Evento de extinción del Capitaniense

Gráfico que muestra la extinción Capitaniense (Final P medio), comparándola con las grandes extinciones de los períodos anteriores.

El evento de extinción del Capitaniense, también llamado extinción del final del Guadalupiense[1]​ o extinción masiva del Guadalupiense–Lopingiense,[2]​ tuvo lugar hace aproximadamente 262–259 Ma al final de la edad Capitaniense del Guadalupiense. Se considera la tercera gran crisis biótica del Fanerozoico, tras las extinciones ordovícica tardía y del Pérmico–Triásico.[3]​ Durante este intervalo hubo dos pulsos principales separados por casi 3 Ma; el primero en torno a 262 Ma y el segundo cerca de 259 Ma, ambos vinculados al vulcanismo de los traps de Emeishan, cambios climáticos extremos, anoxia oceánica y acidificación masiva.[4]​ Se estima que desapareció entre el 62 % y el 87 % de los géneros marinos, incluidos fusulínidos como Yabeina y Pseudoschwagerina, braquiópodos de los órdenes Orthida y Productida, corales tabulados como Halysites y algas calcáreas de los Dasycladales.[5]​ Registros en China, Sudáfrica, Spitsbergen, Canadá y la Cordillera Ibérica confirman que afectó a todo el planeta.[6]​

Identificación

El límite Capitaniense–Wuchiapingiense se define por la primera aparición del conodonto Clarkina postbitteri postbitteri en el perfil de Penglaitan en Guangxi, China, datado en 259,51 ± 0,21 Ma mediante U–Pb en circones.[7]​ Lutitas negras de la Formación Maokou en Sichuan y de la Formación Madoupo en Guizhou muestran picos de mercurio de hasta 50 ng/g y anomalías de δ¹³C de −4 ‰, indicadores de los pulsos volcánicos y de perturbaciones del ciclo del carbono.[8]​ Biomarcadores como allerano y gammacerano y capas ricas en materia orgánica documentan dos episodios de anoxia oceánica (OAE-C1 y OAE-C2) en depósitos de Tetis occidental y Yangtsé.[9]​ Fósiles muestran extinciones masivas de fusulínidos (Schwagerina), corales rugosos (Lithostrotion) y braquiópodos (Spiriferida) en China y Tetis occidental; en tierra, desaparecieron gran parte de los Dinocephalia (Diictodon) y Anomodontia.[10]​

Causas

El principal motor fue el gran magmatismo de los traps de Emeishan, que liberó más de 106 km³ de basaltos y entre 130 y 188 teratoneladas de CO₂ y SO₂. Esto elevó la temperatura media global hasta 5 °C y provocó lluvias ácidas que disolvieron carbonatos someros.[11]​ La estratificación de la columna de agua, impulsada por metales pesados y nutrientes volcánicos, generó euxinia y anoxia persistente en lutitas negras.[12]​ Fluctuaciones eustáticas con caídas del nivel del mar de decenas de metros colapsaron plataformas carbonatadas y arrecifes de Halysites y Waagenophyllidae.[13]​ Un impacto meteórico se descarta por la falta de cráteres sincrónicos o esférulas de impacto.[14]​ La configuración de Pangea restringió la ventilación oceánica y amplió zonas hipóxicas en latitudes tropicales, agravando la mortalidad selectiva.[12]​

Consecuencias

El primer pulso, cerca de 262 Ma, eliminó hasta el 70 % de los fusulínidos como Yabeina y Polydiexodina y de braquiópodos como Spiriferida en Tetis occidental.[5]​ El pulso principal, alrededor de 259 Ma y coincidiendo con el pico de mercurio y la máxima erupción de los traps de Emeishan, provocó la desaparición del 87 % de braquiópodos en Spitsbergen y del 82 % de corales tabulados en Hungría.[12]​ La extinción de amonites como Timorites y Strigogoniatites alcanzó el 65 % de los géneros europeos y boreales.[12]​ Globalmente, la pérdida de biodiversidad marina osciló entre el 62 % y el 65 % de los géneros.[3]​ En tierra, los Dinocephalia (Diictodon feliceps) quedaron reducidos a un solo género y los Anomodontia a la mitad de su diversidad previa.[9]​ Los ambientes someros sufrieron pérdidas de hasta el 87 %, frente al 50 % en depósitos profundos (Borup Fiord).[12]​ Las latitudes bajas mostraron mortalidades superiores al 80 %, mientras que en latitudes altas existieron refugios parciales con menos del 50 % de pérdida.[3]​ Taxones calcificantes como fusulínidos, Rugosa y Dasycladales presentaron mayor selectividad que bivalvos, pteriomorfos y amonites oportunistas.[5]​ El colapso sincrónico en Tetis, Panthalassa y la Pangea Ártica reafirma su alcance global.[4]​ La diversidad de Orthida y fusulínidos de la familia Verbeekinidae cayó un 82 %, mientras que Timorites sobrevivió mejor con un 35 % de géneros remanentes.[5]​

