 ]

En ese momento, también se observaron abundancias máximas de los grupos de algas verdes Botryococcus y prasinofitas, coincidiendo con la sedimentación pelágica. La abundancia de estos grupos de algas está fuertemente relacionada con el aumento tanto de la deficiencia de oxígeno en la columna de agua como del contenido total de carbono orgánico. La evidencia de estos grupos de algas sugiere que hubo episodios de estratificación de la columna de agua por haloclina durante ese período. También se encontró una especie de dinoflagelado de agua dulce —Bosedinia— en las rocas datadas en ese momento, lo que sugiere que los océanos tenían una salinidad reducida. [ 127 ] [ 128 ]

Cambios en la biodiversidad terrestre

No se conoce ningún cambio importante en los ecosistemas terrestres que haya sido sincrónico con la transgresión marina asociada con OAE2, aunque se ha especulado que la pérdida del hábitat de llanura aluvial de agua dulce pudo haber resultado en la desaparición de algunos taxones de agua dulce. En rocas fosilíferas en el suroeste de Utah , una extinción local de algunos metaterios y vertebrados de agua salobre está asociada con la regresión marina posterior a OAE2 en el Turoniense. [ 129 ] Entre los mamíferos, los cambios en la diversidad probablemente reflejan cambios en los rangos y cambios en la ecología más que un verdadero evento de extinción. [ 130 ] Cualquiera que haya sido la naturaleza y magnitud de las extinciones terrestres en o cerca del límite Cenomaniense-Turoniense, lo más probable es que haya sido causada principalmente por otros factores que no fueran fluctuaciones eustáticas del nivel del mar. [ 129 ] Se ha concluido que el efecto de la crisis ecológica en las plantas terrestres fue intrascendente, en contraste con los eventos de extinción impulsados ​​por grandes provincias ígneas terrestres. [ 131 ] Sin embargo, aunque las plantas terrestres persistieron incluso durante el calor excepcional, el Evento Frío de Plenus facilitó una notable expansión de los ecosistemas de sabana dominados por angiospermas. [ 132 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ Cohen, KM, Finney, SC, Gibbard, PL y Fan, J.-X. (2013; actualizado) El Cuadro Cronoestratigráfico Internacional de la ICS . Episodios 36: 199–204.
  2. 1 2 Ceteán, Claudia G.; Balc, Ramona; Kaminski, Michael A.; Filipescu, Sorin (agosto de 2008). "Bioestratigrafía del límite Cenomaniano-Turoniano en los Cárpatos orientales (Valle de Dâmboviţa): observaciones preliminares" . Studia Universitatis Babeş-Bolyai, Geología . 53 (1): 11– 23. doi : 10.5038/1937-8602.53.1.2 .
  3. 1 2 Petrizzo, Maria Rose; Amaglio, Giulia; Watkins, David K.; MacLeod, Kenneth G.; Huber, Brian T.; Hasegawa, Takashi; Wolfgring, Erik (19 de agosto de 2022). "Cambios bióticos y paleoceanográficos a través del evento anóxico oceánico 2 del Cretácico tardío en las altas latitudes del sur (sitios IODP U1513 y U1516, Océano Índico SE)" . Paleoceanografía y paleoclimatología . 37 (9) e2022PA004474. Bibcode : 2022PaPa...37.4474P . doi : 10.1029/2022PA004474 . PMC 9545577. PMID 36247808 .  
  4. 1 2 Arthur, Michael A.; Dean, Walter E.; Pratt, Lisa M. (20 de octubre de 1988). "Efectos geoquímicos y climáticos del aumento del enterramiento de carbono orgánico marino en el límite Cenomaniense/Turoniense" . Nature . 335 (6192): 714–717 . Bibcode : 1988Natur.335..714A . doi : 10.1038/335714a0 . S2CID 4277249. Recuperado el 28 de enero de 2023 . 
  5. 1 2 Grosheny, Danièle; Beaudoin, Bernard; Morel, Laurence; Desmares, Delphine (octubre de 2006). "Biotratigrafía y quimioestratigrafía de alta resolución del evento límite Cenomaniense/Turoniense en la cuenca Vocontian, sureste de Francia" . Cretaceous Research . 27 (5): 629– 640. Bibcode : 2006CrRes..27..629G . doi : 10.1016/j.cretres.2006.03.005 . Recuperado el 11 de abril de 2023 .
  6. 1 2 Jarvis, Ian; Gale, Andrew S.; Jenkyns, Hugh C.; Pearce, Martin A. (3 de julio de 2006). "Variación secular en isótopos de carbono del Cretácico Superior: una nueva curva de referencia de carbonato δ13C para el Cenomaniense-Campaniense (99,6–70,6 Ma)" . Geological Magazine . 143 (5): 561– 608. Bibcode : 2006GeoM..143..561J . doi : 10.1017/S0016756806002421 . S2CID 55903093. Recuperado el 18 de marzo de 2023 . 
  7. 1 2 Jarvis, Ian; Carson, GA; Cooper, MKE; Hart, MB; Leary, PN; Tocher, BA; Horne, D.; Rosenfeld, A. (marzo de 1988). "Asociaciones de microfósiles y el evento anóxico oceánico del Cenomaniense-Turoniense (Cretácico superior)" . Cretaceous Research . 9 (1): 3– 103. Bibcode : 1988CrRes...9....3J . doi : 10.1016/0195-6671(88)90003-1 . Recuperado el 27 de abril de 2023 .
  8. 1 2 Junium, Christopher K.; Arthur, Michael A. (3 de marzo de 2007). "Ciclo del nitrógeno durante el evento anóxico oceánico II del Cretácico, Cenomaniense-Turoniense" . Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 8 (3): 1– 18. Bibcode : 2007GGG.....8.3002J . doi : 10.1029/2006GC001328 . S2CID 127888121. Recuperado el 25 de abril de 2023 . 
  9. 1 2 Peryt, D.; Wyrwicka, K. (septiembre de 1993). "El evento del límite Cenomaniense/Turoniense en Polonia Central" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 104 ( 1–4 ): 185–197 . Bibcode : 1993PPP...104..185P . doi : 10.1016/0031-0182(93)90130-B . Recuperado el 28 de enero de 2023 .
  10. 1 2 Mort, Haydon P.; Adatte, Thierry; Föllmi, Karl B.; Keller, Gerta; Steinmann, Philipp; Matera, Virginie; Berner, Zsolt; Stüben, Doris (1 de junio de 2007). "Fósforo y los roles de la productividad y el reciclaje de nutrientes durante el evento anóxico oceánico 2" . Geología . 35 (6): 483– 486. Bibcode : 2007Geo....35..483M . doi : 10.1130/G23475A.1 . Recuperado el 11 de abril de 2023 .
  11. 1 2 Papadomanolaki, Nina M.; Lenstra, Wytze K.; Wolthers, Mariette; Slomp, Caroline P. (1 de julio de 2022). " Reciclaje mejorado de fósforo durante la anoxia oceánica pasada amplificado por bajas tasas de autigénesis de apatita" . Science Advances . 8 (26) eabn2370. Bibcode : 2022SciA....8N2370P . doi : 10.1126 / sciadv.abn2370 . hdl : 1874/421467 . PMC 10883373. PMID 35776794. S2CID 250218660 .   
  12. 1 2 Handoh, Itsuki C.; Lenton, Timothy M. (8 de octubre de 2003). "Eventos anóxicos oceánicos periódicos del Cretácico medio vinculados por oscilaciones de los ciclos biogeoquímicos del fósforo y el oxígeno" . Ciclos biogeoquímicos globales . 17 (4): 3-1 – 3-11 . Bibcode : 2003GBioC..17.1092H . doi : 10.1029/2003GB002039 . S2CID 140194325. Recuperado el 14 de junio de 2023 . 
  13. 1 2 Gomes, Maya L.; Hurtgen, Matthew T.; Sageman, Bradley B. (21 de diciembre de 2015). "Ciclo biogeoquímico del azufre durante eventos anóxicos oceánicos del Cretácico: una comparación de OAE1a y OAE2" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 31 (2): 233–251 . doi : 10.1002/2015PA002869 . Recuperado el 19 de diciembre de 2022 .
  14. 1 2 Okhouchi, N.; Kawamura, K.; Kajiwara, Y.; Wada, E.; Okada, M.; Kanamatsu, T.; Taira, A. (1 de junio de 1999). "Registros de isótopos de azufre alrededor del esquisto negro de Livello Bonarelli (norte de los Apeninos, Italia) en el límite Cenomaniano-Turoniano" . Geología . 27 (6): 535– 538. Bibcode : 1999Geo....27..535O . doi : 10.1130/0091-7613(1999)027 < 0535:SIRALB > 2.3.CO ; 2 . Consultado el 19 de diciembre de 2022 .
