Evento anóxico oceánico toarciano
Evento anóxico en el período Jurásico

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

La extinción del Toarciense temprano, que tuvo lugar durante el clima de superinvernadero del Máximo Térmico Toarciense Temprano (ETTM), [11] estuvo asociada con un gran vulcanismo en las provincias ígneas, [12] que elevó las temperaturas globales, [11] acidificó los océanos, [13] e impulsó el desarrollo de anoxia, [14] lo que llevó a una grave pérdida de biodiversidad. [15] La crisis biogeoquímica está documentada por excursiones de isótopos de carbono negativos de gran amplitud, [16] [17] así como por la deposición de esquisto negro . [18]

Momento

El evento de extinción del Toarciense temprano ocurrió en dos pulsos distintos [4] , con el primer evento siendo clasificado por algunos autores como un evento propio no relacionado con el segundo evento más extremo. [19] El primer pulso, identificado más recientemente, ocurrió durante la subzona mirabile de la zona de amonites tenuicostatum , coincidiendo con una ligera caída en las concentraciones de oxígeno y el comienzo del calentamiento después de un período frío de finales del Pliensbachiano. [20] Este primer pulso, que ocurrió cerca del límite Pliensbachiano-Toarciense, [21] se conoce como PTo-E. [8] [9] La TOAE en sí ocurrió cerca del límite biozonal tenuicostatum - amonites serpentinum , [22] específicamente en la subzona elegantulum de la zona de amonites serpentinum , durante un intervalo de calentamiento marcado y pronunciado. [20] La TOAE duró aproximadamente 500.000 años, [23] [24] [25] aunque también se han dado estimaciones que van desde 200.000 a 1.000.000 de años. [26] El PTo-E afectó principalmente a la biota de aguas poco profundas, mientras que la 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 Pliensbachiano tardío fue un período de casas de hielo . [28] [29] [30] Se cree que estas capas de hielo han sido delgadas y se extendieron hacia latitudes más bajas, lo que las hizo extremadamente sensibles a los cambios de temperatura. [31] Una tendencia de calentamiento que duró desde el último Pliensbachiano hasta el primer Toarciense fue interrumpida por una "ola de frío" en la zona media del polimorfo , equivalente a la zona de amonites 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 principal detonante de la crisis ambiental temprana del Toarciense. [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 más alto de este intervalo de superinvernadero, las temperaturas superficiales del mar (TSM) globales promediaron alrededor de 21 °C. [3]

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

La gran provincia ígnea también se introdujo en vetas de carbón, liberando incluso más dióxido de carbono y metano de lo que hubiera hecho de otra manera. [56] [57] [16] También se sabe que los umbrales magmáticos se introdujeron en lutitas ricas en carbono orgánico, lo que provocó una liberación adicional de dióxido de carbono a la atmósfera. [58] Sin embargo, la liberación de carbono a través del calentamiento metamórfico del carbón ha sido criticada como un impulsor principal de la perturbación ambiental, sobre la base de que los transectos de carbón en sí mismos 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. [59]

Además, la posible liberación asociada de clatratos de metano de aguas profundas se ha implicado potencialmente como otra causa del calentamiento global. [60] [61] [62] 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. [63] [26] [64] Sin embargo, 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, [65] que las proporciones de isótopos de carbono en belemnites y carbonatos a granel son incongruentes con la firma isotópica esperada de una liberación masiva de clatratos de metano, [66] que gran parte del metano liberado de los sedimentos oceánicos fue secuestrado rápidamente, lo que amortiguó su capacidad de actuar como una retroalimentación positiva importante, [67] y que la disociación del clatrato de metano ocurrió demasiado tarde para haber tenido un impacto causal apreciable en el evento de extinción. [68] Además, la liberación hipotética de clatratos de metano extremadamente empobrecidos en isótopos pesados ​​de carbono se ha considerado innecesaria como explicación de la interrupción del ciclo del carbono. [69]

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. [70] [71] Algunos investigadores han interpretado que las excursiones de isótopos de carbono a ritmo de oblicuidad reflejan la disminución del permafrost y la consiguiente liberación de gases de efecto invernadero. [72] [73]

