트라이아스기-쥬라기 멸종 사건

Triassic–Jurassic extinction event
CambrianOrdovicianSilurianDevonianCarboniferousPermianTriassicJurassicCretaceousPaleogeneNeogene
인류대의 해양소멸 강도
%
수백만년전에
CambrianOrdovicianSilurianDevonianCarboniferousPermianTriassicJurassicCretaceousPaleogeneNeogene
파란색 그래프는 주어진 시간 간격 동안 멸종되는 해양 동물 속의 겉보기 백분율(절대 숫자가 아닌)을 보여줍니다. 모든 해양 종을 대표하는 것이 아니라 화석화되기 쉬운 종을 대표합니다. 전통적인 "빅 파이브" 멸종 사건과 최근에 인식된 카피타니아 대멸종 사건의 라벨은 클릭 가능한 링크입니다. 자세한 내용은 멸종 사건을 참조하십시오. (소스 및 이미지 정보)

트라이아스기 말기 멸종이라고도 불리는 트라이아스기-쥬라기(Tr-J) 멸종 사건(TJME)은 1억 2,140만 년 전 트라이아스기와 쥐라기의 경계를 표시하는 중생대 멸종 사건으로,[1] 육상과 해양의 생명체에 지대한 영향을 미치는 [2]판에로조이언의 5대 멸종 사건 중 하나입니다. 바다에서는 코노돈트류[3][4] 전체와 해양 속의 23~34%가 사라졌습니다.[5][6] 육지에서는 크로코딜로모프, 익룡, 공룡을 제외한 모든 아르코사우로모프가 멸종했습니다; 멸종된 그룹 중 일부는 이전에 에토사우루스, 피토사우루스, 라우이수키드와 같이 풍부했습니다. 남아있는 일부 비포유류의 랩시드와 많은 큰 분추류 양서류들도 쥐라기 이전에 멸종했습니다. 그러나 트라이아스기의 라에티아(최신) 단계의 육상 화석이 부족하기 때문에 Tr-J 경계와 육상 척추동물 사이의 연관성에 대해서는 여전히 많은 불확실성이 있습니다.[7] 상당히 훼손되지 않은 채 남아있던 것은 식물, 크로코딜로폼, 공룡, 익룡, 포유류였습니다;[8][9][10] 이것은 공룡, 익룡, 크로코딜로폼이 다음 1억 3천 5백만년 동안 지배적인 육지 동물이 될 수 있게 해주었습니다.[11][9]

이 시기의 해양 손실에 대한 통계적 분석은 다양성의 감소가 멸종의 증가보다는 종의 감소에 의해 더 많이 발생했음을 시사합니다.[12] 그럼에도 불구하고 식물 포자의 급격한 회전율과 산호초 군집의 붕괴는 트라이아스기-쥬라기 경계에서 생태학적 재앙이 발생했음을 나타냅니다.[13][14] 멸종에 대한 오래된 가설들은 점진적인 기후나 해수면 변화가 원인일 수도 있고,[15] 아마도 하나 이상의 소행성 충돌일 수도 있다고 제안했습니다.[16][17][18] 그러나 Tr-J 멸종의 원인에 대해 가장 잘 뒷받침되고 널리 인정받고 있는 이론은 지구 대기에 많은 양의 이산화탄소를 [20][21]배출하여 심각한 지구 온난화를 유발한 [19]CAMP(Central Atlantic Magmatic Province)의 화산 폭발 시작에 책임을 돌립니다.[22] 해양 산성화와 더불어.[23]

영향들

이 사건은 육지의 생태학적인 틈새를 비우고 공룡들이 쥐라기에 지배적인 역할을 할 수 있게 해주었습니다. 이 사건은 만 년도 안 되어 판게아가 분열하기 시작하기 직전에 일어났습니다. 튀빙겐(독일) 지역에서는 트라이아스기-쥬라기 뼈층이 발견될 수 있는데, 이는 이 경계의 특징입니다.[24]

해양 무척추동물

트라이아스기-쥬라기 멸종은 고생대 진화 동물군에서 현대 진화 동물군으로의 전환을 완료했는데,[25] 이 변화는 과달루피아 말기 멸종의[26] 여파로 시작되어 페름기-트라이아스기 멸종 사건(PTME) 이후 계속되었습니다.[27] 암모니테스는 트라이아스기-쥬라기 멸종의 영향을 많이 받았습니다. 트라이아스기에 가장 두드러진 암모나이트 그룹인 세라티단스는 노리안에서 그들의 다양성이 크게 감소한 후 라에티안이 말기에 멸종되었습니다. 암모니티나, 리토세라티나, 필로세라티나와 같은 다른 암모니타이트 그룹은 쥐라기 초기부터 다양해졌습니다. 이매패류는 라에티안 초기와 중기에 높은 멸종률을 경험했습니다.[7] 릴리푸트 효과는 메갈로돈티드 이매패류에 영향을 미쳤고,[28] 파일쉘 이매패류는 대멸종 사건으로 인해 릴리푸트 효과의 반대인 브로딩나그 효과를 경험했습니다.[29] 대멸종 기간 동안 이매패 국제주의 사건의 일부 증거가 있습니다.[30] 복족류의 다양성은 트라이아스기-쥬라기 경계에서 거의 영향을 받지 않았지만 복족류는 TJME가 시작되는 동안 노리안 후기와 라에티안 후기에 걸쳐 점차 수많은 손실을 겪었습니다.[31] 방사성동식물 사이의 멸종률이 크게 증가했지만 플랑크톤 다양성은 트라이아스기-쥬라기 경계에서 비교적 경미한 영향을 받았습니다.[32] 브라키오포드는 트라이아스기 말에 다양성이 감소한 후 시네무리아와 플리엔스바흐에서 다시 다양해졌습니다.[33] 원추동물은 트라이아스기 말에 완전히 멸종한 것처럼 보입니다.[7] 산호 속의 약 96%가 사라졌고, 특히 통합된 산호가 파괴되었습니다.[34] 산호는 트라이아스기 말에 최북단에 도달한 것을 제외하고는 사실상 테티스 대양에서 사라졌고,[35] 이로 인해 초기 헤탕기의 "산호 격차"가 발생했습니다.[36] CAMP 분출에 의해 대기에 공급된 CO로2 인한 해양 산성화로 인해 암초 군집이 붕괴되었다는 좋은 증거가 있습니다.[37][38]