  15. ↑ Sageman, Bradley B.; Meyers, Stephen R.; Arthur, Michael A. (1 de febrero de 2006). "Escala de tiempo orbital y nuevo registro de isótopos de carbono para el estratotipo del límite Cenomaniense-Turoniense" . Geology . 34 (2): 125. Bibcode : 2006Geo....34..125S . doi : 10.1130/G22074.1 . S2CID 16899894. Recuperado el 17 de marzo de 2023 . 
  16. 1 2 3 Li, Yong-Xiang; Montañez, Isabel P.; Liu, Zhonghui; Ma, Lifeng (marzo de 2017). "Restricciones astronómicas sobre la perturbación del ciclo global del carbono durante el Evento Anóxico Oceánico 2 (OAE2)" . Earth and Planetary Science Letters . 462 : 35–46 . Bibcode : 2017E & PSL.462...35L . doi : 10.1016/j.epsl.2017.01.007 . ISSN 0012-821X . Recuperado el 17 de marzo de 2023 . 
  17. ↑ G. Bonarelli, Il territorio di Gubbio - Notizie geologiche , Roma 1891
  18. ↑ G. Parisi, F. Piergiovanni e M. Marcucci, Il livello Bonarelli nell'area umbro-marchigiana, en Stratigrafia del Mesozoico e Cenozoico nell'area Umbro-Marchigiana , Roma, 1989
  19. ↑ Bryant, Raquel; Belanger, Christina L. (19 de enero de 2023). "La heterogeneidad espacial en los conjuntos de foraminíferos bentónicos refleja los impactos regionales del cambio paleoambiental a través del OAE2 del Cretácico" . Paleobiología . 49 (3): 431– 453. Bibcode : 2023Pbio...49..431B . doi : 10.1017/pab.2022.47 . S2CID 256132544 . 
  20. ↑ Selby, David; Mutterlose, Jörg; Condon, Daniel J. (julio de 2009). "Geocronología U-Pb y Re-Os de los límites de las etapas Aptiense/Albiense y Cenomaniense/Turoniense: Implicaciones para la calibración de la escala de tiempo, la composición isotópica del agua de mar de osmio y la sistemática Re-Os en sedimentos ricos en materia orgánica" . Chemical Geology . 265 ( 3-4 ): 394-409 . Bibcode : 2009ChGeo.265..394S . doi : 10.1016/j.chemgeo.2009.05.005 . Recuperado el 17 de marzo de 2023 .
  21. ↑ Leckie, R; Bralower, T.; Cashman, R. (2002). "Eventos anóxicos oceánicos y evolución del plancton: respuesta biótica al forzamiento tectónico durante el Cretácico medio" (PDF) . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 17 (3): 1– 29. Bibcode : 2002PalOc..17.1041L . doi : 10.1029/2001pa000623 .
  22. ^ Meyers, Stephen R.; Siewert, Sarah E.; Cantante, Brad S.; Sageman, Bradley B.; Condón, Daniel J.; Obradovich, John D.; Jicha, Brian R.; Sawyer, David A. (enero de 2012). "Intercalibración de escalas de tiempo radioisotópicas y astrocronológicas para el intervalo límite Cenomaniano-Turoniano, Cuenca Interior Occidental, EE. UU." . Geología . 40 (1): 7– 10. Bibcode : 2012Geo....40....7M . doi : 10.1130/g32261.1 . ISSN 1943-2682 . Consultado el 2 de abril de 2023 . 
  23. ↑ Kulenguski, Joseph T.; Gilleaudeau, Geoffrey J.; Kaufman, Alan J.; Kipp, Michael A.; Tissot, François LH; Goepfert, Tyler J.; Pitts, Alan D.; Pierantoni, Pietropaolo; Evans, Michael N.; Elrick, Maya (15 de octubre de 2023). "Isótopos de uranio carbonato a través del OAE 2 del Cretácico en el sur de México: Nuevas restricciones sobre la propagación global de la anoxia marina y el enterramiento de carbono orgánico" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 628 111756. Bibcode : 2023PPP...62811756K . doi : 10.1016/j.palaeo.2023.111756 . Recuperado el 19 de mayo de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  24. ↑ Eldrett, James S.; Ma, Chao; Bergman, Steven C.; Lutz, Brendan; Gregory, F. John; Dodsworth, Paul; Phipps, Mark; Hardas, Petros; Minisini, Daniel; Ozkan, Aysen; Ramezani, Jahander; Bowring, Samuel A.; Kamo, Sandra L.; Ferguson, Kurt; Macaulay, Calum; Kelly, Amy E. (septiembre-diciembre de 2015). "Una estratigrafía calibrada astronómicamente del Cenomaniense, Turoniense y el Coniaciense más temprano del Mar Interior Occidental Cretácico, EE. UU.: Implicaciones para la cronoestratigrafía global" . Cretaceous Research . 56 : 316–344 . Bibcode : 2015CrRes..56..316E . doi : 10.1016/j.cretres.2015.04.010 . Consultado el 13 de junio de 2023 .
  25. ↑ Xu, Kang; Zhong, Yi; Tsikos, H.; Chen, Hongjin; Li, Yawei (16 de diciembre de 2023). "Evolución del evento anóxico oceánico 2 a ritmo orbital y astrocronología en la cuenca de Mentelle (Australia) en latitudes altas del sur" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 111973. doi : 10.1016/j.palaeo.2023.111973 . Recuperado el 30 de diciembre de 2023 a través de Elsevier Science Direct.
  26. ↑ Coccioni, Rodolfo; Luciani, Valeria (1 de abril de 2004). "Foraminíferos planctónicos y cambios ambientales durante el Evento Bonarelli (OAE2, Cenomaniense tardío) en su área tipo: Un estudio de alta resolución de la sección de referencia Bottaccione del Tetis (Gubbio, Italia central)" . Journal of Foraminiferal Research . 34 (2): 109–129 . Bibcode : 2004JForR..34..109C . doi : 10.2113/0340109 . Recuperado el 30 de diciembre de 2022 .
  27. ↑ Bottini, Cinzia; Erba, Elisabetta (10 de agosto de 2018). "Cambios paleoambientales del Cretácico Medio en el Tetis occidental" . Climate of the Past . 14 (8): 1147– 1163. Bibcode : 2018CliPa..14.1147B . doi : 10.5194/cp-14-1147-2018 . hdl : 2434/593369 . S2CID 55431939. Consultado el 14 de junio de 2023 . 
  28. ↑ Scotese, Christopher Robert; Song, Haijun; Mills, Benjamin JW; Van der Meer, Douwe G. (abril de 2021). "Paleotemperaturas fanerozoicas: el clima cambiante de la Tierra durante los últimos 540 millones de años" . Earth-Science Reviews . 215 103503. Bibcode : 2021ESRv..21503503S . doi : 10.1016/j.earscirev.2021.103503 . S2CID 233579194. Recuperado el 10 de junio de 2023 . 
  29. ↑ Hong, Sung Kyung; Lee, Yong Il (15 de abril de 2012). "Evaluación de las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono durante el Cretácico" . Earth and Planetary Science Letters . 327–328 : 23–28 . Bibcode : 2012E & PSL.327...23H . doi : 10.1016/j.epsl.2012.01.014 . Recuperado el 13 de junio de 2023 .
  30. 1 2 Forster, Astrid; Schouten, Stephan; Moriya, Kazuyoshi; Wilson, Paul A.; Sinninghe Damsté, Jaap S. (14 de marzo de 2007). "Calentamiento tropical y enfriamiento intermitente durante el evento anóxico oceánico Cenomaniense/Turoniense 2: registros de temperatura de la superficie del mar del Atlántico ecuatorial" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 22 (1): 1– 14. Bibcode : 2007PalOc..22.1219F . doi : 10.1029/2006PA001349 .
  31. ↑ Voigt, Silke; Gale, Andrew S.; Flögel, Sascha (8 de diciembre de 2004). "Mares de plataforma de latitudes medias en el mundo invernadero del Cenomaniense-Turoniense: evolución de la temperatura y circulación del Atlántico Norte: EVOLUCIÓN DE LA TEMPERATURA DEL CENOMANIENSE-TURONIENSE" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 19 (4): 1– 17. doi : 10.1029/2004PA001015 .
  32. ↑ Wilson, Paul A.; Norris, Richard D.; Cooper, Matthew J. (1 de julio de 2002). "Prueba de la hipótesis del efecto invernadero del Cretácico utilizando calcita de foraminíferos vítreos del núcleo de los trópicos del Turoniense en la Elevación de Demerara" . Geología . 30 (7): 607– 610. Bibcode : 2002Geo....30..607W . doi : 10.1130/0091-7613(2002)030 < 0607:TTCGHU > 2.0.CO ; 2. Recuperado el 5 de abril de 2023 .