Se cree que la TOAE es el segundo evento anóxico más grande de los últimos 300 Ma, [74] y posiblemente el más grande del Fanerozoico. [10] Se conoce una excursión positiva de δ 13 C, probablemente resultante del entierro masivo de carbono orgánico durante el evento anóxico, de la zona de amonita falciferum , que identifica quimioestratigráficamente la TOAE. [75] La gran provincia ígnea resultó en un aumento de la meteorización de silicatos y una aceleración del ciclo hidrológico , [76] [77] como lo demuestra una mayor cantidad de materia orgánica de origen terrestre encontrada en rocas sedimentarias de origen marino durante la TOAE. [78] [79] Las concentraciones de fósforo, magnesio y manganeso aumentaron en los océanos. [80] Una excursión de -0,5% en δ 44/40 Ca proporciona más evidencia de un aumento de la meteorización continental. [81] Las proporciones de isótopos de osmio confirman aún más un aumento importante en la meteorización. [82] La mayor meteorización continental a su vez condujo a una mayor eutrofización que ayudó a impulsar el evento anóxico en los océanos. [14] [83] [84] El transporte continuo de nutrientes meteorizados continentalmente al océano permitió mantener altos niveles de productividad primaria a lo largo de la TOAE. [24] El aumento del nivel del mar contribuyó a la desoxigenación del océano; [85] a medida que el aumento del nivel del mar inundó las tierras bajas, la materia orgánica vegetal fue transportada hacia el océano. [86] 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 la zona fótica, impulsando una productividad primaria generalizada y, a su vez, la anoxia. [87] El enfriado del Océano Ártico a través del derretimiento de los casquetes polares del hemisferio norte fue un probable desencadenante de dicha estratificación y una desaceleración de la circulación termohalina global. [88] La estratificación también se produjo debido al endulzamiento del agua superficial causado por un ciclo mejorado del agua. [89] [90] El aumento de las temperaturas del agua de mar en medio de una transición de condiciones de invernadero a condiciones de invernadero retardó aún más la circulación oceánica, lo que ayudó al establecimiento de condiciones anóxicas. [91]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 salinas a condiciones más cálidas y frescas impulsó el desarrollo de una importante estratificación de densidad de la columna de agua e indujo anoxia. [24] El enterramiento extenso de carbono orgánico inducido por la anoxia fue un ciclo de retroalimentación negativa que retrasó el calentamiento, que de otro modo sería pronunciado, y puede haber causado un enfriamiento global como consecuencia de la TOAE. [92] En las cuencas marinas anóxicas y euxínicas de Europa, las tasas de enterramiento de carbono orgánico aumentaron en un ~500%. [5] Además, la anoxia no se limitó a los océanos; los grandes lagos también experimentaron agotamiento de oxígeno y deposición de esquisto negro. [93] [94]

Euxinia se encontró en el noroeste del océano Tetis durante la TOAE, como lo demuestra una excursión positiva de δ 34 S en el sulfato asociado a carbonato que ocurre sincrónicamente con la excursión positiva de δ 13 C en el carbono carbonatado durante la zona de amonita 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 de azufre en aguas anóxicas. [95] Se conocen excursiones positivas similares de δ 34 S correspondientes al inicio de la TOAE de piritas en las localidades de Sakahogi y Sakuraguchi-dani en Japón, y el sitio de Sakahogi muestra una excursión positiva de δ 34 S pirítica menos extrema pero aún significativa durante el PTo-E. [96] La euxinia se evidencia además por el entierro mejorado de pirita en Zázrivá, Eslovaquia, [97] el entierro mejorado de molibdeno con un total de aproximadamente 41 Gt de molibdeno, [98] y las excursiones de δ 98/95 Mo observadas en sitios en las cuencas de Cleveland , Países Bajos occidentales y Alemania del sur. [99] Valdorbia, un sitio en los Apeninos de Umbria-Marcas, también exhibió euxinia durante el evento anóxico. [26] Hay menos evidencia de euxinia fuera del noroeste de Tetis, y probablemente solo ocurrió transitoriamente en cuencas en Panthalassa y el suroeste de Tetis. [100] Debido a la circulación en el sentido de las agujas del reloj del giro oceánico en el oeste de Tetis y la batimetría irregular y áspera en la rama norte de este giro, las aguas óxicas del fondo tuvieron relativamente pocos impedimentos para difundirse hacia el suroeste de Tetis, lo que lo libró de la prevalencia mucho mayor de anoxia y euxinia que caracterizaron al norte de Tetis. [101] El sitio de aguas profundas de Panthalassan de Sakahogi fue principalmente anóxico-ferruginoso a lo largo del intervalo que abarca desde el Pliensbachiano tardío hasta el TOAE, pero se produjeron condiciones sulfúricas transitorias durante el PTo-E y el TOAE. [102] En el noreste de Panthalassa, en lo que ahora es Columbia Británica , la euxinia dominó las aguas anóxicas del fondo. [103]

Las primeras etapas de la TOAE estuvieron acompañadas de una disminución de la acidez del agua de mar después de una disminución sustancial previa a la TOAE. Luego, el pH del agua de mar cayó cerca de la mitad del evento, acidificando fuertemente los océanos. [13] Se cree ampliamente que la disminución repentina de la producción de carbonato durante la TOAE es el resultado de este episodio abrupto de acidificación de los océanos . [104] [105] [106] Además, el reciclaje mejorado de fósforo de regreso 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 fósforo en entornos marinos creó un ciclo de retroalimentación positiva cuya consecuencia fue la exacerbación adicional de la eutrofización y la anoxia. [107]