대부분의 증거는 대멸종으로부터 비교적 빠른 회복을 가리키고 있습니다. 저서 생태계는 PTME 이후보다 TJME 이후에 훨씬 더 빠르게 회복되었습니다.[39] 영국 초기 쥐라기의 저서 해양 환경은 초기 쥐라기 동안 수많은 무산소 상태로 재발했음에도 불구하고 대멸종이 끝난 후 거의 즉시 시작된 비교적 빠른 회복을 보여줍니다.[40] 뇌켄 분지에서는 초기 헤탄기안에서 회복이 시작되어 후기 헤탄기안에서 새로운 생물다양성 균형이 형성될 때까지 지속되었습니다.[41] 또한 반복되는 무산소 에피소드에도 불구하고, 멸종 사건 직후에 큰 이매패류가 다시 나타나기 시작했습니다.[42] CAMP의 항공적으로 광범위한 현무암의 풍화로 인해 바다로 실리카가 엄청나게 유입된 덕분에 규질 해면이 즉각적인 여파 간격을 지배했습니다.[43][44] 그러나 일부 분기군은 다른 분기군보다 더 천천히 회복되었으며, 이는 초기 헤탄기안에서 산호와 그들의 실종으로 대표됩니다.[36]

해양척추동물

코노돈트는 트라이아스기 말에 멸종한 주요 척추동물 그룹이었습니다.

물고기는 트라이아스기 말에 대멸종을 겪지 않았습니다. 일반적으로 후기 트라이아스기는 중기 트라이아스기에 진화적 폭발 이후 방선동물의 다양성이 점차적으로 감소하는 것을 경험했습니다. 해수면이 떨어지거나 카르니안 대규모 사건 때문이었을 수도 있지만, 대신 중간 트라이아스기 물고기가 후기 트라이아스기 물고기보다 더 광범위하게 연구되었다는 점을 고려하면 샘플링 편향의 결과일 수도 있습니다.[45] 명백한 다양성의 감소에도 불구하고, (대부분의 현대 경골 어류를 포함하는) 신열매류는 더 적은 "원초적" 악티노프테리기류를 겪었고, 이는 현대 어류 그룹이 이전 그룹을 대체하기 시작한 생물학적 전환을 나타냅니다.[7] 고생대와 트라이아스기에 걸쳐 두드러진 지표 화석이었던 코노돈트는 다양성의 감소에 따라 마침내 T-J 경계에서 멸종되었습니다.[7]

물고기와 마찬가지로 해양 파충류도 트라이아스기 중기와 쥐라기 중기 사이에 다양성의 상당한 감소를 경험했습니다. 그러나 트라이아스기-쥬라기 경계에서 그들의 멸종률은 높아지지 않았습니다. 중생대 해양 파충류가 경험한 가장 높은 멸종률은 실제로 트라이아스기 중기 말에 해당하는 라디니아기 말에 발생했습니다. 트라이아스기-쥬라기 경계 또는 조금 전에 멸종된 유일한 해양 파충류 과는 플라코돈트(플라코돈트의 마지막 과)와 샤스타사우루스류, 쇼니사우루스류와 같은 거대한 어룡이었습니다.[46] 그럼에도 불구하고, 일부 저자들은 트라이아스기 말이 그들이 가지고 있던 해부학적 다양성과 불균형의 수준을 결코 되찾지 못한 어룡들에게 유전적인 "병목"으로 작용했다고 주장했습니다.[47]

육상척추동물

카피토사우루스(이 마스토돈사우루스와 같은)는 T-J 경계에서 멸종된 주요 양서류 그룹에 속했지만, 많은 양서류 그룹들이 더 일찍 멸종했을 수도 있습니다.

트라이아스기 후기 멸종의 초기 증거 중 하나는 양서류, 파충류 및 시냅스와 같은 육상 사지동물의 주요 회전율이었습니다. 에드윈 H. 콜버트(Edwin H. Colbert)는 트라이아스기-쥬라기와 백악기-팔레기의 경계 사이에서 멸종 시스템과 적응 사이의 유사점을 도출했습니다. 그는 공룡, 레피도사우루스(리자드와 그들의 동족), 크로코딜리폼(크로코딜리폼과 그들의 동족)이 쥐라기 시작에 의해 멸종된 더 오래된 양서류 및 파충류 집단의 틈새를 어떻게 메웠는지를 인식했습니다.[15] 올슨(Olsen, 1987)은 북아메리카 동부의 뉴어크 슈퍼 그룹의 동물 변화에 대한 연구를 바탕으로 트라이아스기 말에 모든 육상 네발동물의 42%가 멸종했다고 추정했습니다.[17] 더 현대적인 연구들은 트라이아스기 말에 트라이아스기 네발동물의 회전율이 갑작스럽게 나타났는지, 아니면 오히려 더 점진적인지에 대해 논의했습니다.[7]