  33. ^ O'Brien, Charlotte L.; Robinson, Estuardo A.; Pancost, Richard D.; Sinninghe Damsté, Jaap S.; Schouten, Stefan; Lunt, Daniel J.; Alsenz, Heiko; Bornemann, André; Bottini, Cinzia; Brassell, Simón C.; Farnsworth, Alejandro; Forster, Astrid; Huber, Brian T.; Inglis, Gordon N.; Jenkyns, Hugh C.; Linnert, cristiano; Más pequeña, Kate; Markwick, Pablo; McAnena, Alison; Mutterlose, Jörg; Naafs, B. David A.; Puttmann, Wilhelm; Sluijs, Appy; Van Helmond, Junta General Anual de Niels; Vellekoop, Johan; Wagner, Tomás; Wrobel, Neil A. (septiembre de 2017). "Evolución de la temperatura superficial del mar en el Cretácico: Restricciones a partir de TEX86 e isótopos de oxígeno de foraminíferos planctónicos" . Earth-Science Reviews . 172 : 224–247 . Bibcode : 2017ESRv..172..224O . doi : 10.1016/j.earscirev.2017.07.012 . hdl : 2434/521617 . S2CID 55405082 . 
  34. ^ Forster, Astrid; Schouten, Stefan; Baas, Marianne; Sinninghe Damsté, Jaap S. (1 de octubre de 2007). "Registro de temperatura de la superficie del mar del Cretácico medio (Albiano-Santoniano) en el Océano Atlántico tropical" . Geología . 35 (10): 919– 922. Bibcode : 2007Geo....35..919F . doi : 10.1130/G23874A.1 . ISSN 0091-7613 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 . 
  35. ↑ Poulsen, Christopher J.; Gendaszek, Andrew S.; Jacob, Robert L. (1 de febrero de 2003). "¿Causó la fragmentación del océano Atlántico el máximo térmico del Cretácico?" . Geology . 31 (2): 115– 118. Bibcode : 2003Geo....31..115P . doi : 10.1130/0091-7613(2003)031 < 0115:DTROTA > 2.0.CO ; 2 . Consultado el 17 de marzo de 2023 .
  36. ↑ Bédard, Jean H.; Dewing, Keith; Grasby, Stephen E.; Nabelek, Peter; Heimdal, Thea Hatlen; Yakymchuk, Chris; Shieh, Sean R.; Rumney, Justin; Deegan, Frances M.; Troll, Valentin R. (13 de septiembre de 2023). "Sills basálticos emplazados en rocas sedimentarias ricas en materia orgánica: Consecuencias para la maduración de la materia orgánica y el paleoclima del Cretácico" . Boletín de la Sociedad Geológica de América . doi : 10.1130/B36982.1 . ISSN 0016-7606 . Recuperado el 23 de marzo de 2024 a través de GeoScienceWorld. 
  37. 1 2 Scaife, JD; Ruhl, Micha; Dickson, AJ; Mather, Tamsin A.; Jenkyns, Hugh C.; Percival, LME; Hesselbo, Stephen P.; Cartwright, J.; Eldrett, JS; Bergman, SC; Minisini, D. (1 de noviembre de 2017). "¿Enriquecimientos de mercurio sedimentario como marcador de vulcanismo de grandes provincias ígneas submarinas? Evidencia del evento del Cenomaniense medio y del evento anóxico oceánico 2 (Cretácico superior)" . Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 18 (12): 4253– 4275. Bibcode : 2017GGG....18.4253S . doi : 10.1002/2017GC007153 . S2CID 133798453 . 
  38. ↑ Sinton, CW; Duncan, RA (1 de diciembre de 1997). "Vínculos potenciales entre el vulcanismo de meseta oceánica y la anoxia oceánica global en el límite Cenomaniense-Turoniense" . Economic Geology . 92 ( 7–8 ): 836–842 . Bibcode : 1997EcGeo..92..836S . doi : 10.2113/gsecongeo.92.7-8.836 . ISSN 1554-0774 . Consultado el 25 de septiembre de 2023 . 
  39. ↑ Serrano, Lina; Ferrari, Luca; López Martínez, Margarita; Petrone, Chiara Maria; Jaramillo, Carlos (15 de septiembre de 2011). "Un estudio geológico, geocronológico y geoquímico integrador de la isla Gorgona, Colombia: Implicaciones para la formación de la Gran Provincia Ígnea del Caribe" . Earth and Planetary Science Letters . 309 ( 3–4 ): 324–336 . Bibcode : 2011E & PSL.309..324S . doi : 10.1016/j.epsl.2011.07.011 . Recuperado el 22 de abril de 2023 .
  40. ↑ Du Vivier, Alice DC; Selby, David; Sageman, Bradley B.; Jarvis, Ian; Gröcke, Darren R.; Voigt, Silke (1 de marzo de 2014). "La estratigrafía isotópica marina de 187Os/188Os revela la interacción del vulcanismo y la circulación oceánica durante el Evento Anóxico Oceánico 2" . Earth and Planetary Science Letters . 389 : 23–33 . doi : 10.1016/j.epsl.2013.12.024 . ISSN 0012-821X . 
  41. ↑ Joo, Young Ji; Sageman, Bradley B.; Hurtgen, Matthew T. (1 de abril de 2020). "La comparación de datos y modelos revela cambios ambientales clave que llevaron al Evento Anóxico Oceánico 2 del Cenomaniense-Turoniense" . Earth-Science Reviews . 203 103123. Bibcode : 2020ESRv..20303123J . doi : 10.1016/j.earscirev.2020.103123 . ISSN 0012-8252 . 
  42. ↑ Kerr, Andrew C.; Tarney, John (1 de abril de 2005). "Evolución tectónica del Caribe y el noroeste de Sudamérica: El caso de la acreción de dos mesetas oceánicas del Cretácico Superior" . Geology . 33 (4): 269–272 . Bibcode : 2005Geo....33..269K . doi : 10.1130/G21109.1 . Recuperado el 8 de abril de 2023 .
  43. ↑ Naber, TV; Grasby, SE; Cuthbertson, JP; Rayner, N.; Tegner, C. (16 de diciembre de 2020). "Nuevas restricciones sobre la edad, la geoquímica y el impacto ambiental del magmatismo de la Gran Provincia Ígnea del Alto Ártico: Rastreo de la extensión de la Dorsal Alfa en la Isla Ellesmere, Canadá" . Boletín de la Sociedad Geológica de América . 133 ( 7–8 ): 1695–1711 . doi : 10.1130/B35792.1 . ISSN 0016-7606 . 
  44. ↑ Davis, William J.; Schröder-Adams, Claudia J.; Galloway, Jennifer M.; Herrle, Jens O.; Pugh, Adam T. (24 de junio de 2016). "Geocronología U-Pb de bentonitas de la Formación Kanguk del Cretácico Superior, Cuenca de Sverdrup, Ártico canadiense: restricciones sobre las tasas de sedimentación, correlaciones bioestratigráficas y la historia magmática tardía de la Gran Provincia Ígnea del Alto Ártico" . Geological Magazine . 154 (4): 757–776 . doi : 10.1017/S0016756816000376 . ISSN 0016-7568 . Recuperado el 14 de septiembre de 2023 . 
  45. ↑ Schröder-Adams, Claudia J.; Herrle, Jens O.; Selby, David; Quesnel, Alex; Froude, Gregory (1 de abril de 2019). "Influencia de la provincia ígnea del Alto Ártico en el intervalo del límite Cenomaniense/Turoniense, cuenca de Sverdrup, Alto Ártico canadiense" . Earth and Planetary Science Letters . 511 : 76–88 . Bibcode : 2019E & PSL.511...76S . doi : 10.1016/j.epsl.2019.01.023 . S2CID 133942033. Recuperado el 22 de abril de 2023 . 
  46. ↑ Maher, Jr., Harmon D. (enero de 2001). "Manifestaciones de la gran provincia ígnea del Alto Ártico del Cretácico en Svalbard" . The Journal of Geology . 109 (1): 91– 104. Bibcode : 2001JG....109...91M . doi : 10.1086/317960 . ISSN 0022-1376 . Consultado el 16 de septiembre de 2023 . 
  47. ↑ Ernst, Richard E.; Youbi, Nasrrddine (julio de 2017). "Cómo las grandes provincias ígneas afectan el clima global, a veces causan extinciones masivas y representan marcadores naturales en el registro geológico" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 478 : 30–52 . Bibcode : 2017PPP...478...30E . doi : 10.1016 /j.palaeo.2017.03.014 . Consultado el 2 de abril de 2023 .
  48. ↑ Kuroda, J.; Ogawa, N.; Tanimizu, M.; Coffin, M.; Tokuyama, H.; Kitazato, H.; Ohkouchi, N. (15 de abril de 2007). "Vulcanismo subaéreo masivo contemporáneo y evento anóxico oceánico 2 del Cretácico tardío" . Earth and Planetary Science Letters . 256 ( 1–2 ): 211–223 . Bibcode : 2007E & PSL.256..211K . doi : 10.1016/j.epsl.2007.01.027 . ISSN 0012-821X . S2CID 129546012. Recuperado el 28 de marzo de 2023 .  