Recuperación

Menos de 1 Ma después, fosiles de fusulínidos oportunistas como Afghanella y bivalvos reaparecen en sedimentos de Madoupo.[12]​ Entre 2 y 5 Ma tras el evento, los arrecifes coralinos se reconstituyen, dominados por corales tabulados como Phaceloidea y briozoos de la familia Fenestellidae.[12]​ En tierra, dicinodontos como Diictodon y rizodontos ocuparon nichos vacantes, mientras que los terápsidos más especializados desaparecieron definitivamente.[9]​ Durante el Lopingiense y el Carniense se registra radiación de ammonoideos como Dzhulfites y crinoideos, señal de recuperación de ecosistemas pelágicos complejos.[7]​ La estabilización de ciclos biogeoquímicos y la diversificación post-crisis sentaron las bases para la biodiversidad triásica temprana.[12]​

Véase también

Referencias

  1. ↑ De la Horra, R.; Galán-Abellán, A. B.; López-Gómez, José; Sheldon, Nathan D.; Barrenechea, J. F.; Luque, F. J.; Arche, A.; Benito, M. I. (August–September 2012). «Paleoecological and paleoenvironmental changes during the continental Middle–Late Permian transition at the SE Iberian Ranges, Spain». Global and Planetary Change. 94-95: 46-61. Bibcode:2012GPC....94...46D. doi:10.1016/j.gloplacha.2012.06.008. Consultado el 15 de diciembre de 2022. 
  2. ↑ Huang, Yuangeng; Chen, Zhong-Qiang; Zhao, Laishi; Stanley Jr., George D.; Yan, Jiaxin; Pei, Yu; Yang, Wanrong; Huang, Junhua (1 de abril de 2019). «Restoration of reef ecosystems following the Guadalupian–Lopingian boundary mass extinction: Evidence from the Laibin area, South China». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 519: 8-22. Bibcode:2019PPP...519....8H. S2CID 134096639. doi:10.1016/j.palaeo.2017.08.027. Consultado el 8 de enero de 2023. 
  3. ↑ a b c «Mass extinction event 260 million years ago resulted from climate change, studies say». Ars Technica. 25 de julio de 2023. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  4. ↑ a b Yang et al. (2024). «Mercury evidence of Emeishan volcanism driving the mid-Capitanian extinction». GSA Bulletin 136. doi:10.1130/B37796.1. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  5. ↑ a b c d Clapham, Shen & Bottjer (2009). «Reassessing the severity and causes of the end-Guadalupian biotic crisis». Paleobiology 35: 32-50. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  6. ↑ Song et al. (2023). «Global oceanic anoxia linked with the Capitanian marine mass extinction». Earth and Planetary Science Letters 610. doi:10.1016/j.epsl.2023.118128. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  7. ↑ a b Jin et al. (2006). «Global Stratotype Section and Point for the boundary between the Capitanian and Wuchiapingian Stage (Permian)». Episodes 29 (4): 255-264. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  8. ↑ Sun et al. (2017). «Mercury evidence from the Sino-Korean block for Emeishan volcanism during the Capitanian mass extinction». Geological Magazine 156: 931-944. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  9. ↑ a b c Day & Rubidge (2021). «The Late Capitanian mass extinction of terrestrial vertebrates in the Karoo Basin of South Africa». Frontiers in Earth Science 9. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  10. ↑ Tong et al. (2019). e0213456. «Capitanian mass extinction anoxia biomarkers». PLOS ONE 14. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  11. ↑ Wignall et al. (2009). «Coupled volcanic activity and marine anoxia in the Upper Yangtze». Chemical Geology 263: 247-258. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  12. ↑ a b c d e f g h Song et al. (2023). «Global oceanic anoxia linked with the Capitanian marine mass extinction». Earth and Planetary Science Letters 610. doi:10.1016/j.epsl.2023.118128. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  13. ↑ Wignall & Twitchett (2002). «Mass extinctions and sea-level changes». Journal of the Geological Society 159 (4): 667-676. Consultado el 13 de mayo de 2025. 
  14. ↑ «Capitanian Stage». Encyclopedia Britannica. 2025. Consultado el 13 de mayo de 2025. 

Bibliografía

  • Bond, D.P.G.; Wignall, P.B. (2009). The Capitanian (Middle Permian) mass extinction in China and its relationship to volcanic eruptions and climate change. Geological Journal.
  • Shen, S.-Z. et al. (2019). A sudden end-Permian mass extinction in South China. Science Advances.
  • Yang, P. et al. (2024). Mercury evidence of Emeishan volcanism driving the mid-Capitanian extinction. GSA Bulletin.
  • Tong, J. et al. (2019). Capitanian mass extinction anoxia biomarkers. PLOS ONE.
  • Day, M.O.; Rubidge, B.S. (2021). The late Capitanian mass extinction of terrestrial vertebrates in the Karoo Basin of South Africa. Frontiers in Earth Science.
  • Song, H.; Algeo, T.J. et al. (2023). Global oceanic anoxia linked with the Capitanian marine mass extinction. Earth and Planetary Science Letters.
  • Sun, Y. et al. (2017). Mercury evidence from the Sino-Korean block for Emeishan volcanism during the Capitanian mass extinction. Geological Magazine.
  • Jin, Y.-G.; Shi, G.R. (1996). Permian extinction of marine invertebrates in Spitsbergen. Polar Research.
  • Hall, R. et al. (2023). Astronomical forces as a potential cause for the end-Guadalupian transition. Earth-Science Reviews.
  • Wignall, P.B.; Twitchett, R.J. (2002). The mid-Permian (Capitanian) mass extinction. Journal of the Geological Society.

Enlaces externos

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