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Articulo de referencia

Evento anóxico oceánico del Toarciano

El evento de extinción del Toarciano , también llamado evento de extinción del Pliensbachiense-Toarciano , [ 1 ] [ 2 ] extinción masiva del Toarciano temprano , [ 3 ] crisis pal...

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El evento de extinción del Toarciano , también llamado evento de extinción del Pliensbachiense-Toarciano , [ 1 ] [ 2 ] extinción masiva del Toarciano temprano , [ 3 ] crisis paleoambiental del Toarciano temprano , [ 4 ] o evento de Jenkyns , [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] fue un evento de extinción que ocurrió durante la primera parte de la era Toarciana , hace aproximadamente 183 millones de años, durante el Jurásico temprano . El evento de extinción tuvo dos pulsos principales, [ 4 ] el primero fue el evento del límite Pliensbachiense-Toarciano ( PTo-E ). [ 8 ] El segundo pulso, más grande, el Evento Anóxico Oceánico del Toarciano ( TOAE ), fue un evento anóxico oceánico global , [ 9 ] que representa posiblemente el caso más extremo de desoxigenación oceánica generalizada en todo el eón Fanerozoico . [ 10 ] Además de PTo-E y TOAE, hubo otros múltiples pulsos de extinción más pequeños dentro de este lapso de tiempo. [ 8 ]

Ocurrida durante el clima de superinvernadero del Máximo Térmico del Toarciano Temprano (ETTM), [ 11 ] la extinción del Toarciano Temprano estuvo asociada con un gran vulcanismo de provincia ígnea , [ 12 ] considerables emisiones de CO 2 que elevaron las temperaturas globales, [ 11 ] acidificaron los océanos, [ 13 ] aumentaron la meteorización continental y los flujos de nutrientes ( fosfato ) hacia los océanos, lo que resultó en su eutrofización , lo que impulsó el desarrollo de anoxia , [ 14 ] llevando a una grave pérdida de biodiversidad . [ 15 ] La crisis biogeoquímica está documentada por excursiones negativas de isótopos de carbono de alta amplitud , [ 16 ] [ 17 ] así como por la deposición de esquisto negro . [ 18 ]

Momento

El evento de extinción del Toarciano temprano ocurrió en dos pulsos distintos, [ 4 ] siendo el primer evento clasificado por algunos autores como un evento independiente, no relacionado con el segundo evento más extremo. [ 19 ] El primer pulso, identificado más recientemente, ocurrió durante la subzona mirabile de la zona de ammonites tenuicostatum , coincidiendo con una ligera caída en las concentraciones de oxígeno y el comienzo del calentamiento tras un período frío del Pliensbachiense tardío. [ 20 ] Este primer pulso, que ocurrió cerca del límite Pliensbachiense-Toarciano, [ 21 ] se denomina PTo-E. [ 8 ] [ 9 ] El TOAE en sí ocurrió cerca del límite biozonal de ammonites tenuicostatum - serpentinum , [ 22 ] específicamente en la subzona elegantulum de la zona de ammonites serpentinum , durante un intervalo de calentamiento marcado y pronunciado. [ 20 ] El TOAE duró aproximadamente 500.000 años, [ 23 ] [ 24 ] [ 25 ] aunque también se han dado estimaciones que van desde 200.000 hasta 1.000.000 de años. [ 26 ] El PTo-E afectó principalmente a la biota de aguas someras, mientras que el TOAE fue el evento más severo para los organismos que viven en aguas profundas. [ 27 ]

Causas

La evidencia geológica, isotópica y paleobotánica sugiere que el Pliensbachiense tardío fue un período glacial . [ 28 ] [ 29 ] [ 30 ] Se cree que estas capas de hielo eran delgadas y se extendían hacia latitudes más bajas, lo que las hacía extremadamente sensibles a los cambios de temperatura. [ 31 ] Una tendencia de calentamiento que duró desde el Pliensbachiense más reciente hasta el Toarciense más temprano fue interrumpida por una "ola de frío" en la zona media de polymorphum , equivalente a la zona de ammonites tenuicostatum , que luego fue seguida por el intervalo de calentamiento abrupto asociado con el TOAE. [ 32 ] Este calentamiento global, impulsado por el aumento del dióxido de carbono atmosférico , fue el resorte principal de la crisis ambiental del Toarciense temprano. [ 3 ] Los niveles de dióxido de carbono aumentaron de aproximadamente 500 ppm a aproximadamente 1000 ppm. [ 33 ] El agua de mar se calentó entre 3  °C y 7  °C, dependiendo de la latitud. [ 34 ] En el punto álgido de este intervalo de superinvernadero , las temperaturas globales de la superficie del mar (TSM) promediaron alrededor de 21 °C. [ 3 ]