  49. ^ Matsumoto, Hironao; Coccioni, Rodolfo; Frontalini, Fabrizio; Shirai, Kotaro; Jovane, Luigi; Trindade, Ricardo; Savián, Jairo F.; Koroda, Junichiro (11 de enero de 2022). "Evidencia de isótopos de Os marino del Cretácico medio de una causa heterogénea de eventos anóxicos oceánicos" . Comunicaciones de la naturaleza . 13 (1): 239. Código Bib : 2022NatCo..13..239M . doi : 10.1038/s41467-021-27817-0 . PMC 8752794 . PMID 35017487 .  
  50. ↑ Du Vivier, ADC; Selby, David; Condon, Daniel J.; Takashima, R.; Nishi, H. (15 de octubre de 2015). "Química isotópica de 187Os/188Os del Pacífico y geocronología U-Pb: Sincronía del cambio isotópico global de Os a través de OAE 2" . Earth and Planetary Science Letters . 428 : 204–216 . Bibcode : 2015E & PSL.428..204D . doi : 10.1016/j.epsl.2015.07.020 .
  51. ↑ Li, Yong-Xiang; Liu, Xinyu; Selby, David; Liu, Zhonghui; Montañez, Isabel P.; Li, Xianghui (15 de enero de 2022). "La mayor conectividad oceánica y el vulcanismo desencadenaron el inicio global del Evento Anóxico Oceánico 2 (OAE2) del Cretácico hace aproximadamente 94,5 millones de años" . Earth and Planetary Science Letters . 578 117331. Bibcode : 2022E y PSL.57817331L . doi : 10.1016/j.epsl.2021.117331 . Recuperado el 4 de septiembre de 2023 .
  52. 1 2 3 Sullivan, Daniel L.; Brandon, Alan D.; Eldrett, James; Bergman, Steven C.; Wright, Shawn; Minisini, Daniel (15 de septiembre de 2020). "Datos de osmio de alta resolución registran tres pulsos distintos de actividad magmática durante el Evento Anóxico Oceánico 2 (OAE-2) del Cretácico" . Geochimica et Cosmochimica Acta . 285 : 257–273 . Bibcode : 2020GeCoA.285..257S . doi : 10.1016/j.gca.2020.04.002 . Recuperado el 30 de diciembre de 2023 a través de Elsevier Science Direct.
  53. ↑ Zheng, Xin-Yuan; Jenkyns, Hugh C.; Gale, Andrew S.; Ward, David J.; Henderson, Gideon M. (1 de febrero de 2016). "Un control climático sobre la reorganización de la circulación oceánica durante el evento del Cenomaniense medio y el evento anóxico oceánico del Cenomaniense-Turoniense (OAE 2): evidencia de isótopos de Nd" . Geology . 44 (2): 151– 154. Bibcode : 2016Geo....44..151Z . doi : 10.1130/G37354.1 . S2CID 130480845. Recuperado el 14 de junio de 2023 . 
  54. 1 2 Turgeon, Steven; Brumsack, Hans-Jürgen (15 de noviembre de 2006). "Eventos anóxicos vs disóxicos reflejados en la geoquímica de sedimentos durante el evento límite Cenomaniense-Turoniense (Cretácico) en la cuenca Umbría-Marche del centro de Italia" . Chemical Geology . 234 ( 3–4 ): 321–339 . Bibcode : 2006ChGeo.234..321T . doi : 10.1016/j.chemgeo.2006.05.008 . Recuperado el 14 de junio de 2023 .
  55. ↑ Holmden, C.; Jacobson, AD; Sageman, BB; Hurtgen, MT (1 de agosto de 2016). "Respuesta del indicador isotópico de Cr al evento anóxico oceánico 2 del Cretácico en una sucesión de carbonatos pelágicos del Mar Interior Occidental" . Geochimica et Cosmochimica Acta . 186 : 277–295 . Bibcode : 2016GeCoA.186..277H . doi : 10.1016/j.gca.2016.04.039 . ISSN 0016-7037 . Recuperado el 25 de septiembre de 2023 . 
  56. ↑ Percival, Lawrence ME; Jenkyns, Hugh C.; Mather, Tamsin A.; Dickson, Alexander J.; Batenburg, Sietske J.; Ruhl, Micha; Hesselbo, Stephen B.; Barclay, Richard; Jarvis, Ian; Robinson, Stuart A.; Woelders, Lineke (octubre de 2018). "¿El vulcanismo de grandes provincias ígneas siempre perturba el ciclo del mercurio? Comparación de los registros del Evento Anóxico Oceánico 2 y el final del Cretácico con otros eventos del Mesozoico" . American Journal of Science . 318 (8): 799– 860. Bibcode : 2018AmJS..318..799P . doi : 10.2475/08.2018.01 . hdl : 2262/90923 . S2CID 134682528. Archivado del original el 29 de marzo de 2023. Recuperado el 28 de marzo de 2023 . 
  57. ↑ Flögel, S.; Wallmann, K.; Poulsen, CJ; Zhou, J.; Oschlies, A.; Voigt, S.; Kuhnt, W. (mayo de 2011). "Simulación de los efectos biogeoquímicos de la desgasificación volcánica de CO2 en el estado de oxígeno del océano profundo durante el Evento Anóxico Cenomaniense/Turoniense (OAE2)" . Earth and Planetary Science Letters . 305 ( 3–4 ): 371–384 . Bibcode : 2011E y PSL.305..371F . doi : 10.1016/j.epsl.2011.03.018 . ISSN 0012-821X . Recuperado el 2 de abril de 2023 . 
  58. 1 2 Naafs, B. David A.; Monteiro, Fanny M.; Pearson, Ann; Higgins, Meytal B.; Pancost, Richard D.; Ridgwell, Andy (10 de diciembre de 2019). "Ciclo global del nitrógeno marino fundamentalmente diferente en respuesta a la desoxigenación severa del océano" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 116 (50): 24979– 24984. Bibcode : 2019PNAS..11624979N . doi : 10.1073/pnas.1905553116 . PMC 6911173. PMID 31767742 .  
  59. 1 2 Jarvis, Ian; Lignum, John S.; Gröcke, Darren R.; Jenkyns, Hugh C.; Pearce, Martin A. (19 de julio de 2011). "Deposición de esquisto negro, reducción del CO2 atmosférico y enfriamiento durante el evento anóxico oceánico del Cenomaniense-Turoniense" . Paleoceanografía y paleoclimatología . 26 (3): 1– 17. Bibcode : 2011PalOc..26.3201J . doi : 10.1029/2010PA002081 .
  60. ↑ Sinninghe Damsté, Jaap S.; Van Bentum, Elisabeth C.; Reichart, Gert-Jan; Pross, Jörg; Schouten, Stefan (15 de abril de 2010). "Un enfriamiento impulsado por la disminución del CO2 y un mayor gradiente de temperatura latitudinal durante el evento anóxico oceánico 2 del Cretácico medio" . Earth and Planetary Science Letters . 293 ( 1–2 ): 97–103 . Bibcode : 2010E & PSL.293...97S . doi : 10.1016/j.epsl.2010.02.027 . Recuperado el 13 de junio de 2023 .
  61. ↑ Percival, Lawrence ME; Van Helmond, NAGM; Selby, David; Goderis, S.; Claeys, P. (26 de septiembre de 2020). "Interacciones complejas entre el emplazamiento de grandes provincias ígneas y los cambios de temperatura global durante el evento anóxico oceánico del Cenomaniense-Turoniense (OAE 2)" . Paleoceanografía y paleoclimatología . 35 (10). Bibcode : 2020PaPa...35.4016P . doi : 10.1029/2020PA004016 . S2CID 224902886. Recuperado el 13 de junio de 2023 . 
  62. ↑ Du Vivier, Alice DC; Jacobson, Andrew D.; Lehn, Gregory O.; Selby, David; Hurtgen, Matthew T.; Sageman, Bradley B. (15 de abril de 2015). "Estratigrafía de isótopos de Ca a través del OAE 2 del Cenomaniense-Turoniense: vínculos entre el vulcanismo, la geoquímica del agua de mar y el factor de fraccionamiento de carbonatos" . Earth and Planetary Science Letters . 416 : 121–131 . Bibcode : 2015E & PSL.416..121D . doi : 10.1016/j.epsl.2015.02.001 .
  63. ↑ Fantle, Matthew S.; Ridgwell, Andy (5 de agosto de 2020). "Hacia una comprensión de la señal isotópica de Ca relacionada con la acidificación oceánica y los sobreimpulsos de alcalinidad en el registro de rocas" . Chemical Geology . 547 119672. Bibcode : 2020ChGeo.54719672F . doi : 10.1016/j.chemgeo.2020.119672 . S2CID 219461270 . 
  64. ↑ Kitch, Gabriella Dawn (diciembre de 2021). "Las proporciones de isótopos de calcio de foraminíferos malformados revelan que el estrés de biocalcificación precedió al OAE2". Identificación y delimitación del estrés de biocalcificación a partir de eventos geológicos de acidificación oceánica (tesis doctoral). Universidad Northwestern . ProQuest 2617262217. Consultado el 4 de septiembre de 2023 . 
