Anar al contingut

Event Cenomiano-Turoniano

De L'Enciclopèdia, la wikipedia en valencià

Plantilla:Cretácico El event Cenomiano-Turoniano, o la extinció del Cenomiano-Turoniano (també referit com el event anóxico del Cenomiano-Turoniano, o OAE 2), o l'event de Bonarelli[1] va ser una de les dos extincions anóxicas del periodo Cretácico. L'atra extinció va ser l'event Selli, en el Aptiense.[2] Selby et al. varen concloure en 2009 que l'event anóxico oceànic (EAO) va concloure aproximadament fa 91.5 ± 8.6 Ma,[3] encara que estimacions publicades per Leckie et al. (2002) donen una data entre els 93 i 94 millons d'anys.[4] Hi ha grans destorbament en el cicle del carbono, ademés de grans destorbament en els cicles del sulfur i l'oxigen.

Context

[editar | editar còdic]

Les etapes del Cenomaniano i del Turoniano varen ser per primera volta observades per D'Orbigny entre 1843 i 1852. El tipo de secció per a este llímit entre eres es pot observar en el Bridge Creek Limestone Member of the Greenhorn Formation prop de Poble, Colorat, el qual està embebido dins d'un testic d'un cicle orbital de Milankovith. Ací, un event d'isòtops de carbono es mostra en claritat, en capes de lutitas negres. S'ha estimat que el canvi de l'isòtop es va mantindre durant aproximadament 850.000 anys més que l'event del esquisto negre, que podria haver segut la causa d'esta anomalia en una secció tipo en el Colorat.[5] També s'ha observat este event anóxico en intervals apareguts en el Tibet meridional, més complets i detallats, en estructures fines d'isòtops de carbono que contenen a la seua volta múltiples etapes d'isòtops de carbono en una duració total de 820 ±25 mils d'anys.[6]

El llímit és conegut com a event Bonarelli per la capa d'1 a 2 metros de gruixa de esquisto negre que marca el llímit i que va ser estudiat per primera volta per Guido Bonarelli en 1891.[7] Està caracterisat per esquistos negres embebidos, chert i arenes radiolarianas; Bonarelli va estimar una duració de 400.000 anys. No existixen foraminíferos planctónicos en este nivell, i la presència de radiolarios en esta secció indiquen una relativa alta productivitat i disponibilitat de nutrients.

L'event Cenomaniano-Turoniano

[editar | editar còdic]

Causes

[editar | editar còdic]

Una possible causa d'este event seria un episodi de vulcanisme sub-oceànic, possiblement en la gran província ígnea del Carib, que havia aumentat la seua activitat precisament 500.000 anys abans. Durant este periodo, la taxa de producció de corfa va alcançar el seu nivell més alt en els últims 100 millons d'anys. Açò provablement es va deure per la difusió de plomes calentes en el mant, baix la corfa oceànica, en la base de la litósfera. Açò va poder haver resultat en el adelgazamiento de la corfa oceànica en el Pacífic i en l'Índic. El vulcanisme resultant podria haver enviat grans cantitats de diòxit de carbono a l'atmòsfera, duent a un increment de les temperatures globals. En els oceans, l'emissió de SO2, H2S, CO2 i halógenos va poder haver incrementat l'acidea de l'aigua, causant la dissolució del carbonat, i una major lliberació del diòxit de carbono. Quan l'activitat volcànica va disminuir, l'efecte hivernàcul desbocado va poder molt provablement invertir-se. L'increment de el CO2 en els oceans podria haver incrementat la productivitat orgànica en la superfície de les aigües oceàniques. El consum d'esta nova i abundant vida orgànica per bactèrias aeròbiques va poder haver produït anoxia i una extinció en massa.[8] Com a resultat estarien els elevats nivells de carbono enterrat en els depòsits de esquistos negres en les conques oceàniques.[9]

Grans províncies ígneas i la seua possible contribució

[editar | editar còdic]
Artícul principal → gran província ígnea.