El calentamiento global extremo y rápido al comienzo del Toarciense promovió la intensificación de las tormentas tropicales en todo el mundo. [108] [109]

Efectos sobre la vida

Invertebrados marinos

El evento de extinción asociado con la TOAE afectó principalmente a la vida marina como resultado del colapso de la fábrica de carbonato. [110] Los braquiópodos fueron particularmente afectados, [111] [2] [112] con la TOAE representando una de las crisis más graves en su historia evolutiva. [113] Los taxones de braquiópodos de gran tamaño disminuyeron significativamente en abundancia. [114] De manera única, el género de braquiópodos Soaresirhynchia prosperó durante las últimas etapas de la TOAE debido a su baja tasa metabólica y lenta tasa de crecimiento, lo que lo convirtió en un taxón de desastre . [115] Se sabe que la especie S. bouchardi fue una especie pionera que colonizó áreas despojadas de braquiópodos en la región noroccidental de Tethys. [116] Los ostrácodos también sufrieron una importante pérdida de diversidad, [117] [118] con casi todas las distribuciones de clados de ostrácodos durante el intervalo de tiempo correspondiente a la zona serpentinum desplazándose hacia latitudes más altas para escapar de condiciones intolerablemente cálidas cerca del Ecuador. [20] Los bivalvos también experimentaron una rotación significativa. [118] La disminución de los bivalvos que exhiben un alto endemismo con rangos geográficos estrechos fue particularmente severa. [1] En Ya Ha Tinda, ocurrió un reemplazo del ensamblaje de bivalvos pre-TOAE por un ensamblaje más pequeño, post-TOAE, [119] mientras que en la Cuenca de Cleveland , el inoceramida Pseudomytiloides dubius experimentó el efecto Lilliput . [120] Los ammonoides , que ya habían experimentado un importante cuello de botella morfológico gracias al Evento Gibbosus, [121] aproximadamente un millón de años antes de la extinción del Toarciense, sufrieron pérdidas adicionales en el colapso de la diversidad del Toarciense Temprano. [122] La riqueza de belemnites en el noroeste de Tetis disminuyó durante el PTo-E pero aumentó ligeramente a lo largo del TOAE. [123] Los belemnites experimentaron un cambio importante en la preferencia de hábitat de aguas frías y profundas a aguas cálidas y poco profundas. [10] Su tamaño promedio del rostro también aumentó, aunque esta tendencia varió mucho dependiendo del linaje de los belemnites. [123] La extinción del Toarciense fue increíblemente catastrófica para los corales ; el 90,9% de todas las especies de corales de Tetis y el 49% de todos los géneros desaparecieron. [124] El nanoplancton calcáreo que vivía en la zona fótica profunda sufrió, con la disminución de la abundancia del taxón.Mitrolithus jansae se utiliza como indicador de la reducción de la zona de mínimo de oxígeno en el Tetis y el Corredor Hispánico. [125] Otros grupos de invertebrados afectados incluyen equinodermos , [126] radiolarios , [127] dinoflagelados , [126] y foraminíferos . [128] [129] [117] Los fósiles traza , un indicador de bioturbación y diversidad ecológica, se volvieron altamente poco diversos después de la TOAE. [130]

Las plataformas carbonatadas colapsaron durante el PTo-E y el TOAE. La erosión continental intensificada y la escorrentía de nutrientes fueron los principales impulsores del deterioro de las plataformas carbonatadas en el PTo-E, mientras que los principales culpables durante el TOAE 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 perezosa, y se vio retrasada regularmente debido a episodios recurrentes de agotamiento de oxígeno, que continuaron durante cientos de miles de años después del intervalo de extinción principal. [131] La evidencia de la cuenca de Cleveland sugiere que tomó ~7 millones de años para que el bentos marino se recuperara, a la par del evento de extinción del Pérmico-Triásico . [132] [133] Muchos taxones de invertebrados marinos encontrados en América del Sur migraron a través del Corredor Hispánico hacia los mares europeos después del evento de extinción, ayudados en su dispersión por los niveles más altos del mar. [134]

Vertebrados marinos

La TOAE tuvo efectos menores en los reptiles marinos, en marcado contraste con el gran impacto que tuvo 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 Pliensbachiano. [135]