  65. ↑ Hönisch, Barbel; Ridgwell, Andy; Schmidt, Daniela N.; Tomás, Elena; Gibbs, Samantha J.; Sluijs, Appy; Zeebe, Richard; Kump, Lee; Martindale, Rowan C.; Greene, Sarah E.; Kiessling, Wolfgang; Ries, Justin; Zachos, James C.; Royer, Dana L.; Barker, Stephen; Marchitto Jr., Thomas M.; Moyer, Ryan; Pelejero, Carles; Ziveri, Patrizia; Foster, Gavin L.; Williams, Branwen (2 de marzo de 2012). "El registro geológico de la acidificación de los océanos" . Ciencia . 335 (6072): 1058– 1063. Bibcode : 2012Sci...335.1058H . doi : 10.1126/science.1208277 . hdl : 1874/385704 . PMID 22383840. S2CID 6361097. Consultado el 28 de junio de 2023 .  
  66. ^ Jones, Mateo M.; Sageman, Bradley B.; Selby, David; Jacobson, Andrew D.; Batenburg, Sietske J.; Riquier, Laurent; MacLeod, Kenneth G.; Huber, Brian T.; Bogus, Kara A.; Tejada, María Luisa G.; Kuroda, Junichiro; Hobbs, Richard W. (19 de enero de 2023). "Episodio abrupto de acidificación del océano del Cretácico medio provocado por un vulcanismo masivo" . Geociencia de la naturaleza . 16 (1): 169– 174. Bibcode : 2023NatGe..16..169J . doi : 10.1038/s41561-022-01115-w . S2CID 256137367 . Consultado el 24 de abril de 2023 . 
  67. 1 2 "La erupción submarina agotó el oxígeno de los océanos de la Tierra" . New Scientist. 16 de julio de 2008. Consultado el 9 de mayo de 2018 .(Se requiere suscripción)
  68. ↑ Charbonnier, Guillaume; Boulila, Slah; Spangenberg, Jorge E.; Adatte, Thierry; Föllmi, Karl B.; Laskar, Jacques (1 de octubre de 2018). "Ritmo oblicuo del ciclo hidrológico durante el Evento Anóxico Oceánico 2" . Earth and Planetary Science Letters . 499 : 266–277 . Bibcode : 2018E & PSL.499..266C . doi : 10.1016/j.epsl.2018.07.029 . Recuperado el 23 de marzo de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  69. ↑ Chen, Hongjin; Xu, Zhaokai; Bayon, Germain; Lim, Dhongil; Batenburg, Sietske J.; Petrizzo, Maria Rose; Hasegawa, Takashi; Li, Tiegang (1 de febrero de 2022). "Ciclo hidrológico mejorado durante el Evento Anóxico Oceánico 2 en altas latitudes del sur: Nuevas perspectivas del Sitio IODP U1516" . Global and Planetary Change . 209 103735. Bibcode : 2022GPC...20903735C . doi : 10.1016/j.gloplacha.2022.103735 . ISSN 0921-8181 . Recuperado el 30 de diciembre de 2023 a través de Elsevier Science Direct. 
  70. ↑ Meyers, Philip A.; Bernasconi, Stefano M.; Forster, Astrid (diciembre de 2006). "Orígenes y acumulación de materia orgánica en secuencias expandidas de lutitas negras del Albiense al Santoniense en la Elevación de Demerara, margen sudamericano" . Geoquímica Orgánica . 37 (12): 1816–1830 . Bibcode : 2006OrGeo..37.1816M . doi : 10.1016/j.orggeochem.2006.08.009 . Consultado el 14 de junio de 2023 .
  71. ↑Kalanat, Behnaz; Vaziri-Moghaddam, Hossein (1 November 2019). "The Cenomanian/Turonian boundary interval deep-sea deposits in the Zagros Basin (SW Iran): Bioevents, carbon isotope record and palaeoceanographic model". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 533 109238. Bibcode:2019PPP...53309238K. doi:10.1016/j.palaeo.2019.109238. ISSN 0031-0182. Retrieved 25 September 2023.
  72. 12Kerr, Andrew C. (July 1998). "Oceanic plateau formation: a cause of mass extinction and black shale deposition around the Cenomanian–Turonian boundary?". Journal of the Geological Society. 155 (4): 619–626. Bibcode:1998JGSoc.155..619K. doi:10.1144/gsjgs.155.4.0619. S2CID 129178854. Retrieved 17 March 2023.
  73. ↑Brčić, Vlatko; Glumac, Bosiljka; Fuček, Ladislav; Grizelj, Anita; Horvat, Marija; Posilović, Hrvoje; Mišur, Ivan (July 2017). "The Cenomanian–Turonian boundary in the northwestern part of the Adriatic Carbonate Platform (Ćićarija Mtn., Istria, Croatia): characteristics and implications". Facies. 63 (3): 17. Bibcode:2017Faci...63...17B. doi:10.1007/s10347-017-0499-7. S2CID 132371872. Retrieved 2 July 2023.
  74. ↑Nagm, Emad; El-Qot, Gamal; Wilmsen, Markus (December 2014). "Stable-isotope stratigraphy of the Cenomanian–Turonian (Upper Cretaceous) boundary event (CTBE) in Wadi Qena, Eastern Desert, Egypt". Journal of African Earth Sciences. 100: 524–531. Bibcode:2014JAfES.100..524N. doi:10.1016/j.jafrearsci.2014.07.023. ISSN 1464-343X. Retrieved 17 March 2023.
  75. ↑Jenkyns, Hugh C. (March 2010). "Geochemistry of oceanic anoxic events: REVIEW". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 11 (3): n/a. Bibcode:2010GGG....11.3004J. doi:10.1029/2009GC002788.
  76. ↑ Schlanger, SO; Arthur, MA; Jenkyns, Hugh C.; Scholle, PA (1987). "El evento anóxico oceánico del Cenomaniense-Turoniense, I. Estratigrafía y distribución de los estratos ricos en carbono orgánico y la excursión marina de δ 13 C". Geological Society, Londres, Publicaciones especiales . 26 (1): 371– 399. Bibcode : 1987GSLSP..26..371S . doi : 10.1144/GSL.SP.1987.026.01.24 . ISSN 0305-8719 . S2CID 129843829 .  
  77. 1 2 Sullivan, Daniel L.; Brandon, Alan D.; Eldrett, James; Bergman, Steven C.; Wright, Shawn; Minisini, Daniel (1 de diciembre de 2020). "Corrección a "Datos de osmio de alta resolución registran tres pulsos distintos de actividad magmática durante el Evento Anóxico Oceánico 2 (OAE-2) del Cretácico" [ Geochim. Cosmochim. Acta 285 (2020) 257–273 ] " . Geochimica et Cosmochimica Acta . 290 : 424– 425. Bibcode : 2020GeCoA.290..424S . doi : 10.1016/j.gca.2020.09.022 . ISSN 0016-7037 . Consultado el 30 de diciembre de 2023 a través de Elsevier Science Direct. 
  78. ↑ Jenkyns, Hugh C.; Mutterlose, Jorg; Sliter, WV (1995). "Estratigrafía de isótopos de carbono y oxígeno del Cretácico Superior de sedimentos de aguas profundas del Pacífico centro-norte (sitio 869, flanco de Pikinni-Wodejebato, Islas Marshall)" (PDF) . Actas del Programa de Perforación Oceánica, Resultados Científicos . Recuperado el 23 de marzo de 2024 .
  79. ↑ Jones, Matthew M.; Sageman, Bradley B.; Meyers, Stephen R. (20 de abril de 2018). "Nivel del mar del Turoniense y eventos paleoclimáticos en registros astronómicamente ajustados del Atlántico Norte tropical y la vía marítima interior occidental" . Paleoceanografía y paleoclimatología . 33 (5): 470– 492. Bibcode : 2018PaPa...33..470J . doi : 10.1029/2017PA003158 . ISSN 2572-4517 . 
  80. ↑ Wang, Xiangli; Reinhard, Christopher T.; Planavsky, Noah J.; Owens, Jeremy D.; Lyons, Timothy W.; Johnson, Thomas M. (1 de julio de 2016). "Composiciones isotópicas de cromo sedimentario a través del OAE2 del Cretácico en el sitio 1258 de Demerara Rise" . Chemical Geology . 429 : 85–92 . Bibcode : 2016ChGeo.429...85W . doi : 10.1016/j.chemgeo.2016.03.006 . Recuperado el 14 de junio de 2023 .
  81. ↑ Westermann, Stéphane; Vance, Derek; Cameron, Vyllinniskii; Archer, Corey; Robinson, Stuart A. (15 de octubre de 2014). "Estados de oxigenación heterogéneos en los océanos Atlántico y Tetis durante el Evento Anóxico Oceánico 2" . Earth and Planetary Science Letters . 404 : 178–189 . Bibcode : 2014E & PSL.404..178W . doi : 10.1016/j.epsl.2014.07.018 . Recuperado el 25 de septiembre de 2023 .