트라이아스기 동안, 양서류는 주로 크고 악어와 같은 Temnospondyli 목의 구성원들에 의해 대표되었습니다. 트라이아스기에 가장 초기의 양서류 (개구리와 도롱뇽과 같은 현대의 양서류)가 나타났지만, 그들은 트라이아스기와 쥬라기 경계를 지나 다양성이 감소하는 동안 쥬라기에서 더 흔해졌습니다.[17] 분추류의 감소가 담수 생태계에 충격을 주었지만, 일부 저자들이 제안한 것처럼 갑작스럽지는 않았을 것입니다. 예를 들어, 브라키오포이드는 1990년대에 새로운 발견에 의하면 백악기까지 생존했다고 합니다. 몇 개의 분추류 그룹들은 일찍이 풍부했음에도 불구하고 트라이아스기 말에 멸종되었습니다. 그러나 그들의 멸종이 트라이아스기 말에 얼마나 근접했는지는 확실하지 않습니다. 마지막으로 알려진 메토포사우루스과("Apachesaurus")는 레돈다 지층의 것으로, 초기 라에티안이나 후기 노리안이었을 것입니다. 마지막으로 알려진 플라기오사우루스류인 Gerrothorax는 아마도(확실하지는 않지만) 라에티아 시대의 암석에서 발견되었고, 카피토사우루스 상완골은 2018년 라에티아 시대의 퇴적물에서 발견되었습니다. 따라서, 대부분의 다른 분추류들은 이미 멸종된 반면, 플라기오사우루스류와 카피토사우루스류는 트라이아스기 말에 멸종의 희생자였을 가능성이 높습니다.[48]

트라이아스기 말 파충류 멸종은 잘 알려져 있지 않지만, (이 레돈다사우루스와 같은) 피토사우루스는 라에티아 말에 이르러 풍부한 상태에서 멸종되었습니다.

육상 파충류 동물원은 트라이아스기 동안 아르코사우로모프, 특히 파이토사우루스와 슈도수키아(현생 악어로 이어지는 파충류 계통)의 구성원들에 의해 지배되었습니다. 쥐라기 초기와 그 이후로 공룡과 익룡은 가장 흔한 육지 파충류가 된 반면, 작은 파충류는 대부분 레피도사우로모프(도마뱀이나 투아타라 동족)로 대표됩니다. 유사류 중에서 작은 크로코딜로폼만 트라이아스기 말까지 멸종하지 않았으며, 지배적인 초식 하위 그룹(에토사우루스와 같은)과 육식 하위 그룹(라우이수키드)이 모두 멸종했습니다.[17] 트라이아스기 후기의 다른 흔한 파충류였던 피토사우루스, 드레파노사우루스, 삼엽충류, 타니스스트로피드, 프로콜로폰류도 쥐라기가 시작되면서 멸종했습니다. 그러나 트라이아스기의 마지막 단계(라에티안)와 쥬라기의 첫 단계(헤탄지안)는 각각 큰 육지 동물에 대한 기록이 거의 없기 때문에 이 다른 육지 파충류 그룹의 멸종을 정확히 집어내기는 어렵습니다. 일부 고생물학자들은 트라이아스기-쥬라기 경계에서 피토사우루스와 프로콜로포니드만 멸종된 것으로 간주했고, 다른 그룹들은 더 일찍 멸종되었습니다.[7] 그러나 라에티안의 영국 균열 퇴적물에 따르면 다른 많은 그룹이 경계까지 생존했을 가능성이 있습니다. 아에토사우루스, 쿠에네오사우루스과, 드레파노사우루스, 코돈토사우루스과, 살토포수키드(테레스트리수쿠스와 같은), 삼엽충, 그리고 다양한 비크로코딜로모프 슈도수키안은 트라이아스기-쥬라기 경계에서 멸종했을 수도 있는 해태 파충류의 예입니다.[49][50][51]

육상식물

멸종 사건은 꽃의 회전율을 나타내기도 하며, 라에티아의 멸종 전 식물의 손실 비율은 17%에서 73%[52]에 이릅니다. Triasic-Jurassic 경계에서 포자 전환이 관찰되지만 이러한 전환의 갑작스러운 정도와 경계 전후에 주어진 포자 유형의 상대적 존재비는 한 지역마다 매우 다양하여 식물의 대량 멸종보다는 전 지구적인 생태학적 구조 조정을 나타냅니다.[8] 전반적으로, 식물은 멸종의 결과로 전 세계적인 규모에서 작은 다양성 손실을 입었지만, 종 전환율이 높았고 분류군 간의 상대적 존재비와 성장 분포 측면에서 상당한 변화가 발생했습니다.[53] 중앙 유럽의 증거는 적응 방사선이 뒤따르는 급격하고 매우 빠른 감소보다는 멸종 사건의 과정에서 여러 중간 단계를 가진 화석 식물과 포자 모두에서 점진적인 회전율이 관찰된다는 것을 시사합니다.[54] 식물 종의 멸종은 CAMP 화산 활동의 결과로 대기 중 이산화탄소가 증가한 것으로 의심되는 것에 의해 부분적으로 설명될 수 있으며, 이는 광합성 가소성이 낮은 종들 사이에서 광 억제와 감소된 증산 수준을 만들었을 것입니다. Tr-J 경계를 넘어 거의 멸종되지 않은 넓은 잎을 가진 은행나무와 같은.[55]