La erupción de la Gran Provincia Ígnea de Karoo-Ferrar se atribuye generalmente a haber causado el aumento en los niveles de dióxido de carbono atmosférico . [ 12 ] [ 6 ] [ 35 ] La datación argón-argón de las riolitas de Karoo-Ferrar apunta a un vínculo entre el vulcanismo de Karoo-Ferrar y el evento de extinción, [ 36 ] una conclusión reforzada por la datación uranio-plomo [ 37 ] [ 38 ] y el paleomagnetismo . [ 39 ] La datación de circones sugiere que la actividad magmática duró aproximadamente 349 ± 49 kyr, [ 40 ] aunque la datación de plagioclasa sugiere una duración de aproximadamente 1,6 Myr. [ 41 ] Ocurriendo durante una excursión isotópica de carbono positiva más amplia y gradual medida por los valores de δ 13 C, el TOAE está precedido por una excursión δ 13 C negativa global reconocida en madera fósil, carbono orgánico y carbono carbonatado en la zona de ammonites tenuicostatum del noroeste de Europa, [ 42 ] siendo este cambio δ 13 C negativo el resultado de la descarga volcánica de carbono ligero. [ 16 ] Sin embargo, la ubicuidad global de esta excursión δ 13 C negativa ha sido cuestionada, debido a su ausencia en ciertos depósitos de la época, como las margas bituminosas de Bächental , [ 43 ] aunque su ocurrencia en áreas como Grecia ha sido citada como evidencia de su naturaleza global. [ 44 ] El cambio δ 13 C negativo también se conoce de la Península Arábiga , [ 45 ] la Cuenca de Ordos , [ 46 ] y la Cuenca de Neuquén . [ 47 ] Se ha encontrado que la excursión negativa de δ 13 C es de hasta -8% en el carbono orgánico y carbonatado total, aunque el análisis de biomarcadores específicos de compuestossugiere un valor global de alrededor de -3% a -4%. Además, se registran globalmente numerosas excursiones de isótopos de carbono a menor escala en la rama descendente de la excursión negativa más grande de δ 13 C. [ 16 ] Aunque el PTo-E no está asociado con una disminución en δ 13 C análoga a la de los TOAE, se cree que el vulcanismo también fue responsable de su inicio, y es muy probable que la inyección de carbono tenga un origen isotópicamente pesado, derivado del manto. [ 48 ] El magmatismo de Karoo-Ferrar liberó tanto dióxido de carbono que interrumpió la huella del ciclo de carbono a largo plazo de 9 Myr que de otro modo fue constante y estable durante el Jurásico y el Cretácico Temprano . [ 49 ] Los valores de 187 Os/ 188 Os aumentaron de ~0,40 a ~0,53 durante el PTo-E y de ~0,42 a ~0,68 durante el TOAE, y muchos estudiosos concluyen que este cambio en las proporciones de isótopos de osmio evidencia la responsabilidad de esta gran provincia ígnea por las crisis bióticas. [ 50 ] Las anomalías de mercurio de los intervalos de tiempo aproximados correspondientes al PTo-E y TOAE también se han invocado como evidencia reveladora de que la causa de la calamidad ecológica es una gran provincia ígnea, [ 51 ] [ 52 ] [ 53 ] aunque algunos investigadores atribuyen estos niveles elevados de mercurio a un mayor flujo terrígeno . [ 54 ] Hay evidencia de que el movimiento de la placa africana cambió repentinamente de velocidad, pasando de un movimiento predominantemente hacia el norte a un movimiento hacia el sur. Tales cambios en el movimiento de la placa están asociados con provincias ígneas igualmente grandes emplazadas en otros momentos. [ 55 ] Un estudio geocronológico de 2019 encontró que el emplazamiento de la gran provincia ígnea de Karoo-Ferrar y el TOAE no estaban causalmente vinculados, y simplemente ocurrieron en un lapso de tiempo bastante cercano, contradiciendo las interpretaciones predominantes del TOAE. Los autores del estudio concluyen que la cronología del TOAE no coincide con el curso de actividad del evento magmático de Karoo-Ferrar . [ 56 ]