  82. ↑ Goldberg, Tatiana; Poulton, Simon W.; Wagner, Thomas; Kolonic, Sadat F.; Rehkämper, Mark (15 de abril de 2016). "Disminución del molibdeno durante el evento anóxico oceánico 2 del Cretácico" . Earth and Planetary Science Letters . 440 : 81–91 . Bibcode : 2016E & PSL.440...81G . doi : 10.1016/j.epsl.2016.02.006 . hdl : 10044/1/29929 . Recuperado el 14 de junio de 2023 .
  83. ↑ Wang, Jianpeng; Bulot, Luc G.; Taylor, Kevin G.; Redfern, Jonathan (junio de 2021). "Controles y cronología del enriquecimiento orgánico del Cenomaniense-Turoniense y su relación con el evento OAE2 en Marruecos, norte de África" . Marine and Petroleum Geology . 128 105013. doi : 10.1016/j.marpetgeo.2021.105013 . Recuperado el 30 de junio de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  84. ↑ Sinninghe Damsté, Jaap S.; Köster, Jürgen (30 de mayo de 1998). "Un océano Atlántico Norte meridional euxínico durante el evento anóxico oceánico del Cenomaniense/Turoniense" . Earth and Planetary Science Letters . 158 ( 3–4 ): 165–173 . Bibcode : 1998E & PSL.158..165S . doi : 10.1016/S0012-821X(98)00052-1 . Recuperado el 14 de junio de 2023 .
  85. ↑ Kuypers, Marcel MM; Pancost, Richard D.; Nijenhuis, Ivar A.; Sinninghe Damsté, Jaap S. (9 de octubre de 2002). "La productividad mejorada condujo a un mayor enterramiento de carbono orgánico en la cuenca euxínica del Atlántico Norte durante el evento anóxico oceánico del Cenomaniense tardío" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 17 (4): 3-1 – 3-13 . Bibcode : 2002PalOc..17.1051K . doi : 10.1029/2000PA000569 . hdl : 21.11116/0000-0001-D2CD-B . Recuperado el 14 de junio de 2023 .
  86. ↑ Pancost, Richard D.; Crawford, Neal; Magness, Simon; Turner, Andy; Jenkyns, Hugh C.; Maxwell, James R. (1 de mayo de 2004). "Más evidencia del desarrollo de condiciones euxínicas en la zona fótica durante eventos anóxicos oceánicos del Mesozoico" . Journal of the Geological Society . 161 (3): 353– 364. Bibcode : 2004JGSoc.161..353P . doi : 10.1144/0016764903-059 . S2CID 130919916. Recuperado el 14 de junio de 2023 . 
  87. ↑ Abraham, Mohd Al Farid; Naafs, Bernhard David A.; Lauretano, Vittoria; Sgouridis, Fotis; Pancost, Richard D. (20 de diciembre de 2023). "El calentamiento impulsó la expansión de la anoxia marina en el Atlántico ecuatorial durante el Cenomaniense previo al Evento Anóxico Oceánico 2" . Climate of the Past . 19 (12): 2569– 2580. Bibcode : 2023CliPa..19.2569A . doi : 10.5194/cp-19-2569-2023 . hdl : 1983/35efd613-cc0d-4ba6-a99f-793cc36fd625 . ISSN 1814-9332 . Consultado el 23 de marzo de 2024 . 
  88. ↑ Zhai, Ruixiang; Zeng, Zhiyu; Zhang, Ruiling; Yao, Weiqi (agosto de 2023). "La respuesta de los ciclos de nitrógeno y azufre a la desoxigenación oceánica a través del límite Cenomaniense-Turoniense" . Global and Planetary Change . 227 104182. Bibcode : 2023GPC...22704182Z . doi : 10.1016/j.gloplacha.2023.104182 . S2CID 259689748 . 
  89. ↑ Elderbak, Khalifa; Leckie, R. Mark (mayo de 2016). "Paleocirculación y asociaciones de foraminíferos de los pares de estratos de la Caliza Bridge Creek del Cenomaniense-Turoniense: Productividad vs. dilución durante el OAE2" . Cretaceous Research . 60 : 52–77 . Bibcode : 2016CrRes..60...52E . doi : 10.1016/j.cretres.2015.11.009 . Recuperado el 2 de julio de 2023 .
  90. ↑ Hilbrecht, Heinz; Hubberten, Hans-W.; Oberhänsli, Hedwig (mayo de 1992). "Biogeografía de foraminíferos planctónicos y variaciones regionales de isótopos de carbono: productividad y masas de agua en Europa del Cretácico tardío" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 92 ( 3–4 ): 407–421 . Bibcode : 1992PPP....92..407H . doi : 10.1016/0031-0182(92)90093-K . Recuperado el 2 de julio de 2023 .
  91. ^ Forster, Astrid; Kuypers, Marcel MM; Turgeon, Steven C.; Brumsack, Hans-J.; Petrizzo, María Rosa; Sinninghe Damsté, Jaap S. (1 de octubre de 2008). "El evento anóxico oceánico Cenomaniano/Turoniano en el Atlántico Sur: nuevos conocimientos de un estudio geoquímico del sitio 530A del DSDP" . Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 267 ( 3– 4): 256– 283. Bibcode : 2008PPP...267..256F . doi : 10.1016/j.palaeo.2008.07.006 . Consultado el 28 de junio de 2023 .
  92. ↑ Li, Yong-Xiang; Gill, Benjamin; Montañez, Isabel P.; Ma, Lifeng; LeRoy, Matthew; Kodama, Kenneth P. (2020). "Fluctuaciones redox impulsadas orbitalmente durante el Evento Anóxico Oceánico 2 (OAE2) del Cretácico reveladas por un nuevo proxy magnético" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 538 109465. Bibcode : 2020PPP...53809465L . doi : 10.1016/j.palaeo.2019.109465 .
  93. 1 2 3 Mitchell, Ross N.; Bice, David M.; Montanari, Alessandro; Cleaveland, Laura C.; Christianson, Keith T.; Coccioni, Rodolfo; Hinnov, Linda A. (1 de marzo de 2008). "¿Ciclos anóxicos oceánicos? Preludio orbital al nivel de Bonarelli (OAE 2)" . Earth and Planetary Science Letters . 267 ( 1–2 ): 1–16 . Bibcode : 2008E y PSL.267....1M . doi : 10.1016/j.epsl.2007.11.026 . Recuperado el 2 de enero de 2023 .
  94. 1 2 Coccioni, Rodolfo; Galeotti, Simone (15 de enero de 2003). "El evento del Cenomaniense medio: preludio del OAE 2" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 190 : 427–440 . Bibcode : 2003PPP...190..427C . doi : 10.1016/S0031-0182(02)00617-X . Recuperado el 22 de enero de 2023 .
  95. ↑ Kuhnt, Wolfgang; Holbourn, Ann E.; Beil, Sebastián; Aquit, Mohamed; Krawczyk, Tim; Flögel, Sascha; Chellai, El Hassane; Jabour, Haddou (11 de agosto de 2017). "Desentrañando el inicio del Evento Anóxico Oceánico 2 del Cretácico en un archivo ampliado de sedimentos de la cuenca Tarfaya-Laayoune, Marruecos" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 32 (8): 923– 946. Bibcode : 2017PalOc..32..923K . doi : 10.1002/2017PA003146 . Consultado el 5 de abril de 2023 .
  96. ^ Dickson, Alexander J.; Saker-Clark, Mateo; Jenkyns, Hugh C.; Bottini, Cinzia; Erba, Elisabetta; Ruso, Fabio; Gorbanenko, Olga; Naafs, Bernhard DA; Pancost, Richard D.; Robinson, Estuardo A.; Van den Boorn, Sander HJM; Idiz, Erdem (14 de junio de 2016). "Un registro del hemisferio sur de reducción global de trazas de metales y modulación orbital del entierro de materia orgánica a través del límite Cenomaniano-Turoniano (Sitio 1138 del Programa de Perforación Oceánica, Meseta de Kerguelen)" . Sedimentología . 64 (1): 186– 203. doi : 10.1111/sed.12303 . hdl : 2434/451186 . S2CID 133063861. Consultado el 7 de abril de 2023 . 
  97. ↑ Laurin, Jiří; Barclay, Richard S.; Sageman, Bradley B.; Dawson, Robin R.; Pagani, Mark; Schmitz, Mark; Eaton, Jeffrey; McInerney, Francesca A.; McElwain, Jennifer C. (15 de junio de 2019). "Registro terrestre y marino marginal del evento anóxico oceánico 2 (OAE 2) del Cretácico medio: marco de alta resolución, isótopos de carbono, CO2 y cambio del nivel del mar" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 524 : 118–136 . Bibcode : 2019PPP...524..118L . doi : 10.1016/j.palaeo.2019.03.019 . ISSN 0031-0182 . 