양치식물과 해부된 잎을 가진 다른 종들은 멸종 사건의 대기 조건에 더 잘 적응하는 [56]것을 보여주었고, 어떤 경우에는 경계를 넘어 쥐라기로 증식할 수 있었습니다.[55] 북중국의 지위안 분지에서 Classopolis 함량은 온난화, 건조, 산불 활동, 등방성 경질 탄소의 농축 및 꽃 다양성의 전반적인 감소와 일치하여 급격히 증가했습니다.[57] 쓰촨 분지에서는 트라이아스기-쥬라기 전환기 동안 라에티안 후기의 비교적 시원한 혼합 숲이 덥고 건조한 양치식물로 대체되었으며, 이는 나중에 헤탄지안과 시네무리아의 카이로레피드가 지배하는 식물군으로 자리를 내주었습니다.[58] 높은 수준의 건조에 내성이 있는 중국의 양치식물의 존재비는 트라이아스기-쥬라기 경계에서 크게 증가했지만, 습하고 습한 환경에 더 잘 적응하는 양치식물은 감소하여 식물이 완전한 대멸종은 아니지만 주요 환경 스트레스를 경험했음을 나타냅니다.[59] 그러나 일부 지역에서는 큰 꽃 멸종이 일어났으며, 일부 연구자들은 이를 근거로 큰 꽃 대멸종이 없다는 가설에 이의를 제기했습니다. 미국 동부 해안의 뉴어크 수퍼 그룹에서는 다양한 모노액세스 및 바이액세스 꽃가루 집합체의 약 60%가 Tr-J 경계에서 사라지며 식물 속의 주요 멸종을 나타냅니다. 초기 [60]쥐라기 꽃가루 집합체는 멸종으로 남겨진 빈 틈새를 이용한 새로운 속인 코롤리나에 의해 지배되고 있습니다. 유럽 에피콘티넨탈 해의 가장자리와 테티스의 유럽 해안을 따라 해안과 해안 근처의 메리스들이 급격한 해수면 상승의 피해를 입었습니다. 이 메이어들은 해수면이 갑자기 하강한 후에 선구적인 기회주의적 식물군으로 대체되었지만, 전성기는 짧았고 상승한 직후에 멸종했습니다.[61] 북부 석회질 알프스의 아이베르크 분지에서는 매우 빠른 팔리노모프 회전율이 있었습니다.[62] 다배체는 침엽수 종의 멸종 위험을 완화시키는 중요한 요인이었을 수 있습니다.[63]

가능한 원인

점진적 기후변화

트라이아스기 후기에 점진적인 기후 변화, 해수면 변동 또는 해양 산성화의 펄스가 티핑 포인트에 도달했을 수 있습니다. 그러나 그러한 과정이 트라이아스기 동식물군에 미치는 영향은 잘 알려져 있지 않습니다.

트라이아스기 말기의 멸종은 처음에는 점차 변화하는 환경에 기인합니다. 1958년 트라이아스기와 쥬라기 사이의 생물학적 회전율을 인정하는 그의 연구에서 에드윈 H. 콜버트의 제안은 이 멸종이 육지 생물군집의 다양성을 감소시키는 지질학적 과정의 결과라는 것이었습니다. 그는 트라이아스기를 우뚝 솟은 고지부터 건조한 사막, 열대 소택지에 이르기까지 다양한 환경을 경험하는 세계의 시대로 여겼습니다. 대조적으로, 쥐라기는 얕은 바다에 의한 여행으로 인해 기후와 고도 모두에서 훨씬 더 균일했습니다.[15]

이후 연구에서는 트라이아스기 말에 건조가 증가하는 경향이 뚜렷하다고 언급했습니다. 그린란드와 호주와 같은 고위도 지역은 실제로 더 습해졌지만, 대부분의 세계는 지질학적 증거에 의해 나타난 것처럼 더 급격한 기후 변화를 경험했습니다. 이 증거는 (건조 기후에서 가장 많이 발생하는) 탄산염과 증발산 퇴적물의 증가와 (주로 석탄 숲과 같은 습한 환경에서 형성되는) 석탄 퇴적물의 감소를 포함합니다.[7] 게다가, 기후는 훨씬 더 계절적이 되었고, 장기간의 가뭄이 극심한 몬순에 의해 중단되었을 수 있습니다.[64] 이 시기에 세계도 점차 따뜻해졌습니다. 노리안 후기부터 라에티안 시대까지 연평균 기온이 7~9도 상승했습니다.[65] 오스트리아의 호찰름 유적지는 트라이아스기-쥬라기 경계 이전의 라에티안 기간 동안 탄소 순환 교란의 증거를 보존하고 있어 잠재적으로 생태 위기에 영향을 미칠 수 있습니다.[66]

해수면 하강

유럽의 지질학적 형성은 트라이아스기 후기에 해수면이 하락한 후 쥐라기 초기에 상승했음을 나타내는 것으로 보입니다. 해수면 하락이 때때로 해양 멸종의 주범으로 여겨져 왔지만, 지질학적 역사에서 많은 해수면 하락이 멸종 증가와 관련이 없기 때문에 증거는 결정적이지 않습니다. 그러나, 해양 생물이 해수면 하락과 관련된 2차 과정, 예를 들어 산소화의 감소, 또는 산성화의 증가에 의해 영향을 받았다는 일부 증거는 여전히 존재합니다. 이러한 과정은 전 세계적이지 않은 것으로 보이며, 전 세계적인 것이 아니라 지역적인 것으로 믿어지는 유럽 퇴적물에서 해수면 하강이 관찰되었지만 유럽 해양 동물군의 지역 멸종을 설명할 수 있습니다.[67][7] 당시 판탈라사의 북동쪽 가장자리였던 브리티시컬럼비아주 북동부 윌리스톤 호수의 최근 트라이아스기 기록에서 뚜렷한 해수면은 에피파우날은 아니지만 이매패류의 멸종 사건을 초래했습니다.[68]

외계 영향

후기 트라이아스기의 충격으로 형성된 거대한 분화구인 퀘벡의 마니쿠아간 저수지. 방사성 연대 측정 결과 이 별이 트라이아스기-쥬라기 경계보다 약 1,300만 년 더 오래된 것으로 밝혀졌으며, 따라서 대멸종 가능성은 거의 없는 것으로 나타났습니다.

