Sistema / Periodo | Serie / Época | Etapa / Edad | Edad ( Ma ) | |
---|---|---|---|---|
Paleógeno | Paleoceno | Danian | más joven | |
Cretáceo | Alto / Tardío | Maastrichtiano | 66,0 | 72,1 |
Campaniano | 72,1 | 83,6 | ||
Santonian | 83,6 | 86,3 | ||
Coniaciano | 86,3 | 89,8 | ||
Turoniano | 89,8 | 93,9 | ||
Cenomaniano | 93,9 | 100,5 | ||
Inferior / Temprano | Albiano | 100,5 | ~ 113.0 | |
Aptian | ~ 113.0 | ~ 125.0 | ||
Barremian | ~ 125.0 | ~ 129,4 | ||
Hauteriviano | ~ 129,4 | ~ 132,9 | ||
Valanginian | ~ 132,9 | ~ 139,8 | ||
Berriasiano | ~ 139,8 | ~ 145.0 | ||
jurásico | Alto / Tardío | Tithonian | mayor | |
Subdivisión del sistema Cretácico según el ICS , a partir de 2017. [1] |
El evento de frontera Cenomaniano-Turoniano , o el evento de extinción Cenomaniano-Turoniano , el evento anóxico Cenomaniano-Turoniano ( OAE 2), y también conocido como el evento Bonarelli , [2] fue uno de los dos eventos de extinción anóxica en el período Cretácico . (El otro es el evento Selli anterior , o OAE 1a, en el Aptian . [3] ) Selby et al. en 2009 concluyó que el OAE 2 ocurrió aproximadamente 91.5 ± 8.6 Ma, [4] aunque las estimaciones publicadas por Leckie et al. (2002) se dan como 93–94 Ma. [5]El límite Cenomaniano-Turoniano se ha refinado en 2012 a 93,9 ± 0,15 Ma [6] Hubo una gran perturbación de carbono durante este período de tiempo. Sin embargo, además de la alteración del ciclo del carbono , también hubo grandes alteraciones en los ciclos de oxígeno y azufre del océano.
Fondo
Los estadios Cenomaniano y Turoniano fueron notados por primera vez por D'Orbigny entre 1843 y 1852. La sección de tipo global para este límite se encuentra en el miembro de piedra caliza de Bridge Creek de la Formación Greenhorn cerca de Pueblo, Colorado , que está asentado con la firma orbital Milankovitch . Aquí, se muestra claramente un evento de isótopos de carbono positivo, aunque no está presente ninguna de las características esquisto negro rico en orgánicos . Se ha estimado que el cambio de isótopos duró aproximadamente 850.000 años más que el evento de pizarra negra, que puede ser la causa de esta anomalía en la sección tipo Colorado . [7] Un intervalo OAE2 significativamente ampliado desde el sur del Tíbet documenta estructuras completas, más detalladas y a escala más fina de la excursión de isótopos de carbono positivo que contiene múltiples etapas de isótopos de carbono a corto plazo que ascienden a una duración total de 820 ± 25 ka. [8]
El límite también se conoce como el evento Bonarelli debido a la capa de 1 a 2 metros (3 pies 3 a 6 pies 7 pulgadas) de lutita negra gruesa que marca el límite y fue estudiado por primera vez por Guido Bonarelli en 1891. [ 9] Se caracteriza por lutitas negras intercaladas, pedernal y arenas radiolarianas y se estima que abarca un intervalo de 400.000 años. Los foraminíferos planctónicos no existen en este nivel de Bonarelli, y la presencia de radiolarios en esta sección indica una productividad relativamente alta y una disponibilidad de nutrientes. [ cita requerida ]
Evento cenomaniano-turoniano
Causas
Una posible causa de este evento es el vulcanismo subaceánico, posiblemente la gran provincia ígnea del Caribe , con un aumento de actividad aproximadamente 500.000 años antes. Durante ese período, la tasa de producción de la corteza alcanzó su nivel más alto en 100 millones de años. Esto fue causado en gran parte por el derretimiento generalizado de las plumas del manto caliente debajo de la corteza oceánica , en la base de la litosfera . Esto puede 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 habría provocado un aumento de las temperaturas globales. Dentro de los océanos, la emisión de SO 2 , H 2 S, CO 2 y halógenos habría aumentado la acidez del agua, provocando la disolución del carbonato y una mayor liberación de dióxido de carbono. Cuando la actividad volcánica disminuyó, este efecto invernadero de fuga probablemente se habría revertido. El mayor contenido de CO 2 de los océanos podría haber aumentado la productividad orgánica en las aguas superficiales del océano. El consumo de esta nueva vida orgánica abundante por bacterias aeróbicas produciría anoxia y extinción masiva . [10] Los niveles elevados resultantes de enterramiento de carbono explicarían la deposición de esquisto negro en las cuencas oceánicas. [11]
Grandes provincias ígneas y su posible contribución