Animales terrestres

Se sugiere que la TOAE causó la extinción de varios clados de dinosaurios, incluidos los celofísidos , dilofosáuridos y muchos clados de sauropodomorfos basales , 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. [136] A raíz del evento de extinción, surgieron muchos clados derivados de ornitisquios, saurópodos y terópodos, y la mayoría de estos clados posteriores a la extinción aumentaron enormemente en tamaño en relación con los dinosaurios antes de la TOAE. [15] Los eusaurópodos fueron impulsados ​​​​al dominio ecológico después de su supervivencia al cataclismo del Toarciense. [137] Los megalosáuridos experimentaron un evento de diversificación en la última parte del Toarciense que posiblemente fue una radiación posterior a la extinción que llenó los nichos vacantes por la muerte masiva de la extinción del Toarciense temprano. [138] Los insectos pueden haber experimentado floraciones a medida que los peces se desplazaban en masa a las aguas superficiales para escapar de la anoxia y luego morían en masa debido a los recursos limitados. [139]

Plantas terrestres

El evento de extinción volcanogénica impactó inicialmente a los ecosistemas terrestres más severamente que a los marinos. Un cambio hacia un ensamblaje de baja diversidad de coníferas queirolépidas , cícadas y Cerebropollenites -productores adaptados a alta aridez de un ensamblaje ecológico de mayor diversidad de licofitas , coníferas , helechos con semillas y helechos adaptados a la humedad se observa en el registro paleobotánico y palinológico a lo largo del TOAE. [83] La coincidencia del cenit de Classopolis y el declive de los helechos con semillas y las plantas productoras de esporas con una mayor carga de mercurio implica el envenenamiento por metales pesados ​​como un contribuyente clave a la crisis florística durante la extinción masiva del Toarciense. [140] Se especula que el envenenamiento por mercurio, junto con cromo, cobre, cadmio, arsénico y plomo, es responsable de las mayores tasas de malformación de esporas y enanismo concomitantes con el enriquecimiento de todos estos metales tóxicos. [141]

Efectos geológicos

La TOAE se asoció con la fosfatización generalizada de fósiles marinos, que se cree que es resultado del aumento de la erosión inducida por el calentamiento que aumentó 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 . [142]

Como es común durante los eventos anóxicos, la deposición de esquisto negro fue generalizada durante los eventos de desoxigenación del Toarciense. [143] [18] [144] La anoxia del Toarciense fue responsable de la deposición de esquistos bituminosos extraídos comercialmente, [145] particularmente en China. [146] [147]

El aumento del ciclo hidrológico provocó que la sedimentación clástica se acelerara durante la TOAE; el aumento de la sedimentación clástica fue sincrónico con las excursiones de 187 Os/ 188 Os, 87 Sr/ 86 Sr y δ 44/40 Ca. [148]

Además, el Toarciense estuvo marcado por intervalos de enriquecimiento extenso de caolinita . [149] Estas caolinitas corresponden a excursiones de isótopos de oxígeno negativos y altas relaciones Mg/Ca y, por lo tanto, reflejan eventos de calentamiento climático que caracterizaron gran parte del Toarciense. [150] Asimismo, las arcillas ilíticas/esmectíticas también fueron comunes durante esta perturbación hipertérmica. [151]

Cambios paleogeográficos

La Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) migró hacia el sur a través del sur de Gondwana, volviendo más árida gran parte de la región. Sin embargo, esta aridificación se interrumpió en la biozona de amonites spinatus y a lo largo del propio límite entre el Pliensbaquiano y el Toarciense. [152]

El gran aumento del nivel del mar como resultado del intenso calentamiento global condujo a la formación de la vía marítima de Laurasia, que permitió que el flujo de agua fría con bajo contenido de sal fluyera hacia el océano Tetis desde el océano Ártico . La apertura de esta vía marítima puede haber actuado potencialmente como un factor atenuante que mejoró en cierta medida las condiciones anóxicas opresivas que estaban generalizadas en gran parte del Tetis. [153]

El ciclo hidrológico mejorado durante el calentamiento temprano del Toarciense hizo que los lagos crecieran en tamaño. [45] Durante el evento anóxico, la cuenca de Sichuan se transformó en un lago gigante, [154] [155] que se cree que es aproximadamente tres veces más grande que el Lago Superior actual . [156] Los sedimentos lacustres depositados como resultado de la existencia de este lago están representados por el Miembro Da'anzhai de la Formación Ziliujing . [157] Aproximadamente ~460 gigatoneladas (Gt) de carbono orgánico y ~1200 Gt de carbono inorgánico probablemente fueron secuestradas por este lago durante el curso de la TOAE. [156]

Comparación con el calentamiento global actual

Se ha propuesto que la TOAE y el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno son análogos al calentamiento global antropogénico moderno , basándose en la cantidad comparable de gases de efecto invernadero liberados a la atmósfera en los tres eventos. [61] Algunos investigadores sostienen que la evidencia de un aumento importante en la intensidad de los ciclones tropicales de Tetis durante la TOAE sugiere que es inevitable que se produzca un aumento similar en la magnitud de las tormentas tropicales como consecuencia del cambio climático actual. [109]

Véase también

Referencias

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