일부는 행성이나 혜성의 충격이 트라이아스기-쥬라기 멸종을 일으켰다는 가설을 세웠는데,[60] 이는 멕시코의 칙술루브 분화구에서 입증된 바와 같이 약 6600만 년 전 백악기-팔레기 멸종의 주요 요인이었던 외계 물체와 유사합니다. 그러나 아직까지 트라이아스기-쥬라기 경계와 정확히 일치하는 충분한 크기의 충돌 분화구는 발견되지 않았습니다.

그럼에도 불구하고 트라이아스기 후기는 중생대에서 두 번째로 큰 영향을 포함하여 여러 영향을 경험했습니다. 퀘벡의 마니쿠아간 저수지는 지구에서 가장 눈에 띄는 대형 충돌 분화구 중 하나이며, 직경 100km(62마일)로 시베리아의 에오세 포피가이 충돌 구조와 연결되어 지구에서 네 번째로 큰 충돌 분화구입니다. 올슨(Olsen) 등(1987)은 당시 대략 트라이아스기 후기로 여겨졌던 나이를 들어 마니쿠아간 분화구를 트라이아스기-쥬라기 멸종과 연결시킨 최초의 과학자였습니다.[17] Hodech & Dunning (1992)의 보다 정확한 방사성 연대 측정은 마니쿠아간 충돌이 트라이아스기-쥬라기 경계보다 약 1,300만 년 전인 약 2억 1,400만 년 전에 일어났다는 것을 보여주었습니다. 그러므로, 그것은 정확히 트라이아스기와 쥬라기의 경계에서 멸종의 원인이 될 수 없었습니다.[16] 그럼에도 불구하고, 마니쿠아간의 충격은 지구에 광범위한 영향을 미쳤습니다. 2억 1천 4백만 년 된 충격을 받은 석영의 분출 담요가 영국과[69] 일본까지 멀리 떨어진 암석층에서 발견되었습니다. 비록 이 경계의 논쟁적인 나이(그리고 처음에 실제로 멸종이 발생했는지의 여부)로 인해 그 영향과 멸종의 연관성을 찾기는 어렵지만,[16] 마니쿠아간 충돌이 트라이아스기 후기 카르니안-노르안 경계의 중간 중간에 작은 멸종의 원인이 되었을 가능성은 여전히 있습니다.[69] Onoue et al. (2016)은 대안적으로 마니쿠아간 충돌이 방사상, 해면, 코노돈트 및 트라이아스기 암모노이드에 영향을 미치는 노리안 중간의 해양 멸종에 책임이 있다고 제안했습니다. 따라서, 마니쿠아간 영향은 트라이아스기-쥬라기 경계에서 멸종으로 절정에 이른 후기 두 그룹의 점진적인 감소에 부분적으로 책임이 있을 수 있습니다.[70] 네발동물과 식물의 멸종과 동물 변화를 포함하는 아다만과 레뷰엘티아 육상 척추동물 동물군 사이의 경계 또한 마니쿠아간의 영향으로 인해 발생했을 수 있지만 자기 연대와 동위원소 연대 사이의 불일치로 인해 약간의 불확실성이 있습니다.[71]

다른 트라이아스기 분화구들은 트라이아스기-쥬라기 경계에 더 가깝지만 또한 매니쿠아간 저수지보다 훨씬 작습니다. 프랑스에서 침식된 Rochouart 영향 구조는 가장 최근에 201±2백만 년 전으로 거슬러 올라가지만,[72] 가로 25km(16마일)(원래 가로 50km(30마일)까지)에서는 너무 작아서 생태계에 영향을 미치지 못한 것으로 보입니다.[73] 비록 그것이 노리안-라에티안 경계에서 일어난 훨씬 더 작은 멸종 사건의 역할을 했다고 추측되고 있지만요.[74] 매니토바주에 있는 40km(25마일) 너비의 세인트 마틴 분화구는 TJME를 유발할 수 있는 영향을 미칠 수 있는 후보로 제안되었지만 그 이후로 카르니안으로 날짜가 지정되었습니다.[75] 다른 트라이아스기의 분화구로 추정되거나 확인된 분화구로는 러시아 동부의 80km(50마일) 폭의 푸체즈-카툰키 분화구, 우크라이나의 15km(9마일) 폭의 오볼론 분화구, 노스다코타의 9km(6마일) 폭의 레드윙 크릭 구조물이 있습니다. Spray et al. (1998)은 흥미로운 현상에 주목했는데, 그것은 Manicouagan, Rochouart, Saint Martin 분화구가 모두 같은 위도에 있는 것처럼 보이고, Obolon' 분화구와 Red Wing 분화구가 각각 Rochouart 분화구와 Saint Martin 분화구와 평행한 호를 형성한다는 것입니다. 스프레이와 그의 동료들은 트라이아스기가 여러 곳에서 동시에 부서져 지구에 영향을 미치는 거대한 파편화된 소행성 또는 혜성인 "다중 충돌 사건"을 경험했다고 가정했습니다.[18] 그러한 영향은 1992년 슈메이커-레비 9 혜성이 해체되어 목성을 강타한 현재에도 관측되고 있습니다. 그러나 트라이아스기 충돌 분화구에 대한 "여러 충돌 사건" 가설은 잘 뒷받침되지 않았습니다. 켄트(1998)는 마니쿠아간 분화구와 로슈쿠아르트 분화구가 서로 다른 자기 극성의 시대에 형성되었으며 [76]개별 분화구의 방사선 연대 측정 결과 충돌이 수백만 년 간격으로 발생했음을 보여주었습니다.[7]