La gran provincia ígnea también se intruyó en las vetas de carbón , liberando aún más dióxido de carbono y metano de lo que lo habría hecho de otro modo. [ 57 ] [ 58 ] [ 16 ] También se sabe que los diques magmáticos se intruyeron en lutitas ricas en carbono orgánico , causando una ventilación adicional de dióxido de carbono a la atmósfera. [ 59 ] La liberación de carbono a través del calentamiento metamórfico del carbón ha sido criticada como un impulsor importante de la perturbación ambiental, sin embargo, sobre la base de que los propios transectos de carbón no muestran las excursiones de δ 13 C que se esperarían si se liberaran cantidades significativas de metano termogénico, lo que sugiere que gran parte de las emisiones desgasificadas se condensaron como carbono pirolítico o quedaron atrapadas como metano de lecho de carbón . [ 60 ]

Además, la posible liberación de clatratos de metano de aguas profundas se ha señalado como otra causa del calentamiento global. [ 61 ] [ 62 ] [ 63 ] La fusión episódica de clatratos de metano dictada por los ciclos de Milankovitch se ha propuesto como una explicación que se ajusta a los cambios observados en el registro de isótopos de carbono. [ 64 ] [ 65 ] [ 66 ] Otros estudios contradicen y rechazan la hipótesis del hidrato de metano , concluyendo que el registro isotópico es demasiado incompleto para atribuir de manera concluyente la excursión isotópica a la disociación del hidrato de metano, [ 67 ] que las proporciones de isótopos de carbono en belemnites y carbonatos masivos son incongruentes con la firma isotópica esperada de una liberación masiva de clatratos de metano, [ 68 ] que gran parte del metano liberado de los sedimentos oceánicos fue rápidamente secuestrado, amortiguando su capacidad para actuar como una importante retroalimentación positiva , [ 69 ] y que la disociación del clatrato de metano ocurrió demasiado tarde para haber tenido un impacto causal apreciable en el evento de extinción. [ 70 ] Además, se ha considerado innecesaria la liberación hipotética de clatratos de metano extremadamente empobrecidos en isótopos pesados ​​de carbono como explicación de la interrupción del ciclo del carbono. [ 71 ]

También se ha planteado la hipótesis de que la liberación de metano criosférico atrapado en el permafrost amplificó el calentamiento y sus efectos perjudiciales sobre la vida marina . [ 72 ] [ 73 ] Algunos investigadores han interpretado las excursiones de isótopos de carbono con ritmo de oblicuidad como un reflejo del declive del permafrost y la consiguiente liberación de gases de efecto invernadero . [ 74 ] [ 75 ]

