Estinzione di massa del Triassico-Giurassico

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Intensità delle estinzioni durante il Fanerozoico. Il picco collocato a circa 200 milioni di anni fa è quello relativo all'estinzione del Triassico-Giurassico (Tr-J).

L'estinzione di massa del Triassico-Giurassico è stata un'imponente estinzione di massa avvenuta alla fine del periodo Triassico, circa 201,4 milioni di anni fa,[1] con profonde influenze sulle forme di vita terrestri e marine.

Fu una delle cosiddette "cinque grandi" estinzioni di massa (o big five dall'inglese, termine che indica le cinque crisi biologiche di maggior portata dell'eone Fanerozoico) e fu responsabile della scomparsa di quasi 70 famiglie di organismi terrestri e circa 60 famiglie di organismi marini.[2]

Nel mare scomparve l'intera classe dei conodonti,[3] e il 34% dei generi marini.[4] Sulla terra si ebbe l'estinzione di tutti i Pseudosuchia (archosauria non-dinosauri) tranne i Crocodylomorpha (Sphenosuchia e Crocodyliformi), inoltre dei pochi terapsidi ancora esistenti e di gran parte degli anfibi.

Datazione dell'evento[modifica | modifica wikitesto]

Una datazione accurata dell'evento di estinzione è stata resa problematica per vari motivi. I due principali gruppi di organismi utilizzati per le zonazioni del periodo Triassico, i conodonti e gli ammonoidi, vennero infatti direttamente e significativamente coinvolti nell'estinzione di massa. Inoltre, le successioni marine e terrestri dell'epoca rivelano sequenze di estinzioni che non sono perfettamente sincrone: pare infatti che vi siano stati altri fenomeni di estinzione assai più contenuti ma comunque significativi durante il Carnico, anteriori quindi all'estinzione di massa vera e propria.[2]

Conseguenze biologiche[modifica | modifica wikitesto]

Organismi marini[modifica | modifica wikitesto]

L'ammonoide Psiloceras planorbis: la base del Giurassico è definita dalla sua prima comparsa.

Tra gli invertebrati marini, le ripercussioni più significative dell'estinzione di massa si ebbero nei già citati conodonti ed ammonoidi: i primi, già in crisi da tempo, si estinsero per sempre. Gli ammonoidi, invece, erano ancora ben rappresentati da 20 famiglie nel Triassico; tuttavia negli strati finali di questo periodo traspare un'estinzione più o meno graduale che culminò nell'evento di estinzione di massa. Soltanto una famiglia di ammonoidi, gli Psiloceratidae, si rinviene nel Giurassico basale; tale famiglia diverrà, tra l'altro, la base da cui partirà la grande radiazione degli ammonoidi giurassici e cretacei.[2]

I bivalvi, assai ben rappresentati nel Triassico superiore, continuarono ad essere presenti nel Giurassico con una perdita di generi abbastanza contenuta (15-33%) in varie sezioni europee. Tra i brachiopodi le scomparse furono più significative, mentre anche più grave fu l'estinzione di coralli biocostruttori: sopravvisse solo un quinto dei generi, peraltro assai limitato sia per dimensioni che per capacità di costruire barriere coralline. Tra le specie planctoniche, infine, va considerata la ripercussione che si ebbe sui coccolitofori: questi microrganismi facenti parte del nannoplancton calcareo, vennero ridotti da un numero già esiguo di specie triassiche ad un'unica specie nel Giurassico basale.[2]

L'analisi statistica delle perdite marine del periodo, suggerisce che il calo della diversificazione fu causato più da una diminuzione della speciazione che da un aumento del tasso di estinzione.[5]

Organismi terrestri e dulciacquicoli[modifica | modifica wikitesto]

Tra i vertebrati terrestri vi fu un massiccio turnover ("ricambio") che stravolse completamente la composizione della fauna tetrapode dell'epoca: se durante la maggior parte del Triassico i taxa predominanti erano temnospondili, terapsidi, tecodonti, prolacertiformi, rincosauri e, a partire dal Triassico superiore, qualche piccolo dinosauro herrerasauride, dall'inizio del Giurassico i dinosauri erano già i padroni della quasi totalità delle nicchie ecologiche terricole, mentre quelle dulciacquicole erano ormai appannaggio di lissanfibi, cheloni e crocodilomorfi. È opportuno evidenziare che il successo dei nuovi dominatori non fu causato tanto da una maggiore competitività rispetto ai predecessori, quanto piuttosto dalla letterale scomparsa di questi ultimi in seguito all'estinzione di massa, che permise una radiazione di tipo opportunistico nelle nicchie ecologiche rese disponibili. La datazione di questo turnover è però controversa, in quanto è sistematicamente collocata al limite Carnico-Norico oppure al limite Triassico-Giurassico (Tr-J).[2]

Il ricambio nelle famiglie di tetrapodi tra il Triassico ed il Giurassico.