충격을 받은 석영은 이탈리아의 노던 아펜니노의 라에티안 퇴적물에서 발견되어 트라이아스기 말의 외계 충돌의 가능성을 보여줍니다.[77] 트라이아스기-쥬라기 경계 자체에서는 아니지만 후기 라에티안에서 볼라이드 충격을 나타내는 특정 미량 금속이 발견되었습니다. 이러한 미량 금속 이상 현상의 발견자들은 이러한 볼라이드 충격이 TJME의 간접적인 원인일 수 밖에 없었다고 주장합니다.[78] TJME와 관련된 탄소 동위원소 변동과 2~4m 두께의 지진계 발견은 이러한 지진계와 어떤 영향 사건 사이의 확실한 연관성은 발견되지 않았지만, 대담한 영향 가능성의 증거로 해석되었습니다.[79]

한편, 많은 연구자들은 TJME를 특징짓는 동위원소 섭동과 백악기 말기 대멸종을 특징짓는 동위원소 섭동 사이의 차이로 인해 외계 충돌이 TJME의 원인이었을 가능성이 매우 낮다고 말합니다.[80] TJME 동안 퇴적된 암석의 팔라듐/이리듐, 백금/이리듐, 백금/로듐을 포함한 다양한 미량 금속 비율은 외계 충돌 시나리오에서 예상되는 것과 매우 다른 수치를 가지고 있어 이 가설에 대한 추가 증거를 제공합니다.[81]

중앙대서양 마그마 주

트라이아스기-쥬라기 경계에서 CAMP 화산의 최대 범위

TJME에 대한 가장 선도적이고 가장 잘 입증된 설명은 특히 CAMP([82][83][84]Central Atlantic Magmatic Province)에서 발생한 대규모 화산 폭발이며, 이는 면적별로 알려진 가장 큰 화성성 지방이며,[85][86][87][88] 가장 부피가 큰 지역 중 하나이며 홍수 현무암이 북서 아프리카 남서부 유럽의 일부에 걸쳐 확장되어 있습니다.[89] 남아메리카 북동부와 북아메리카 남동부.[90][91][92][93][94] CAMP 활동과 TJME의 일치와 동기는 우라늄-납 연대 측정,[95][96] 아르곤-아르곤 연대 측정 및 [92][88]고자기로 표시됩니다.[97] 트라이아스기 후기와 쥐라기 초기의 경계 근처의 화석 토양과 해양 퇴적물의 동위원소 구성은 큰 부정적인 δC 여행과 관련이 있습니다. 잎 왁스와 리그닌에서 유래한 탄화수소(n-알칸)의 탄소 동위원소와 북미 동부의 CAMP와 함께 포함된 호수 퇴적물의 두 부분에서 추출된 총 유기 탄소는 대부분 해양 세인트루이스에서 발견되는 것과 유사한 탄소 동위원소 이동을 보여주었습니다. 영국 서머셋의 Audri's Bay 섹션; 상관관계에 따르면 트라이아스기 말 멸종 사건은 해양 및 육상 환경에서 동시에 시작되었으며, 이는 북아메리카 동부에서 가장 오래된 현무암보다 약간 앞서지만 모로코에서 가장 오래된 흐름이 폭발하면서 동시에 시작되었음을 시사합니다(Denen et al., 2010에서도 제안). 중요한 이산화탄소2 온실과 해양 생물 석회화 위기가 동시에 발생했습니다.[19] 동시기의 CAMP 분출, 대멸종, 탄소 동위원소 분출이 같은 곳에서 나타나 대멸종의 화산성 원인이 됩니다.[101][102][103] 관찰된 음의 탄소 동위 원소 여행은 서부 판게아의 극심한 건조로 인해 그곳의 풍화와 침식이 제한되기 때문에 당시 판탈라사 동부에 해당하는 일부 지역에서 더 낮습니다.[104] CAMP 화산 활동과 관련된 부정적인 CIE는 약 20,000년에서 40,000년 동안 지속되었으며,[105] 비록 탄소 순환이 너무 방해를 받아 시네무리아기까지 안정화되지는 않았지만 지구의 축방향 세차 주기의 약 1~2회 동안 지속되었습니다.[106] 세계 여러 지역의 퇴적물에서 발생한 수은 이상 현상은 [107][108]다양한 백금족 원소에서 발생한 이상 현상과 마찬가지로 화산 원인 가설에 더욱 힘을 실어주었습니다.[81] 니켈 농축은 또한 가벼운 탄소 농축과 함께 트라이아스기-쥬라기 경계에서 관찰되어 대규모 화산 활동에 대한 더 많은 증거를 제공합니다.[109]

일부 과학자들은 트라이아스기-쥬라기 경계를 기록하는 북미 동부 암석의 한 부분인 뉴어크 슈퍼그룹이 화산재 낙하 지평선을 포함하지 않고 가장 오래된 현무암 흐름이 전환 지역의 약 10m 위에 있는 것으로 추정되었기 때문에 화산 폭발 이론을 처음에 거부했습니다.[110] 그러나 업데이트된 연대 측정 프로토콜과 광범위한 샘플링을 통해 CAMP 분출은 노바스코샤와 뉴저지에서 시작되기 전인 [96]멸종 몇천 년 전에 모로코에서 시작되었으며 [111][112][113]이후 60만 년 동안 몇 번의 펄스로 계속되었음을 확인했습니다.[96] 화산 지구 온난화는 또 일부 추정치에서 배출되는 이산화탄소의 양이 250ppm 정도에 불과해 대멸종을 일으키기에는 충분하지 않다는 점을 발견했기 때문에 설명이라는 비판을 받기도 했습니다.[114] 또한 일부 지역에서는 탄소 동위원소 비율의 변화가 1차적인 환경 변화가 아니라 진단에 기인한 것으로 보고 있습니다.[115]