Se cree que el TOAE es el segundo evento anóxico más grande de los últimos 300 Ma, [ 76 ] y posiblemente el más grande del Fanerozoico . [ 10 ] Se conoce una excursión positiva de δ 13 C, probablemente resultante del enterramiento masivo de carbono orgánico durante el evento anóxico, de la zona de ammonites falciferum , identificando quimioestratigráficamente el TOAE. [ 77 ] Una gran provincia ígnea resultó en un aumento de la meteorización de silicatos y una aceleración del ciclo hidrológico , [ 78 ] [ 79 ] como lo demuestra una mayor cantidad de materia orgánica derivada de tierra encontrada en rocas sedimentarias de origen marino durante el TOAE. [ 80 ] [ 81 ] Las concentraciones de fósforo , magnesio y manganeso aumentaron en los océanos. [ 82 ] Una excursión de -0,5% en δ 44/40 Ca proporciona más evidencia de un aumento de la meteorización continental . [ 83 ] Las proporciones de isótopos de osmio confirman aún más un aumento importante en la meteorización. [ 84 ] La meteorización continental mejorada a su vez condujo a una mayor eutrofización que ayudó a impulsar el evento anóxico en los océanos. [ 14 ] [ 85 ] [ 86 ] Las aguas sufrieron desnitrificación parcial junto con una mayor productividad marina. [ 87 ] El transporte continuo de nutrientes meteorizados continentalmente hacia el océano permitió que se mantuvieran altos niveles de productividad primaria durante el curso del TOAE. [ 24 ] El aumento del nivel del mar contribuyó a la desoxigenación del océano ; [ 88 ] a medida que el aumento del nivel del mar inundó las tierras bajas, la materia vegetal orgánica fue transportada hacia afuera en el océano. [ 89 ] Un modelo alternativo para el desarrollo de la anoxia es que las vías marítimas epicontinentales se estratificaron en salinidad con fuertes haloclinas , quimioclinas y termoclinas . Esto provocó que el carbono mineralizado en el fondo marino se reciclara de nuevo en elzona fótica , impulsando una productividad primaria generalizada y, a su vez, anoxia . [ 90 ] La disminución de la salinidad del océano Ártico a través del derretimiento de los casquetes polares del hemisferio norte fue un desencadenante probable de dicha estratificación y una ralentización de la circulación termohalina global . [ 91 ] La estratificación también se produjo debido a la disminución de la salinidad del agua superficial causada por un ciclo del agua mejorado. [ 92 ] [ 93 ] El aumento de las temperaturas del agua de mar en medio de una transición de condiciones de glaciación a condiciones de efecto invernadero retrasó aún más la circulación oceánica , ayudando al establecimiento de condiciones anóxicas. [ 94 ] La evidencia geoquímica de lo que entonces era el mar epicontinental del noroeste de Europa sugiere que un cambio de condiciones de agua más frías y más salinas a condiciones más cálidas y menos salinas provocó el desarrollo de una estratificación de densidad significativa de la columna de agua e indujo anoxia. [ 24 ] La intensidad de la anoxia estuvo mediada por ciclos orbitales . [ 95 ] El extenso enterramiento de carbono orgánico inducido por la anoxia fue un bucle de retroalimentación negativa que retrasó el calentamiento pronunciado y pudo haber causado un enfriamiento global después del TOAE. [ 96 ] En las cuencas marinas anóxicas y euxínicas de Europa, las tasas de enterramiento de carbono orgánico aumentaron en ~500%. [ 5 ] Además, la anoxia no se limitó a los océanos; los grandes lagos también experimentaron agotamiento de oxígeno y deposición de esquisto negro. [ 97 ] [ 98 ]

La euxinia se produjo en el noroeste del océano Tetis durante el TOAE, como lo demuestra una excursión positiva de δ 34 S en el sulfato asociado al carbonato que ocurre sincrónicamente con la excursión positiva de δ 13 C en el carbono del carbonato durante la zona de ammonites falciferum . Esta excursión positiva de δ 34 S se ha atribuido al agotamiento del azufre isotópicamente ligero en el reservorio de sulfato marino que resultó de la reducción microbiana del azufre en aguas anóxicas. [ 99 ] Se conocen excursiones positivas de δ 34 S similares que corresponden al inicio del TOAE en piritas en las localidades de Sakahogi y Sakuraguchi-dani en Japón, con el sitio de Sakahogi mostrando una excursión positiva de δ 34 S pirítica menos extrema pero aún significativa durante el PTo-E. [ 100 ] La euxinia se evidencia aún más por el enterramiento mejorado de pirita en Zázrivá, Eslovaquia, [ 101 ] el enterramiento mejorado de molibdeno que totaliza alrededor de 41 Gt de molibdeno, [ 102 ] y las excursiones de δ 98/95 Mo observadas en sitios en las cuencas de Cleveland , Países Bajos Occidentales y Sur de Alemania. [ 103 ] Valdorbia, un sitio en los Apeninos de Umbría - Marche , también exhibió euxinia durante el evento anóxico. [ 26 ] Hay menos evidencia de euxinia fuera del Tetis noroccidental , y probablemente solo ocurrió transitoriamente en cuencas en Panthalassa y el Tetis suroccidental. [ 104 ] Debido a la circulación en sentido horario del giro oceánico en el Tetis occidental y a la batimetría irregular y accidentada en el brazo norte de este giro, las aguas de fondo oxigenadas tuvieron relativamente pocos impedimentos para difundirse en el Tetis sudoccidental, lo que lo salvó de la prevalencia mucho mayor de anoxia y euxinia que caracterizaba al Tetis septentrional. [ 105 ] El sitio de aguas profundas de Panthalassa de Sakahogi fue principalmente anóxico-ferruginoso a lo largo del intervalo que abarca desde el Pliensbachiense tardío hasta el TOAE, pero se produjeron condiciones sulfídicas transitorias durante el PTo-E y el TOAE. [ 106 ] En el noreste de Panthalassa, en lo que ahora es la Columbia Británica , la euxinia dominó las aguas de fondo anóxicas .107 ]