Questo insieme di eventi avvenne in meno di 10.000 anni, circa venti milioni di anni prima della frammentazione della Pangea. Nell'area di Tubinga, in Germania, vi è un importante deposito di ossa relativo alla transizione dal Triassico al Giurassico.[6]

I reperti paleobotanici lasciano intuire che alla fine del Triassico vi furono innalzamenti sia nella temperatura globale che nella concentrazione atmosferica di diossido di carbonio: tra le piante "europee", i pochi superstiti (<5%) dell'estinzione di massa avevano foglie piccole e strette di forma lobulata o digitata, tutti caratteri tipici di condizioni climatiche calde, mentre lo scarso numero di stomi suggerisce livelli elevati di diossido di carbonio atmosferico.[2][7]

Cause[modifica | modifica wikitesto]

Tra le "cinque grandi", l'estinzione di massa del Triassico-Giurassico è probabilmente quella dalle cause meno chiare. Sono state finora proposte varie spiegazioni, ma nessuna si è ancora dimostrata convincente come causa esclusiva.

  • La sempre suggestiva ipotesi dell'impatto con un bolide pare sia da rigettare in quanto non sono state ritrovate tracce di un sito d'impatto delle dimensioni e dell'età geologica richieste; il cratere d'impatto che oggi è colmato dal lago Manicouagan in Québec è stato per un certo periodo di tempo il candidato più promettente, ma da successive datazioni la struttura appare più vecchia di circa 12 milioni di anni rispetto a quanto necessario.[8]
Il cratere di Rochechouart, in Francia, è stato recentemente datato a 201 ±2 milioni di anni fa,[9] e quindi la corrispondenza temporale sarebbe adeguata, ma la l'attuale dimensione di 25 km (che salirebbe a 50 km all'epoca dell'impatto) appare troppo piccola per giustificare un evento di questa portata.[10]
  • Una potenziale causa d'estinzione potrebbe essere relativa a massicce oscillazioni del livello marino. Il fatto che le sezioni di sedimento marino databili al limite siano eccezionalmente rare, indicherebbe una grande caduta del livello marino che avrebbe causato una grave perdita di habitat marini con conseguenti estinzioni. Nelle poche sezioni esistenti si notano anche strati di black shales, indici di fenomeni di anossia.
  • Le variazioni del clima, le fluttuazioni del livello degli oceani e l'acidificazione delle acque marine[11] raggiunsero un picco alla fine del Triassico, ma non sono sufficienti a spiegare la velocità dell'estinzione in ambiente marino.
  • Così, come la precedente grande estinzione di massa del Permiano-Triassico e la successiva estinzione di massa del Cretaceo-Paleocene, anche l'estizione di massa di fine Triassico appare strettamente correlata ad un grande evento vulcanico. Molto significative sono le datazioni radiometriche delle colate basaltiche della Provincia magmatica dell'Atlantico centrale (CAMP), un'enorme provincia magmatica che interessava varie regioni che oggi si affacciano sull'oceano Atlantico ma che all'epoca dei fatti - prima del rifting atlantico - erano adiacenti. Tali datazioni indicano che il picco di attività vulcanica nella CAMP si ebbe proprio al limite Triassico-Giurassico. Conseguenze di questo massiccio vulcanesimo furono le grandi emissioni di gas vulcanici, vale a dire diossido di zolfo e diossido di carbonio; se nei primi tempi sarebbe prevalso l'effetto raffreddante del primo (tramite formazione di aerosol solfatici in grado di bloccare la radiazione solare), ben presto si sarebbero poi manifestati gli effetti riscaldanti del secondo, più duraturi e ben documentati dalle evidenze paleobotaniche già descritte.[12][13]
La composizione isotopica dei suoli fossili del Triassico superiore e Giurassico inferiore è stata collegata a una grande escursione negativa degli isotopi del carbonio.[1] Gli isotopi del carbonio nei lipidi alcanici derivati dalla cera delle foglie e dalla lignina, come pure il carbonio organico complessivo in due sezioni dei sedimenti lacustri all'interno della CAMP nordamericana hanno mostrato un'escursione isotopica simile a quella prevalentemente marina della sezione della St. Audrie’s Bay, nel Somerset, UK. Questa correlazione suggerisce che l'evento di estinzione della fine del Triassico sia iniziato contemporaneamente in ambiente marino e in quello terrestre, poco prima dei più vecchi basalti del Nord America orientale, ma simultaneo all'eruzione dei più antichi flussi del Marocco,[14] con un livello serra critico per la CO2 e una crisi della biocalcificazione marina.
Anche la catastrofica dissociazione dei clatrati idrati (già suggerita come possibile concausa della devastante estinzione di massa del Permiano-Triassico) può aver contribuito all'esacerbazione dell'effetto serra.