지구온난화

CAMP의 홍수 현무암은 강력한 지구 온난화를 일으키는 강력한 온실가스인 [116]거대한 양의 이산화탄소를 방출했습니다.[20] 트라이아스기 말 멸종 전에는 나비목의 기공 지수로 측정했을 때 이산화탄소 수치가 1,000ppm 정도였지만 멸종 사건 초기에는 이 양이 1,300ppm까지 뛰었습니다.[117] TJME 동안 이산화탄소 농도는 4배 증가했습니다.[118] CAMP 탈가스의 기록은 마그마티스의 각 주요 펄스 직후에 이산화탄소의 몇 가지 별개의 펄스를 보여주며, 그 중 적어도 두 개는 대기 CO의2 두 배에 해당합니다.[119] 이산화탄소는 지구 역사의 다른 시기에 비해 빠르게 그리고 엄청난 양으로 배출되었습니다. 이산화탄소 배출 속도는 지구 역사상 이산화탄소 수치가 가장 급격하게 상승한 시기 중 하나였습니다.[21] 거대한 화성의 화산 펄스 하나가 21세기 동안 예상된 인위적 이산화탄소 배출량과 거의 동일한 양의 이산화탄소를 방출했을 것으로 추정됩니다.[120] 또한, 범람한 현무암이 유기물이 풍부한 퇴적물을 통해 침입하여 [121][122]연소시켰으며, 이로 인해 휘발성 물질이 탈가스되어 기후의 화산 온난화를 더욱 강화시켰습니다.[123] 탄소가 풍부한 퇴적물의 이러한 접촉 변성을 통한 열생성 탄소 방출은 트라이아스기 말기의 음의 탄소 동위원소 이동의 크기에 대한 일관된 설명을 제공하는 합리적인 가설로 밝혀졌습니다.[124] 지구 기온이 3~4도 가량 급격하게 상승했습니다.[22] 일부 지역에서는 기온 상승폭이 10℃까지 컸습니다.[125]

온난화로 인한 긍정적인 피드백으로 가스 하이드레이트의 치명적인 해리는, 사상 최대의 대량 멸종인 PTME의 한 가지 가능한 원인으로 제시되어 [126]온실 상태를 악화시켰을 수 있습니다.[127][128] 다른 사람들은 메탄 하이드레이트 방출이 TJME와 일시적으로 일치하지 않았으므로 그 원인이 아니라고 제안합니다.[129][130]

지구냉각

이산화탄소로 인한 장기간의 지구 온난화 이외에도 CAMP 화산 활동은 이산화황 에어로졸 배출로 인한 단기 냉각 효과가 더 짧았습니다.[131][132][96] 2022년 연구에 따르면 위도가 높은 지역은 온화한 빙하의 증거와 함께 더 추운 기후를 가지고 있었습니다. 저자들은 대기를 흐리게 하는 화산 분출물에 의해 유도된 한랭기(빙하기)는 단열로 인해 공룡, 익룡, 포유류가 큰 유사동물보다 이러한 조건을 견딜 수 있는 능력이 있는 흡열 동물을 선호했을 수 있다고 제안합니다.[133]

금속중독

CAMP 화산 활동으로 엄청난 양의 독성 수은이 방출되었습니다. TJME 동안 화석 포자에서 다양한 중증도의 돌연변이 유발 비율이 높게 나타나는 것은 수은 이상과 일치하므로 연구자들은 수은 중독으로 인해 발생한 것으로 믿고 있습니다.[134]

산불

더 습한 기후의 결과로, 격렬하고 급격한 온난화가 폭풍우와 번개 활동을 증가시킨 것으로 추정됩니다. 번개 활동의 증가는 차례로 산불 활동의 증가의 원인으로 연루되어 있습니다.[135] 트라이아스기-쥬라기 경계에 걸쳐 있는 폴란드 퇴적 시설에서 숯 조각의 결합된 존재와 열분해성 다환 방향족 탄화수소의 높은 수준은 트라이아스기-쥬라기 전환 직후 초기 쥬라기 동안 산불이 매우 흔했음을 나타냅니다.[136] 잦은 산불은 CAMP 배치로 인한 지진 활동 증가와 함께 종말론적인 토양 황폐화로 이어졌습니다.[137]

해양 산성화

이러한 기후적 영향 외에도 화산 생성 탄소와 이산화황의 해양 흡수는 해양 산성화로 알려진 해수 pH를 크게 감소시켰을 것이며, 이는 해양 멸종의 관련 동인으로 논의됩니다.[23][138][139] 멸종 메커니즘으로서 해양 산성화에 대한 증거는 아라곤 골격이 두껍고 생물 석회화의 생물학적 통제가 거의 없는 해양 유기체의 우선적인 멸종에서 비롯되며,[138] 이로 인해 산호초가[37][38] 붕괴되고 초기 헤탕기안 "산호 격차"가 발생했습니다.[36] pH가 현저하게 떨어지는 일반적인 징후인 기형 석회질 나노플랭크톤의 광범위한 화석 유적도 트라이아스기-쥬라기 경계에서 광범위하게 보고되었습니다.[140] 트라이아스기-쥬라기 경계에서 탄산염 침착의 전 지구적 중단은 치명적인 해양 산성화에 대한 추가 증거로 인용되었습니다.[141][23] 얕은 해저에서 아라곤 팬이 위쪽으로 발달하는 것은 pH 감소를 반영할 수도 있으며, 이러한 구조는 산성화와 동시에 침전된 것으로 추측됩니다.[142] 일부 연구된 섹션에서 TJME 생물 석회화 위기는 해양 회귀에 의해 유도된 탄산염 플랫폼의 출현으로 가려집니다.[143]