Las primeras etapas del TOAE estuvieron acompañadas de una disminución en la acidez del agua de mar tras una disminución sustancial previa al TOAE. El pH del agua de mar luego cayó cerca de la mitad del evento, acidificando fuertemente los océanos. [ 13 ] Se cree ampliamente que la repentina disminución de la producción de carbonato durante el TOAE es el resultado de este abrupto episodio de acidificación oceánica . [ 108 ] [ 109 ] [ 110 ] Además, el reciclaje mejorado de fósforo de vuelta al agua de mar como resultado de altas temperaturas y bajo pH del agua de mar inhibió su mineralización en apatita , lo que ayudó a contribuir a la anoxia oceánica. La abundancia de fosfato en los ambientes marinos creó un ciclo de retroalimentación positiva que exacerbó aún más la eutrofización y la anoxia. [ 111 ]

El calentamiento global extremo y rápido al comienzo del Toarciano intensificó las tormentas tropicales en todo el mundo. [ 112 ] [ 113 ] La mayor actividad de las tormentas puede haber amortiguado la propagación de zonas de mínimo oxígeno en algunas regiones al intensificar la mezcla vertical de la columna de agua. [ 114 ]

Efectos en la vida

invertebrados marinos

El evento de extinción asociado con el TOAE afectó principalmente a la vida marina como resultado del colapso de la fábrica de carbonato. [ 115 ] Los braquiópodos fueron particularmente afectados, [ 116 ] [ 2 ] [ 117 ] siendo el TOAE una de las crisis más graves en su historia evolutiva. [ 118 ] Los taxones de braquiópodos de gran tamaño disminuyeron significativamente en abundancia. [ 119 ] [ 120 ] De manera singular, el género de braquiópodos Soaresirhynchia prosperó durante las últimas etapas del TOAE debido a su baja tasa metabólica y lenta tasa de crecimiento, lo que lo convierte en un taxón de desastre . [ 121 ] Se sabe que la especie S. bouchardi fue una especie pionera que colonizó áreas desprovistas de braquiópodos en la región noroccidental de Tetis. [ 122 ] Los ostrácodos también sufrieron una importante pérdida de diversidad, [ 123 ] [ 124 ] con casi todas las distribuciones de los clados de ostrácodos durante el intervalo de tiempo correspondiente a la zona serpentinum desplazándose hacia latitudes más altas para escapar de las condiciones intolerablemente cálidas cerca del Ecuador. [ 20 ] Los bivalvos también experimentaron un recambio significativo. [ 124 ] El declive de los bivalvos que exhiben un alto endemismo con rangos geográficos estrechos fue particularmente severo, [ 1 ] al igual que el declive de los bivalvos con conchas grandes y gruesas y altas tasas de crecimiento anual. [ 125 ] En Ya Ha Tinda, se produjo un reemplazo del conjunto de bivalvos pre-TOAE por un conjunto post-TOAE más pequeño, [ 126 ] mientras que en la Cuenca de Cleveland , el inocerámido Pseudomytiloides dubius experimentó el efecto Lilliput . [ 127 ] Los amonites , que ya habían experimentado un importante cuello de botella morfológico gracias al Evento Gibbosus, [ 128 ] aproximadamente un millón de años antes de la extinción del Toarciense, sufrieron más pérdidas en el colapso de la diversidad del Toarciense temprano. [ 129 ] La riqueza de belemnites en el noroeste de Tetis disminuyó durante el PTo-E pero aumentó ligeramente a lo largo del TOAE. [130 ] Los belemnites experimentaron un cambio importante en la preferencia de hábitat, pasando de aguas frías y profundas a aguas cálidas y poco profundas. [ 10 ] El tamaño promedio de su rostro también aumentó, aunque esta tendencia varió mucho dependiendo del linaje de belemnites. [ 130 ] La extinción del Toarciano fue increíblemente catastrófica paralos corales; el 90,9% de todas las especies de coral del Tetis y el 49% de todos los géneros fueron aniquilados. [ 131 ] El nanoplancton calcáreo que vivía en la zona fótica profunda sufrió, y la disminución en la abundancia del taxónMitrolithus jansaese utilizó como indicador del descenso de la zona de mínimo oxígeno en el Tetis y el Corredor Hispánico. [ 132 ] La biota de la Cuenca de París sufrió una crisis de nanofósiles particularmente severa. [ 133 ] Otros grupos de invertebrados afectados incluyeronequinodermos, [ 134 ] radiolarios, [ 135 ] dinoflagelados, [ 134 ] yforaminíferos. [ 136 ] [ 137 ] [ 123 ] Los icnofósiles, un indicador debioturbacióny diversidad ecológica, se volvieron muy poco diversos después del TOAE. [ 138 ]

