カルニアの多雨期

カルニアン多雨期は、世界各地で著しく湿潤な気候をもたらし、それまで乾燥していた後期三畳紀の気候を中断させた。この湿潤化は、カルニアン多雨期中の降雨量の増加と関連しており、以下の点がその証拠となる。

• 堆積盆地における珪砕屑性（高シリカ含有量）堆積物。これは、大陸の風化作用と流出が活発であることを反映している。
• 後期三畳紀の陸成不整合面の下にある古生代石灰岩の露出部には、重要なカルスト水路（洞窟）が存在する。これらの洞窟の地形的背景はカルニアン期と一致しており、これらの洞窟のうち2つにある鍾乳石（石筍）の放射年代測定によって裏付けられている^{[ 35 ] [ 36 ]}。しかし、一部の研究者は、微化石の局所的な出現に基づいて、洞窟の形成と充填はレーティアン期であると主張している^{[ 37 ] 。}
• 降水によって流入する水が蒸発散によって流出する水よりも多い熱帯湿潤気候に典型的な化石土壌である、ヒスティック古土壌およびスポディック 古土壌の発達。
• 湿潤気候により適応した植生を反映する、湿生植物の花粉（化石花粉）群集。
• 琥珀の広範な存在。^{[ 38 ]}

CPEのこの通常は湿潤な気候は、後期三畳紀の残りの期間に典型的な乾燥した気候によって周期的に中断された。^{[ 30 ]}ある気候シミュレーションでは、CPEの間、パンゲア大陸の東縁と高緯度地域では降雨量が増加したにもかかわらず、パンゲア大陸の内部は実際に乾燥化していたと主張している。このエピソードの開始は非常に急速（約15,800年）であり、炭素循環のフィードバック効果によって増幅された可能性がある。^{[ 39 ]}

CPEの開始は、中央ヨーロッパから東アジアまで広がるテチス海全体の炭酸塩プラットフォームの形状と構成の急激な変化を示しています。 ^{[ 15 ] [ 44 ] [ 45 ] [ 29 ]}カルニアン初期は、急斜面に囲まれた、主に孤立した高起伏の小さな炭酸塩プラットフォームが特徴でした。CPEの間、これらは低角度の斜面（つまりランプ）を持つ低起伏の炭酸塩プラットフォームに置き換わりました。この変化は、炭酸カルシウム沈殿（言い換えれば「炭酸塩工場」）を担う生物群集の大きな変化に関連しています。高起伏プラットフォームは、炭酸塩を分泌する微生物の生産性の高い生物群集に依存していました。CPEの間、微生物の炭酸塩が減少すると、生産性の低い動物優勢の炭酸塩群集が不足分を拾い集め、骨格粒子（貝殻の破片）とオオイドが石灰岩の主要成分として残りました。^{[ 46 ] [ 47 ]}

多くの地域では、陸上での雨や河川活動により、砂、シルト、泥、粘土が海に流れ込む量が増加した。これらの陸上の珪砕屑堆積物は、炭酸塩が優勢な地域では、侵食されやすい明確な層を形成する。^{[ 17 ] [ 48 ]}南イタリアで見られるまれな深海堆積物では、炭酸塩の堆積は完全に消失している。炭酸塩補償深度（炭酸カルシウムが完全に溶解する最小深度）は、CPE の間は、それ以前やそれ以降よりも浅かったと考えられる。^{[ 17 ]}カルニアン期に赤道付近にあったトルコでは、より北の海に比べて炭酸塩プラットフォームの消滅が遅れた。^{[ 44 ]}

南シナブロックでは、炭酸塩プラットフォームの消滅は、無酸素環境に典型的な堆積物（黒色頁岩）の堆積と結びついています。深層水の酸素レベルが低いため、動物の遺骸はラガーシュテッテンと呼ばれる堆積物中によく保存されています。これらのラガーシュテッテンは、ウミユリや魚竜などの爬虫類が豊富です。^{[ 49 ]}化石が豊富な層の中には、朱干坡層から小坡層への移行など、カルニアン多雨期と重なるものがあります。^{[ 45 ] [ 29 ]}それにもかかわらず、黒色頁岩は、他の絶滅（通常は海洋無酸素イベントと一致する）と比較すると、カルニアン多雨期にはそれほど多くありません。

CPE の期間中、海底が無酸素で有毒な硫化物濃度が高い状態であったことを示す証拠がいくつかあります。朱干坡層の上部付近の石灰岩にはマンガンイオンが濃縮されています。マンガンイオンは深層の無酸素水に濃縮され溶解しますが、酸素化帯の基底部では炭酸塩に沈殿します。マンガン濃度の増加は、酸素化帯の狭窄とそれに伴う無酸素水の拡大を示しています。^{[ 29 ]}