아녹시아

아녹시아는 멸종의 또 다른 메커니즘이었습니다; 트라이아스기 말 멸종은 검은 셰일 퇴적물의 증가와 뚜렷한 음의 δU 여행과 공진하여 해양 산소 가용성이 크게 감소했음을 나타냅니다. 이소레니에라탄 농도 증가는 물 대신 황화수소를 사용하여 광합성을 하는 녹색 황 박테리아의 개체수가 트라이아스기-쥬라기 경계를 넘어 크게 증가했음을 보여줍니다; 이러한 연구 결과는 euxinia가 용해된 산소가 없을 뿐만 아니라 바다에서도 발달된 고농도의 황화수소로 정의되는 무산소의 한 형태.[145][146] 환원된 유황 종에서 양의 유황 동위원소 비율로 유성적인 변화는 유황 환원 박테리아에 의한 유황의 완전한 활용을 의미합니다.[147] 전 세계 바다를 가로지르는 트라이아스기-쥬라기 경계에서 무산소의 증거가 발견되었습니다; 서부 테티스, 동부 테티스, 판탈라사 모두 해수 산소의 급격한 감소에 의해 영향을 받았지만,[148] 몇몇 지역에서는 TJME가 완전히 산소화된 물과 관련이 있었습니다.[149] 긍정적인 δN 여행은 또한 TJME의 여파로 해양 퇴적물의 탈질 증가와 함께 무산소증의 증거로 해석되었습니다.

북동부 판탈라사에서는 TJME 이전에 이미 아녹시아와 외시니아가 발생하여 주요 위기가 시작되기 전부터 해양 생태계가 불안정했습니다.[151] 판탈라사 동부의 이러한 환경 악화의 초기 단계는 CAMP 활동의 초기 단계에 의해 야기되었을 수 있습니다.[152] TJME 이전 약 100만 년 동안 지금의 일본 연안의 서부 판탈라사에도 무산소, 환원성 조건이 존재했습니다.[153] TJME 동안 급격한 온난화와 대륙별 풍화의 증가는 많은 해양 지역에서 해양 순환의 정체와 해수의 탈산소화를 초래했습니다. 해양 산성화와 관련하여 치명적인 해양 환경 영향을 초래하며,[154] 이는 유기물 호흡과 이산화탄소 방출을 통해 광범위한 광구 에우시니아에 의해 강화 및 악화되었습니다.[155] Wrangelia Terrane의 해안에서, 포토존 euxinia의 시작은 제한된 질소 가용성과 지표수에서의 증가된 질소 고정의 간격에 앞서 있었고 euxinia는 바닥수에서 발달했습니다.[156] 지금의 북서부 유럽에서는 얕은 바다가 염분이 층화되어 무산소가 쉽게 발달할 수 있었습니다.[140] 감소된 염도는 육상 유기물의 유입 증가와 함께 Eiberg 분지에 무산소증을 일으켰습니다.[157] 헤탕기 시대에 무산소가 지속된 것은 멸종의 여파로 해양 생물의 회복을 지연시키는 데 도움이 되었을 수 있으며,[144][158] 재발된 황화수소 중독은 생물 재다양화에 동일한 지연 효과를 미쳤을 가능성이 있습니다.[159][145]

오존층 파괴

페름기-트라이아스 대멸종 기간 동안 오존 보호막 악화의 역할에 대한 연구는 TJME에도 한 요인이 되었을 수 있음을 시사했습니다.[160][161] 분리되지 않은 Krausselisporite reissingerii의 테트라드의 풍부함이 급증한 것은 화산 에어로졸에 의한 오존층 손상으로 인한 자외선 복사 플럭스 증가의 증거로 해석되었습니다.[162]

현재 기후변화와의 비교

CAMP 화산 활동의 펄스로 인한 수세기에 걸친 탄소 배출과 지구 온난화의 매우 빠른 시간대는 트라이아스기-쥬라기 대멸종과 인위적인 지구 온난화 사이의 비교를 이끌어냈고, 현재 홀로세 멸종의 원인이 되고 있습니다.[20] 현재 이산화탄소 배출 속도는 연간 약 50기가톤으로, 최근 트라이아스기 때보다 수백 배 더 빠릅니다. CAMP 화산 활동의 극도로 상세한 지층 분해능과 펄스 특성이 없다는 것은 산업 혁명 이후 인간이 온난화 가스를 방출하는 것과 비슷한 시기에 온실 가스 배출의 개별 펄스가 발생했을 가능성이 있음을 의미합니다.[21] CAMP 화산의 첫 번째 펄스의 탈가스율은 현대의 인위적인 배출 비율의 절반 정도였던 것으로 추정됩니다.[20] TJME와 그 영향을 연구하는 고생물학자들은 기후 변화를 늦추기 위해 인류의 이산화탄소 배출량을 크게 줄이는 것이 TJME와 비슷한 재앙이 현대 생물권에 떨어지는 것을 막는 데 매우 중요하다고 경고합니다.[21] 인간에 의한 기후변화가 그대로 지속된다면 TJME의 기록을 바탕으로 생물권의 다양한 측면이 어떻게 반응할지 예측할 수 있습니다. 예를 들어 이산화탄소 수치 증가, 해양 산성화, 그리고 해양 탈산소화는 해양 생물의 트라이아스기-쥬라기 경계와 유사한 기후를 만들기 때문에 추세가 계속된다면 현대의 암초 생성 분류군과 골격 저서 생물이 우선적으로 영향을 받을 것이라는 것이 일반적인 가정입니다.[163]

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문학.

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