Varis acontenyiments independents relatius a les grans províncies ígneas varen ocórrer durant la anoxia oceànica. En el periodo entre els 95 a 90 millons d'anys dos províncies ígneas varen sofrir un pico d'activitat: la de Madagascar i la Caribeny-Colombiana. Traces de metals com cromo, escandio, coure i cobalt han segut trobades en el llímit Cenomaniano-Turoniano, lo que sugerix que una gran província ígnea va poder ser una de les principals causes bàsiques que varen contribuir a l'extinció.[10] La datació del pico en la concentracions de les traces metàliques coincidix en els moments més intensos de l'event anóxico, sugerint que els efectes de les províncies ígneas podrien haver succeït durant l'event, pero podrien no haver iniciat l'extinció. Atres estudis també conecten traces de plom en una intensa activitat volcànica en les províncies Caribenya-Colombiana i Madagascar.


Models realisats en 2011 varen confirmar que és possible que una província ígnea iniciara l'event. El model revela que el pico d'emissions de diòxit de carbono provinent d'activitat volcànica va poder haver resultat en més del 90% de la anoxia oceànica global.[11]

Efectes

[editar | editar còdic]

L'event va dur en si l'extinció dels pliosaurios, i de la majoria dels ictiosaurios. Coracoides de l'edat Maastrichtiense que es creïen pertanyents a ictiosaurios, pero estos descobriments varen demostrar que pertanyien a plesiosaurios.[12]

Encara que la causa seguix sent incerta, el resultat va ser la desaparició de l'oxigen dissolt en els oceans per casi mig milló d'anys, causant l'extinció d'aproximadament 27% dels invertebrats marins, incloent certes espècies de plàncton i forminifera béntica, moluscs, bivalvats, dinoflagelados.[13] Este destorbament en l'entorn global va provocar un increment de les temperatures atmosfèrica i oceànica. Els sediment trobats en els estrats del llímit mostren elevats valors de Δ13C[14]

L'excursió isotòpica de δ13C  

[editar | editar còdic]

L'excursió isotòpica de δ13C trobada en el llímit Cenomaniano-Turoniano és un dels principals events relatius a l'isòtop del carbono del Mesozoico. Representa una dels destorbament més importants en el cicle global del carbono dels últims 110 millons d'anys. Estos picos de el δ13C indica un aument significatiu en l'índex d'enterrament de carbono orgànic, indicant la deposición estesa i preservació de sediment rics en carbono, demostrant també l'absència d'oxigen.[15][16][17] Dins de l'excursió positiva de l'isòtop del carbono s'observen poca variabilitat en els mostrejos, encara que sí s'ha observat un interval significativament expandit en el Tibet meridional.[18]

Canvis en biodiversitat oceànica i les seues implicacions

[editar | editar còdic]

Les alteracions en la diversitat de varis invertebrats marins tals com els nanofósiles cálcareos indica un temps en el que els oceans eren càlits i oligotróficos, en un ambient en curtes puntes de productivitat seguit de curts periodos de baixa fertilitat. Un estudi sobre el llímit Cenomaniano-Turoniano de Wunstorf, Alemània, va revelar l'especial dominancia de les espècies en nanofósiles calcáreos com la Watznaueria, present durant l'event. A diferència de les espècies Biscutum que preferixen condicions mesótrofas i eren les espècies dominants abans i despuix de l'event. Watznaueria no obstant preferixen aigües càlides i ambients oligótrofos.[19]


També s'observa en este periodo un pico d'abundància d'algues verdes del grup Botryococcus i prasinophytes, coincidint en la sedimentación pelágica. L'abundància d'estos grups d'algues està fortament relacionada en la disminució d'oxigen i l'aument del contingut de carbono orgànic total. L'evidència que sugerixen estos grups d'algues és que va haver episodis d'estratificació haloclina en la columna d'aigua durant este temps. Una atra espècie d'quiste - la Bosedinia- també ha segut trobada en roques d'eixe temps, lo que sugerix que els oceans varen reduir la seua salinitat.[20][21]