いくつかの研究では、CPE を恐竜の多様化を可能にした重要な地質生物学的イベントと解釈している。^{[ 50 ] [ 51 ] [ 52 ]}恐竜の化石を含む最も古い制約の明確な地質ユニットは、ブラジルのサンタマリア層とアルゼンチンのイスチグアラスト層である。後者の恐竜を含む最古の層は、放射年代測定により 2億3030万～2億3140万年前とされている。これは、CPE の初期の最小年代推定値 (約 2億3090万年前) と類似している。より最近の研究では、CPE は数百万年早く、下位のロスラストロス層の始まり付近に位置づけられている。^{[ 51 ]}

CPEの前、最中、後の四足動物の足跡化石の比較から、カーニアン湿潤期による恐竜の爆発的な増加が示唆される。 ^{[ 50 ]}しかし、鳥中足骨類の多様性、多様化速度、およびサイズの差異はカーニアンを通じて増加するが、ラディニアンとノリアンではより速く増加するため、CPEは恐竜の増加に大きな影響を与えなかったことが示唆される。^{[ 53 ]}降水量は後期三畳紀の恐竜の多様性と明らかな相関関係はなく、緯度の方がより良い指標となる。^{[ 54 ]}

CPEは草食四足動物の多様性と形態的差異（形状の多様性）に大きな影響を与えた。 ^{[ 55 ]}これは、強力な切断顎と粉砕顎を持つ爬虫類のグループであるリンコサウルス類に典型的に見られる。中期三畳紀に一般的だったリンコサウルス類の系統は絶滅し、特殊化したハイペロダペドン類だけがこのグループの代表として残った。CPE直後、ハイペロダペドン類は後期カルニアン期の世界に広く分布し、豊富であったことから、気候変動や植物相の交代から恩恵を受けたと考えられる。^{[ 56 ]}ハイペロダペドン類の豊富さは長くは続かず、彼らも初期ノリアン期に絶滅した。CPEはリンコサウルス類をより一般的なニッチから切り離すことで、彼らの適応性を低下させ、長期的な絶滅の脆弱性を高めたと考えられる。ディキノドン類でも同様の傾向が見られるが、彼らは三畳紀のずっと後まで生き残るだろう。逆に、アエトサウルス類や竜脚形類のような、より多用途で汎用的な草食動物は、CPE後に多様化するだろう。^{[ 55 ]}

いくつかの研究では、哺乳類は CPE の間に起源したと主張している。^{[ 9 ]}より正確には、「哺乳類」とは哺乳形類（現代の哺乳類の共通祖先より前に出現した、極めて哺乳類に似たキノドン類）を指す。最も古いとされる哺乳形類は、ティキテリウム（インド産）とアデロバシレウス（テキサス産）である。しかし、どちらもカーニアン期より新しい可能性が高い。ティキテリウムは新生代のトガリネズミの誤認と思われる^{[ 57 ]}一方、アデロバシレウスは「2億2500万年前より古いものではない」^{[ 58 ]} 。哺乳形類とその最も近縁な、出っ歯のトリティロドン類は、一緒に哺乳形類を構成している。哺乳形類は最初の完全な恒温性キノドン類であり、その祖先は CPE まで遡ることができる。^{[ 59 ]}その後のノリアン期には、モルガヌコドン類、ハラミイ類、その他の形態の哺乳類様動物がヨーロッパとグリーンランド全域に出現した。^{[ 9 ]}

ムカシトカゲ類（現代のムカシトカゲの近縁種）は、カルニアン期末までに世界中に分布を広げた。ワニ形類、フィトサウルス類、カメ類も、CPE後に多様化し始めた。^{[ 9 ]} CPEと陸上生物の多様化イベントとの因果関係については、曖昧な点が多く、その多くは中期および後期三畳紀を通して長期にわたるプロセスであった。^{[ 60 ]}

針葉樹、シダ類、そして現在絶滅したベネッティテス類は、CPE の期間中およびその後に大きく多様化し、中生代植物相の主力として定着しました。ほとんどの地域では、三畳紀の初期の頃と比較して、この時期には湿生植物（水分を好む植物）の割合が高くなっています。花粉学的サンプルには、シダ類や淡水藻類の胞子が頻繁に豊富に含まれています。カーニアン期には、大きな内陸湖や泥炭湿地が再形成され、ペルム紀-三畳紀大量絶滅によって引き起こされた三畳紀前期-中期の「石炭ギャップ」が解消されました。植物の成長と石炭の埋没の増加は、おそらく CO _{2 の}吸収を助け、CPE 後に大気をより正常な状態に戻すのに役立ったと考えられます。^{[ 61 ]}