  98. ↑ Mort, Haydon P.; Adatte, Thierry; Keller, Gerta; Bartels, David; Föllmi, Karl B.; Steinmann, Philipp; Berner, Zsolt; Chellai, EH (octubre-diciembre de 2008). "Deposición de carbono orgánico y acumulación de fósforo durante el Evento Anóxico Oceánico 2 en Tarfaya, Marruecos" . Cretaceous Research . 29 ( 5–6 ): 1008–1023 . Bibcode : 2008CrRes..29.1008M . doi : 10.1016/j.cretres.2008.05.026 . Recuperado el 11 de abril de 2023 .
  99. ^ Beil, Sebastián; Kuhnt, Wolfgang; Holbourn, Ana; Scholtz, Florián; Oxmann, Julián; Wallmann, Klaus; Lorenzen, Janne; Aquit, Mohamed; Chellai, El Hassane (29 de abril de 2020). "Eventos anóxicos oceánicos del Cretácico prolongados por retroalimentaciones del ciclo del fósforo" . Clima del pasado . 16 (2): 757– 782. Bibcode : 2020CliPa..16..757B . doi : 10.5194/cp-16-757-2020 . Consultado el 14 de junio de 2023 .
  100. ↑ Poulton, Simon W.; Henkel, Susann; März, Christian; Urquhart, Hannah; Flögel, Sascha; Kasten, Sabine; Sinninghe Damsté, Jaap S.; Wagner, Thomas (1 de noviembre de 2015). "Un control de la meteorización continental sobre el ciclo redox-nutriente impulsado orbitalmente durante el Evento Anóxico Oceánico 2 del Cretácico" . Geology . 43 (11): 963– 966. Bibcode : 2015Geo....43..963P . doi : 10.1130/G36837.1 .
  101. ↑ Monteiro, FM; Pancost, Richard D.; Ridgwell, Andy; Donnadieu, Yannick (15 de diciembre de 2012). "Los nutrientes como control dominante en la propagación de anoxia y euxinia a través del evento anóxico oceánico Cenomaniano-Turoniano (OAE2): comparación de datos modelo" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 27 (4): 1– 17. Bibcode : 2012PalOc..27.4209M . doi : 10.1029/2012PA002351 . hdl : 1983/671e8aee-23c9-4b58-adef-4bb84ba6cab1 .
  102. ↑ Karakitsios, Vassilis; Tsikos, Harilaos; van Breugel, Yvonne; Koletti, Lyda; Damsté, Jaap S. Sinninghe; Jenkyns, Hugh C. (2006). "Primera evidencia del evento anóxico oceánico Cenomaniense-Turoniense (OAE2, evento 'Bonarelli') de la Zona Jónica, Grecia continental occidental" (PDF) . International Journal of Earth Sciences . 96 (2): 343– 352. Bibcode : 2007IJEaS..96..343K . doi : 10.1007/s00531-006-0096-4 . S2CID 54714713. Archivado del original (PDF) el 18 de julio de 2011 . Consultado el 11 de marzo de 2020 . 
  103. ↑ Ruebsam, Wolfgang; Schwark, Lorenz (mayo de 2023). "Dinámica del fitoplancton y ciclo del nitrógeno durante el Evento Anóxico Oceánico 2 (Cenomaniense/Turoniense) en la zona de afloramiento del proto-Atlántico Norte NE" . Global and Planetary Change . 224 104117. Bibcode : 2023GPC...22404117R . doi : 10.1016/j.gloplacha.2023.104117 . S2CID 258097848. Recuperado el 2 de julio de 2023 . 
  104. ↑ Scholz, Florian; Beil, Sebastian; Flögel, Sascha; Lehmann, Moritz F.; Holbourn, Ann; Wallmann, Klaus; Kuhnt, Wolfgang (1 de julio de 2019). "Ciclo biogeoquímico de tipo zona mínima de oxígeno en el proto-Atlántico Norte Cenomaniense-Turoniense a través del Evento Anóxico Oceánico 2" . Earth and Planetary Science Letters . 517 : 50–60 . Bibcode : 2019E & PSL.517...50S . doi : 10.1016/j.epsl.2019.04.008 . S2CID 149777356. Recuperado el 1 de mayo de 2023 . 
  105. ↑ Pierce, Martin A.; Jarvis, Ian; Tocher, Bruce A. (1 de septiembre de 2009). "El evento límite Cenomaniense-Turoniense, OAE2 y el cambio paleoambiental en mares epicontinentales: nuevas perspectivas a partir de los registros de dinocistos y geoquímicos" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 280 ( 1–2 ): 207–234 . Bibcode : 2009PPP...280..207P . doi : 10.1016/j.palaeo.2009.06.012 . Recuperado el 28 de enero de 2023 .
  106. ↑ Jenkyns, Hugh C. (marzo de 1980). "Eventos anóxicos del Cretácico: de los continentes a los océanos" . Journal of the Geological Society . 137 (2): 171– 188. Bibcode : 1980JGSoc.137..171J . doi : 10.1144/gsjgs.137.2.0171 . S2CID 140199289. Consultado el 8 de abril de 2023 . 
  107. ↑ Al-Bassam, Khaldoun; Magna, Tomáš; Vodrážka, Radek; Čech, Stanislav (mayo de 2019). "Mineralogía y geoquímica de siliciclastos y fosfatos glauconíticos marinos en unidades seleccionadas del Cenomaniense-Turoniense, Cuenca Cretácica de Bohemia, República Checa: Implicaciones para la procedencia y el ambiente deposicional" . Geochemistry . 79 (2): 347–368 . Bibcode : 2019ChEG...79..347A . doi : 10.1016/j.chemer.2019.05.003 . S2CID 164633566. Recuperado el 12 de abril de 2023 . 
  108. ↑ Blättler, Clara L.; Jenkyns, Hugh C.; Reynard, Linda M.; Henderson, Gideon M. (1 de septiembre de 2011). "Aumentos significativos en la meteorización global durante los eventos anóxicos oceánicos 1a y 2 indicados por isótopos de calcio" . Earth and Planetary Science Letters . 309 ( 1–2 ): 77–88 . Bibcode : 2011E & PSL.309...77B . doi : 10.1016/j.epsl.2011.06.029 . Recuperado el 8 de abril de 2023 .
  109. ↑ Chen, Hongjin; Bayon, Germain; Xu, Zhaokai; Li, Tiegang (1 de enero de 2023). "Evidencia de isótopos de hafnio de una mayor meteorización en altas latitudes del sur durante el Evento Anóxico Oceánico 2" . Earth and Planetary Science Letters . 601 117910. Bibcode : 2023E y PSL.60117910C . doi : 10.1016/j.epsl.2022.117910 . S2CID 253650113 . 
  110. ↑ Gale, AS; Smith, AB; Monks, NEA; Young, JA; Howard, A.; Wray, DS; Huggett, JM (julio de 2000). "Biodiversidad marina a través del Cenomaniense tardío-Turoniense temprano: controles paleoceanográficos y sesgos estratigráficos secuenciales" . Journal of the Geological Society . 157 (4): 745–757 . doi : 10.1144/jgs.157.4.745 . ISSN 0016-7649 . Recuperado el 18 de octubre de 2024 – a través de Lyell Collection Geological Society Publications. 
  111. 1 2 Forêt, Tom; Aubier, Paul; Jouve, Stéphane; Cubo, Jorge (23 de abril de 2024). "Factores bióticos y abióticos y la estructura filogenética de la extinción en la evolución de Tethysuchia" . Paleobiology . 50 (2): 285– 307. doi : 10.1017/pab.2024.5 . ISSN 0094-8373 . Recuperado el 30 de junio de 2024 – vía Cambridge Core. 
  112. 1 2 Monnet, Claude (15 de noviembre de 2009). "La extinción masiva del límite Cenomaniense-Turoniense (Cretácico Superior): Nuevas perspectivas a partir de los patrones de biodiversidad de amonoideos de Europa, Túnez y el Interior Occidental (América del Norte)" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 282 ( 1–4 ): 88–104 . doi : 10.1016/j.palaeo.2009.08.014 . Recuperado el 18 de octubre de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  113. ↑ Paul, CRC; Lamolda, MA; Mitchell, SF; Vaziri, MR; Gorostidi, A.; Marshall, JD (15 de junio de 1999). "El límite Cenomaniense-Turoniense en Eastbourne (Sussex, Reino Unido): una propuesta de sección de referencia europea" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 150 ( 1–2 ): 83–121 . Bibcode : 1999PPP...150...83P . doi : 10.1016/S0031-0182(99)00009-7 . Recuperado el 28 de enero de 2023 .
  114. ↑ Sachs, Sven; Grant-Mackie, Jack A. (marzo de 2003). "Un fragmento de ictiosaurio del Cretácico de Northland, Nueva Zelanda" . Journal of the Royal Society of New Zealand . 33 (1): 307–314 . Bibcode : 2003JRSNZ..33..307S . doi : 10.1080/03014223.2003.9517732 . S2CID 129312766. Consultado el 2 de abril de 2023 . 