Referències

[editar | editar còdic]
  1. ↑ «Biostratigraphy of the Cenomanian-Turonian boundary in the Eastern Carpathians (Dâmboviţa Valley): preliminary observations».Studia Universitatis Babes-Bolyai, Geologia.53(1)
    11–23.doi:10.5038/1937-8602.53.1.2.
  2. ↑ «Toward an orbital chronology for the early Aptian Oceanic Anoxic Event (OAE1a, ≈120 Ma)».Earth and Planetary Science Letters.271(1–4)
    88–100.doi:10.1016/j.epsl.2008.03.055.
  3. ↑ «O–Pb and Re–Vos geochronology of the Aptian/Albian and Cenomanian/Turonian stage boundaries: Implications for timescale calibration, osmium isotope seawater composition and Re–Vos systematics in organic-rich sediments».Chemical Geology.265(3–4)
    394–409.doi:10.1016/j.chemgeo.2009.05.005.
  4. ↑ Leckie, R(2002).«Oceanic anoxic events and plankton evolution: Biotic response to tectonic forcing during the mid-Cretaceous».Paleoceanography.17(3)
    1–29.doi:10.1029/2001pa000623.
  5. ↑ «Orbital clave scale and new C-isotope record for Cenomanian-Turonian boundary stratotype».Geology.34(2)
    125.doi:10.1130/G22074.1.Consultat el 27 de maig de 2020.
  6. ↑ «Astronomical constraints on global carbon-cycle perturbation during Oceanic Anoxic Event 2 (OAE2)».Earth and Planetary Science Letters.462
    35–46.ISSN 0012-821X.doi:10.1016/j.epsl.2017.01.007.
  7. ↑ G. Bonarelli, Il territori vaig donar Gubbio - Notizie geologiche, Roma 1891
  8. ↑ «Submarine eruption bled Earth's oceans of oxygen». New Scientist. Consultat el 9 de maig de 2018.
  9. ↑ «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.doi:10.1144/gsjgs.155.4.0619.
  10. ↑ Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology.478
    30–52.doi:10.1016/j.palaeo.2017.03.014.
  11. ↑ «Simulating the biogeochemical effects of volcanic CO2 degassing on the oxygen-state of the deep ocean during the Cenomanian/Turonian Anoxic Event (OAE2)».Earth and Planetary Science Letters.305(3–4)
    371–384.ISSN 0012-821X.doi:10.1016/j.epsl.2011.03.018.
  12. ↑ «An ichthyosaur fragment from the Cretaceous of Northland, New Zealand».Journal of the Royal Society of New Zealand.33(1)
    307–314.doi:10.1080/03014223.2003.9517732.
  13. ↑ «Submarine eruption bled Earth's oceans of oxygen». New Scientist. Consultat el 9 de maig de 2018.Plantilla:Subscription required
  14. ↑ Journal of the Geological Society.155(4)
    619–626.doi:10.1144/gsjgs.155.4.0619.
  15. ↑ Journal of African Earth Sciences.100
    524–531.ISSN 1464-343X.doi:10.1016/j.jafrearsci.2014.07.023.
  16. ↑ Geochemistry, Geophysics, Geosystems.11(3)
    n/a.doi:10.1029/2009GC002788.
  17. ↑ Geological Society, London, Special Publications.26(1)
    371–399.ISSN 0305-8719.doi:10.1144/GSL.SP.1987.026.01.24.
  18. ↑ Earth and Planetary Science Letters.462
    35–46.ISSN 0012-821X.doi:10.1016/j.epsl.2017.01.007.
  19. ↑ «Calcareous nannofossils of the Cenomanian/Turonian boundary interval from the Boreal Realm (Wunstorf, northwest Germany)».Marine Micropaleontology.74(1–2)
    38–58.ISSN 0377-8398.doi:10.1016/j.marmicro.2009.12.002.
  20. ↑ «The Cenomanian/Turonian Boundary event (CTBE) at Tarfaya, Morocco: Palaeoecological aspects as reflected by marine palynology».Cretaceous Research.34
    233–256.ISSN 0195-6671.doi:10.1016/j.cretres.2011.11.004.
  21. ↑ «Organic matter deposition and paleoenvironmental implications across the Cenomanian-Turonian boundary of the Subalpine Basin (SE France): Local and global controls».International Journal of Coal Geology.218
    103364.doi:10.1016/j.coal.2019.103364.
Obtingut de «https://www.lenciclopedia.org/w/index.php?title=Event_Cenomiano-Turoniano&oldid=728708»