Note[modifica | modifica wikitesto]

  1. ^ a b (EN) J. H. Whiteside, Brookfield, M.E.; Eglinton, T.; Olsen, P.E.; Sambrotto, R.N., Compound-specific carbon isotopes from Earth's largest flood basalt eruptions directly linked to the end-Triassic mass extinction in PNAS, vol. 107, nº 15, 22 marzo 2010, pp. 6721–5, DOI:10.1073/pnas.1001706107.
  2. ^ a b c d e f Paul Wignall, The End-Triassic Mass Extinction, in Encyclopaedia of Life Sciences, John Wiley & Sons, 2005, Ltd. Chichester, pp. 1-4
  3. ^ The extinction of conodonts —in terms of discrete elements— at the Triassic-Jurassic boundary
  4. ^ Graham Ryder, David E. Fastovsky, Stefan Gartner, The Cretaceous-Tertiary Event and Other Catastrophes in Earth History, Geological Society of America, 1996, p. 19, ISBN 978-0-8137-2307-5.
  5. ^ R.K. Bambach, A.H. Knoll e S.C. Wang, Origination, extinction, and mass depletions of marine diversity in Paleobiology, vol. 30, nº 4, December 2004, pp. 522–542, DOI:10.1666/0094-8373(2004)030<0522:OEAMDO>2.0.CO;2, ISSN 0094-8373.
  6. ^ Johannes Baier: Der Geologische Lehrpfad am Kirnberg (Keuper; SW-Deutschland). - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver, N. F. 93, 9-26, 2011.
  7. ^ J. C. McElwain, D. J. Beerling e F. I. Woodward, Fossil Plants and Global Warming at the Triassic-Jurassic Boundary in Science, vol. 285, nº 5432, 27 agosto 1999, pp. 1386–1390, DOI:10.1126/science.285.5432.1386, PMID 10464094.
  8. ^ J. P. Hodych e G. R. Dunning, Did the Manicougan impact trigger end-of-Triassic mass extinction? in Geology, vol. 20, 1992, pp. 51.54, Bibcode:1992Geo....20...51H, DOI:10.1130/0091-7613(1992)020<0051:DTMITE>2.3.CO;2.
  9. ^ M. Schmieder, Buchner, E.; Schwarz, W. H.; Trieloff, M.; Lambert, P., A Rhaetian 40Ar/39Ar age for the Rochechouart impact structure (France) and implications for the latest Triassic sedimentary record in Meteoritics & Planetary Science, vol. 45, nº 8, 5 ottobre 2010, pp. 1225–1242, Bibcode:2010M&PS...45.1225S, DOI:10.1111/j.1945-5100.2010.01070.x.
  10. ^ Roff Smith, Dark days of the Triassic: Lost world in Nature, vol. 47, nº 7373, 16 novembre 2011, pp. 287–289, Bibcode:2011Natur.479..287S, DOI:10.1038/479287a. URL consultato il 18 novembre 2011.
  11. ^ T.M. Quan, B. van de Schootbrugge, M.P. Field, "Nitrogen isotope and trace metal analyses from the Mingolsheim core (Germany): Evidence for redox variations across the Triassic-Jurassic boundary", Global Biogeochemical Cycles, 22 2008: "a series of events resulting in a long period of stratification, deep-water hypoxia, and denitrification in this region of the Tethys Ocean basin"; M. Hautmann, M.J. Benton, A. Toma, "Catastrophic ocean acidification at the Triassic-Jurassic boundary", Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie 249.1, July 2008:119-127.
  12. ^ L. H. Tanner, J. F. Hubert, B. P. Coffey e Dennis P. McInerney, Stability of atmospheric CO2 levels across the Triassic/Jurassic boundary in Nature, vol. 411, nº 6838, 7 giugno 2001, pp. 675–677, DOI:10.1038/35079548, PMID 11395765.
  13. ^ Terrence J. Blackburn, Paul E. Olsen, Samuel A. Bowring, Noah M. McLean, Dennis V Kent, John Puffer, Greg McHone, Troy Rasbury e Mohammed Et-Touhami7, Zircon U-Pb Geochronology Links the End-Triassic Extinction with the Central Atlantic Magmatic Province in Science, vol. 340, nº 6135, 2013, pp. 941–945, Bibcode:2013Sci...340..941B, DOI:10.1126/science.1234204, PMID 23519213.
  14. ^ M.H.L. Deenen, M. Ruhl, N.R. Bonis, W. Krijgsman, W. Kuerscher, M. Reitsma, M.J. van Bergen, A new chronology for the end-Triassic mass extinction in EPSL, 2010.

Bibliografia[modifica | modifica wikitesto]

  • McHone, J.G. (2003), Volatile emissions of Central Atlantic Magmatic Province basalts: Mass assumptions and environmental consequences, in Hames, W.E. et al., eds., The Central Atlantic Magmatic Province: Insights from Fragments of Pangea. American Geophysical Union Monograph 136, p. 241-254.
  • L.H. Tanner, S.G. Lucas, M.G. Chapman, Assessing the record and causes of Late Triassic extinctions in Earth-Science Reviews, vol. 65, nº 65, 2004, pp. pp.103–139, Bibcode:2004ESRv...65..103T, DOI:10.1016/S0012-8252(03)00082-5.[1]