Las plataformas carbonatadas colapsaron tanto durante el PTo-E como durante el TOAE. La mayor meteorización continental y la escorrentía de nutrientes fueron los principales impulsores del declive de las plataformas carbonatadas en el PTo-E, mientras que durante el TOAE los principales responsables fueron la mayor actividad de tormentas y una disminución del pH del agua de mar. [ 27 ]

La recuperación de la extinción masiva entre el bentos comenzó con la recolonización de lugares estériles por taxones pioneros oportunistas. La recuperación bentónica fue lenta y lenta, regularmente retrasada por episodios recurrentes de agotamiento de oxígeno que continuaron durante cientos de miles de años después del intervalo de extinción principal. [ 139 ] La evidencia de la Cuenca de Cleveland sugiere que el bentos marino tardó ~7 millones de años en recuperarse, a la par con el evento de extinción del Pérmico-Triásico . [ 140 ] [ 141 ] Muchos taxones de invertebrados marinos encontrados en Sudamérica migraron a través del Corredor Hispánico hacia los mares europeos después del evento de extinción, favorecidos en su dispersión por niveles de mar más altos. [ 142 ]

Vertebrados marinos

El TOAE tuvo efectos relativamente menores en los reptiles marinos, en marcado contraste con su gran impacto en muchos clados de invertebrados marinos. De hecho, en la cuenca del suroeste de Alemania, la diversidad de ictiosaurios fue mayor después del intervalo de extinción, aunque esto puede ser en parte un artefacto de muestreo resultante de un escaso registro fósil de vertebrados marinos del Pliensbachiense. [ 143 ] Sin embargo, en medio del calor hipertérmico de la segunda mitad del Toarciense tras el TOAE, los plesiosáuridos , microcleídidos , leptonetíctidos , temnodontosáuridos y parvipelvianos basales desaparecieron. [ 144 ] Los talatosuquios parecen haber radiado rápidamente después del TOAE. [ 145 ]

Animales terrestres

Se sugiere que el TOAE causó la extinción de varios clados de dinosaurios, incluidos los celofísidos , los dilofosáuridos y muchos clados basales de sauropodomorfos , como consecuencia de la remodelación de los ecosistemas terrestres causada por el cambio climático global. [ 15 ] Algunos heterodontosáuridos y tireóforos también perecieron en el evento de extinción. [ 146 ] Tras el evento de extinción, surgieron muchos clados derivados de ornitisquios, saurópodos y terópodos, y la mayoría de estos clados posteriores a la extinción aumentaron considerablemente de tamaño en relación con los dinosaurios anteriores al TOAE. [ 15 ] Los eusaurópodos alcanzaron el dominio ecológico tras sobrevivir al cataclismo del Toarciano. [ 147 ] Los megalosáuridos experimentaron un evento de diversificación en la última parte del Toarciano que posiblemente fue una radiación posterior a la extinción que ocupó los nichos vacantes por la muerte masiva de la extinción del Toarciano temprano. [ 148 ] Los insectos pudieron haber experimentado proliferaciones cuando los peces se desplazaron en masa a las aguas superficiales para escapar de la anoxia y luego murieron en masa debido a la limitación de recursos. [ 149 ]