  115. ^ Bardet, Nathalie; Houssaye, Alexandra; Rabia, Jean-Claude; Pereda Suberbiola, Xabier (1 de noviembre de 2008). "La radiación Cenomaniano-Turoniano (Cretácico tardío) de escamados marinos (Reptilia): el papel del Tetis mediterráneo" . Boletín de la Société Géologique de Francia . 179 (6): 605– 622. doi : 10.2113/gssgfbull.179.6.605 . ISSN 1777-5817 . Consultado el 30 de junio de 2024 a través de GeoScienceWorld. 
  116. ↑ Erbacher, Jochen; Thurow, Jürgen; Littke, Ralf (1 de junio de 1996). "Patrones de evolución de las variaciones de radiolarios y materia orgánica: Un nuevo enfoque para identificar cambios en el nivel del mar en ambientes pelágicos del Cretácico medio" . Geology . 24 (6): 499– 502. Bibcode : 1996Geo....24..499E . doi : 10.1130/0091-7613(1996)024 < 0499:EPORAO > 2.3.CO ; 2. Recuperado el 2 de julio de 2023 .
  117. ↑ Gertsch, B.; Keller, G.; Adatte, Thierry; Berner, Z.; Kassab, AS; Tantawy, AAA; El-Sabbagh, AM; Stueben, D. (22 de octubre de 2008). "Transición Cenomaniense-Turoniense en una secuencia de aguas someras del Sinaí, Egipto" . International Journal of Earth Sciences . 99 : 165–182 . doi : 10.1007/s00531-008-0374-4 . S2CID 56427056. Recuperado el 11 de abril de 2023 . 
  118. ↑ Petrizzo, Maria Rose; Watkins, David K.; MacLeod, Kenneth G.; Hasegawa, Takashi; Huber, Brian T.; Batenburg, Sietske J.; Kato, Tomonori (noviembre de 2021). "Explorando los cambios paleoceanográficos registrados por foraminíferos planctónicos a través del intervalo del límite Cenomaniense-Turoniense y el Evento Anóxico Oceánico 2 en altas latitudes del sur en la Cuenca de Mentelle (SE Océano Índico)" . Global and Planetary Change . 206 103595. Bibcode : 2021GPC...20603595P . doi : 10.1016/j.gloplacha.2021.103595 . hdl : 2434/869684 .
  119. ^ Melinte -Dobrinescu, Mihaela Carmen; Bojar, Ana-Voica (octubre-diciembre de 2008). "Registro bioestratigráfico e isotópico de los depósitos Cenomaniano-Turoniano en la sección Ohaba-Ponor (SW Haţeg, Rumania)" . Investigación del Cretácico . 29 ( 5– 6): 1024– 1034. Bibcode : 2008CrRes..29.1024M . doi : 10.1016/j.cretres.2008.05.018 . Consultado el 2 de abril de 2023 .
  120. ↑ Linnert, Christian; Mutterlose, Jörg; Erbacher, Jochen (febrero de 2010). "Nanofósiles calcáreos del intervalo límite Cenomaniense/Turoniense del Reino Boreal (Wunstorf, noroeste de Alemania)". Micropaleontología Marina . 74 ( 1–2 ): 38–58 . Bibcode : 2010MarMP..74...38L . doi : 10.1016/j.marmicro.2009.12.002 . ISSN 0377-8398 . 
  121. ↑ Faucher, G.; Erba, Elisabetta; Bottini, Cinzia (2013). "Vida en océanos extremos: adaptaciones y estrategias del nanoplancton calcáreo durante el evento anóxico oceánico 2" . Journal of Nannoplankton Research . Recuperado el 21 de abril de 2023 .
  122. ↑ Erbacher, J.; Thurow, J. (marzo de 1997). "Influencia de los eventos anóxicos oceánicos en la evolución de los radiolarios del Cretácico medio en el Atlántico Norte y el Tetis occidental" . Micropaleontología marina . 30 ( 1–3 ): 139–158 . Bibcode : 1997MarMP..30..139E . doi : 10.1016/S0377-8398(96)00023-0 . Consultado el 19 de abril de 2023 .
  123. ↑ Kunstmüllerová, Lucie; Košťák, Martin (enero de 2024). "Cambios en las asociaciones de bivalvos al inicio del evento OAE2 en el área peri-tetiana (cuenca cretácica bohemia)" . Cretaceous Research . 153 105704. Bibcode : 2024CrRes.15305704K . doi : 10.1016/j.cretres.2023.105704 .
  124. ↑ Johnson, CC; Kauffman, Erle G. (23 de noviembre de 2005). «Orígenes, radiaciones y extinciones de especies de bivalvos rudistados del Cretácico en la provincia del Caribe» . En Kauffman, Erle G.; Walliser, Otto H. (eds.). Eventos de extinción en la historia de la Tierra . Berlín: Springer . pp. 305–324 . doi : 10.1007/BFb0011154 . ISBN  978-3-540-47071-7.
  125. ↑ Monnet, Claude; Bucher, Hugo (18 de abril de 2007). "La diversidad de los amonoideos europeos cuestiona la propagación de la anoxia como causa principal de la extinción masiva del Cenomaniense/Turoniense (Cretácico Superior)" . Revista Suiza de Geociencias . 100 (1): 137–144 . doi : 10.1007/s00015-007-1209-1 . ISSN 1661-8726 . 
  126. ↑ Naimi, Mohammed Nadir; Cherif, Amine; Mahboubi, Chikh Younes; Benyoucef, Madani (10 de junio de 2022). "Icnología del evento del límite Cenomaniense-Turoniense en el margen sur del Tetis (sección de Khanguet Grouz, cordillera de Ouled Nail, Argelia)" . Arabian Journal of Geosciences . 15 (12): 1150. Bibcode : 2022ArJG...15.1150N . doi : 10.1007/s12517-022-10420-y . S2CID 249551061. Recuperado el 9 de abril de 2023 . 
  127. ↑ Prauss, Michael L. (abril de 2012). "El evento del límite Cenomaniense/Turoniense (CTBE) en Tarfaya, Marruecos: aspectos paleoecológicos reflejados en la palinología marina". Cretaceous Research . 34 : 233–256 . Bibcode : 2012CrRes..34..233P . doi : 10.1016/j.cretres.2011.11.004 . ISSN 0195-6671 . 
  128. ^ Fonseca, Carolina; Mendonça Filho, João Graciano; Lézin, Carine; de Oliveira, António Donizeti; Duarte, Luís V. (diciembre 2019). "Deposición de materia orgánica e implicaciones paleoambientales a través del límite Cenomaniano-Turoniano de la cuenca subalpina (SE de Francia): controles locales y globales" . Revista Internacional de Geología del Carbón . 218 103364. doi : 10.1016/j.coal.2019.103364 .
  129. 1 2 Eaton, Jeffrey G.; Kirkland, James I.; Hutchinson, J. Howard; Denton, Robert; O'Neill, Robert C.; Parrish, J. Michael (1 de mayo de 1997). "Extinción no marina a través del límite Cenomaniense-Turoniense, suroeste de Utah, con una comparación con el evento de extinción Cretácico-Terciario" . Boletín de la Sociedad Geológica de América . 109 (5): 560– 567. Bibcode : 1997GSAB..109..560E . doi : 10.1130/0016-7606(1997)109 < 0560:NEATCT > 2.3.CO ; 2. Recuperado el 2 de abril de 2023 .
  130. ↑ Eaton, Jeffrey G. (27 de diciembre de 1995). "Mamíferos multituberculados del Cenomaniense y Turoniense (Cretácico Superior Temprano) del suroeste de Utah" . Journal of Vertebrate Paleontology . 15 (4): 761– 784. doi : 10.1080/02724634.1995.10011260 . ISSN 0272-4634 . Recuperado el 18 de octubre de 2024 a través de Taylor and Francis Online. 
  131. ↑ Galasso, Francesca; Heimhofer, Ulrich; Schneebeli-Hermann, Elke (22 de febrero de 2023). "El límite Cenomaniense/Turoniense a la luz de los nuevos desarrollos en palinología terrestre" . Scientific Reports . 13 (1): 3074. Bibcode : 2023NatSR..13.3074G . doi : 10.1038/s41598-023-30072-6 . PMC 9947001. PMID 36813802 .  
  132. ↑ Heimhofer, Ulrich; Wucherpfennig, Nina; Adatte, Thierry; Schouten, Stefan; Schneebeli-Hermann, Elke; Gardín, Silvia; Keller, Gerta; Kentsch, Sarah; Kujau, Ariane (20 de septiembre de 2018). "Respuesta de la vegetación al calor global excepcional durante el Evento Anóxico Oceánico 2" . Comunicaciones de la naturaleza . 9 (1): 3832. doi : 10.1038/s41467-018-06319-6 . ISSN 2041-1723 . PMC 6148089 . PMID 30237441 .   

Lecturas adicionales