Varios eventos independientes relacionados con las grandes provincias ígneas (LIP) ocurrieron alrededor de la época de OAE2. Dentro del período de tiempo de aproximadamente 95 a 90 millones de años, ocurrieron dos eventos LIP separados; el Madagascar y el Caribe - Colombia . Se han encontrado trazas de metales como cromo (Cr), escandio (Sc), cobre (Cu) y cobalto (Co) en el límite Cenomaniano-Turoniano, lo que sugiere que un LIP podría haber sido una de las principales causas básicas involucradas en la contribución del evento. [12]
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 LIP pueden haber ocurrido durante el evento, pero es posible que no hayan iniciado el evento. Otros estudios vincularon los isótopos de plomo (Pb) de OAE-2 con los LIP del Caribe colombiano y de Madagascar. [13]
Un estudio de modelado realizado en 2011 confirmó que es posible que un LIP haya iniciado el evento, ya que el modelo reveló que la cantidad máxima de dióxido de carbono que se desgasifica por la desgasificación del LIP volcánico podría haber resultado en más del 90 por ciento de anoxia global en las profundidades del océano. [14]
Efectos
El evento provocó la extinción de los pliosaurios y la mayoría de los ictiosaurios . Los coracoides de la edad de Maastrichtiano fueron interpretados una vez por algunos autores como pertenecientes a los ictiosaurios, pero desde entonces se han interpretado como elementos plesiosaurios . [15] Aunque la causa aún es incierta, el resultado privó de oxígeno a los océanos de la Tierra durante casi medio millón de años, provocando la extinción de aproximadamente el 27 por ciento de los invertebrados marinos , incluidos ciertos foraminíferos plancticos y bentónicos , moluscos , bivalvos , dinoflagelados y calcáreos. nanofósiles. [10] La perturbación ambiental global que resultó en estas condiciones aumentó las temperaturas atmosféricas y oceánicas. Los sedimentos fronterizos muestran un enriquecimiento de oligoelementos y contienen valores elevados de δ13C . [11]
La excursión del isótopo δ 13 C
La excursión isotópica positiva δ13C encontrada en el límite Cenomaniano-Turoniano 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 del isótopo δ13C 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. [16] [17] [18] Dentro de la excursión de isótopos de carbono positivos, la variabilidad de isótopos de carbono de escala de excentricidad corta se documenta en un intervalo OAE2 significativamente ampliado desde el sur del Tíbet. [8]
Cambios en la biodiversidad oceánica y sus implicaciones
Las alteraciones en la diversidad de diversas especies de invertebrados marinos, como los nanofósiles calcáreos, indican una época en que los océanos eran cálidos y oligotróficos , en un ambiente con picos cortos de productividad seguidos de largos períodos de baja fertilidad. Un estudio realizado en el límite cenomaniano-turoniano de Wunstorf , Alemania, revela el predominio inusual de una especie de nanofósiles calcáreos, Watznaueria , presente durante el evento. A diferencia de las especies de Biscutum , que prefieren las condiciones mesotróficas y generalmente fueron las especies dominantes antes y después del evento de límite C / T; Las especies de Watznaueria prefieren condiciones cálidas y oligotróficas. [19]
En ese momento, también hubo abundancia máxima 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 haloclina de la columna de agua durante el tiempo. Una especie de dinoquiste de agua dulce , la Bosedinia, también se encontró en las rocas que datan de la época y esto sugiere que los océanos tenían una salinidad reducida. [20] [21]
Ver también
- Biodiversidad del Cenomaniano y Turoniano
- Vida cenomaniana
- Vida turoniana
- Extinciones cenomanianas
- Extinciones turonianas
- Evento de extinción
- Cronología de las extinciones en el Holoceno
- Rotación toarciana
- Evento de extinción del Cretácico-Paleógeno
Referencias
- ^ Superusuario. "ICS - Gráfico / Escala de tiempo" . www.stratigraphy.org .
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Otras lecturas
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- Karakitsios, Vassilis ; Harilaos Tsikos ; Yvonne van Breugel ; Lyda Koletti ; Jaap S. Sinninghe Damsté y Hugh C. Jenkyns . 2006. Primera evidencia del evento anóxico oceánico Cenomaniano-Turoniano (OAE2, evento 'Bonarelli') de la Zona Jónica, Grecia continental occidental . Revista Internacional de Ciencias de la Tierra 96. 343–352. Consultado el 11/03/2020. Código bibliográfico : 2007IJEaS..96..343KCiteSeer x : 10.1.1.548.8550 doi : 10.1007 / s00531-006-0096-4