Plantas terrestres

El evento de extinción volcanogénica impactó inicialmente a los ecosistemas terrestres con mayor severidad que a los marinos. Se observa un cambio hacia un conjunto de baja diversidad de coníferas cheirolépidas , cícadas y productores de Cerebropollenites adaptados a la alta aridez desde un conjunto ecológico de mayor diversidad de licófitas , coníferas , helechos con semillas y helechos adaptados a ambientes húmedos en el registro paleobotánico y palinológico durante el transcurso del TOAE. [ 85 ] La coincidencia del cenit de Classopolis y el declive de los helechos con semillas y las plantas productoras de esporas con el aumento de la carga de mercurio implica que el envenenamiento por metales pesados ​​fue un contribuyente clave a la crisis florística durante la extinción masiva del Toarciano. [ 150 ] Se especula que el envenenamiento por mercurio, junto con cromo, cobre, cadmio, arsénico y plomo, es responsable de las tasas elevadas de malformación de esporas y enanismo concomitantes con el enriquecimiento de todos estos metales tóxicos. [ 151 ]

Efectos geológicos

El TOAE se asoció con una fosfatización generalizada de fósiles marinos, que se cree que fue resultado del aumento de la meteorización inducido por el calentamiento, lo que incrementó el flujo de fosfato hacia el océano. Esto produjo lagerstätten exquisitamente conservados en todo el mundo, como Ya Ha Tinda, Strawberry Bank y Posidonia Shale . [ 152 ]

Como suele ocurrir durante los eventos anóxicos, la deposición de esquistos negros fue generalizada durante los eventos de desoxigenación del Toarciano. [ 153 ] [ 18 ] [ 154 ] La anoxia del Toarciano fue responsable de la deposición de esquistos bituminosos extraídos comercialmente, [ 155 ] particularmente en China. [ 156 ] [ 157 ]

El ciclo hidrológico intensificado provocó que la sedimentación clástica se acelerara durante el TOAE; el aumento de la sedimentación clástica fue sincrónico con excursiones en 187 Os/ 188 Os, 87 Sr/ 86 Sr y δ 44/40 Ca. [ 158 ]

Además, el Toarciano estuvo marcado por intervalos de enriquecimiento extenso de caolinita . [ 159 ] Estas caolinitas corresponden a excursiones negativas de isótopos de oxígeno y altas relaciones Mg/Ca y, por lo tanto, reflejan los eventos de calentamiento climático que caracterizaron gran parte del Toarciano. [ 160 ] Asimismo, las arcillas ilíticas/esmectíticas también fueron comunes durante esta perturbación hipertérmica. [ 161 ]

Cambios paleogeográficos

La Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) migró hacia el sur a través del sur de Gondwana, volviendo gran parte de la región más árida. Sin embargo, esta aridificación se interrumpió en la biozona del amonites spinatus y en el límite Pliensbachiense-Toarciense. [ 162 ]

El gran aumento del nivel del mar resultante del intenso calentamiento global propició la formación del Mar de Laurasia, que permitió el flujo de agua fría con bajo contenido de sal desde el Océano Ártico hacia el Océano Tetis . La apertura de este mar pudo haber actuado como un factor atenuante que mejoró en cierta medida las condiciones anóxicas extremas que se extendían por gran parte del Tetis. [ 163 ]

El ciclo hidrológico intensificado durante el calentamiento del Toarciano temprano provocó la expansión de los lagos. [ 46 ] Durante el evento anóxico, la cuenca de Sichuan se transformó en un lago gigante, [ 164 ] [ 165 ] que se cree que era aproximadamente tres veces más grande que el actual lago Superior . [ 166 ] Los sedimentos lacustres depositados como resultado de la existencia de este lago están representados por el Miembro Da'anzhai de la Formación Ziliujing . [ 167 ] Aproximadamente ~460 gigatoneladas (Gt) de carbono orgánico y ~1200 Gt de carbono inorgánico fueron probablemente secuestrados por este lago durante el transcurso del TOAE. [ 166 ]

Comparación con el calentamiento global actual

El TOAE y el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno se han propuesto como análogos del calentamiento global antropogénico moderno , basándose en la cantidad comparable de gases de efecto invernadero liberados a la atmósfera en los tres eventos. [ 62 ] Algunos investigadores argumentan que la evidencia de un aumento importante en la intensidad de los ciclones tropicales de Tetis durante el TOAE sugiere que un aumento similar en la magnitud de las tormentas tropicales ocurrirá inevitablemente como consecuencia del cambio climático actual. [ 113 ]

Véase también

Referencias

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