石炭紀のような古い岩石にも小さな琥珀の痕跡が見られるが、最も初期の広範囲にわたる琥珀の堆積物はCPEに遡る。^{[ 38 ]}イタリアの古土壌から発見されたカーニアン琥珀の滴は、節足動物や微生物を保存していることが知られている最古の琥珀の堆積物である。^{[ 62 ]}琥珀は後期ジュラ紀まで化石記録に再び現れることはないが、カーニアン琥珀と同等またはそれ以上の濃度で琥珀が出現するには前期白亜紀までかかる。 ^{[ 63 ] [ 38 ]}

放散虫は、CPEの温暖で湿潤な環境下で大陸風化が進んだ結果、多様性が増したと考えられる。^{[ 64 ]}最初の浮遊性石灰化生物はCPE直後に出現し、石灰質渦鞭毛藻の石灰質シストであった可能性がある。^{[ 9 ]}有孔虫は、古テチス海での局所的な減少を除いて、CPEを通じて世界的な絶滅はなかった。^{[ 65 ]}

ハンガリーの沿岸カイアシ類群集は、CPE を通じて大きな変化を経験した。ジュリアン 2 期には、陸地の堆積物が海盆を隔離して埋め尽くし、バイルディイ科やヒールディイ科などの炭酸塩専門種が、浅い珪砕屑海に耐性のあるプラティコプス科のベクタシアに取って代わられた。ジュリアン期とトゥヴァリアン期の境界を越えてさらに浅くなったため、限られた沿岸盆地での激しい塩分変動に対応できる、少数の異常なリムノキテリダ科(レンガルテネラ、シメオネラ) とキテルリダ科(ケロキテレ) だけが残った。危機の終わりに盆地が深くなり、炭酸塩と換気が再び得られるようになると、バイルディイ科が再び勢力を増した。^{[ 66 ]}

カーニアン多雨期の共通の原因は、パンサラッサ海にある大規模な火山活動地帯であるランゲリア大規模火成岩地域（LIP）であると考えられている。現在、これらの火山岩はアラスカとブリティッシュコロンビアに付加されている。最近発見された顕著なδ ¹³ C高等植物のn-アルカンの負のシフトは、CPEの基底部で大気-海洋系に大量のCO2_が注入されたことを示唆している。CPEの最小放射年代（約230.9 Ma）は、ランゲリアLIPの玄武岩の年代と類似している。地質記録では、LIPの火山活動は、CO2や_SO2などの火山ガスの大量放出による生態系の汚染によって引き起こされる可能性のある、大規模な気候変動や絶滅のエピソードと相関していることが多い。コノドント生物層序学と磁気層序学は_、開始時期をさらに明確にし、約234.5 Maである。^{[ 67 ]}

ランゲリアによる大気・海洋系への大量のCO₂放出は、CPE中に観測されたように、盆地への珪砕屑物の供給増加を説明できる。大気中のCO₂の増加は_地球温暖_化とそれに伴う水循環の加速をもたらし、大陸風化を著しく促進した可能性がある。さらに、 _pCO₂レベルの急激な上昇が十分に速ければ、海水の酸性化とそれに伴う炭酸塩補償深度（CCD）の上昇、そして炭酸塩沈殿の危機（例えば、西テチス海における炭酸塩プラットフォームの消滅）をもたらした可能性がある。その上、洪水玄武岩イベントによって引き起こされた地球温暖化は、メタンハイドレートの放出によって悪化した可能性が高い。^{[ 68 ]}

別の仮説によれば、カルニアン多雨期は、主に西テチス海で顕著に見られた地域的な気候変動であり、現在のヨーロッパ大陸の東にあるテチス海の北側の支流が閉鎖した結果として生じた、キンメリア造山帯という新たな山脈の隆起に関連していた。

ローラシア大陸の南側に新たな山脈が形成され、当時、ヒマラヤ山脈やアジア大陸がインド洋に対して果たしているのと同様に、海洋と大陸の間に強い気圧勾配を維持し、モンスーンを発生させていた。夏のモンスーン風はキンメリア山脈によって遮られ、強い雨をもたらした。これが西テチス海堆積物に見られる湿潤気候への変化を説明するものである。^{[ 32 ] [ 15 ]}

逆に、パンゲア大陸中央部の山脈の侵食によって、より多くの水分が大陸内部に到達できるようになった可能性がある。^{[ 79 ]}

チベットの海洋堆積物では、CPE 中の炭素同位体変動、海面高位層、海洋危機から周期的なパターンが現れる。天体年代学では、120 万年周期の傾斜変調サイクル (地球の軸の傾きの揺れ) との強い関連性が見出される。このミランコビッチ サイクルは、海洋領域における生物の交代を促進した可能性がある。^{[ 80 ]}ジュンガル盆地では、405 kyr 周期の離心率サイクル (地球の太陽からの距離) が、漸新世と中新世の温暖寒気候サイクルと同様に、陸上の環境変動を示している。^{[ 39 ]}離心率サイクルは、中国北部の済源盆地でも明らかであり、165 万年の間に炭素と水銀の同位体変動が 4 つ均等間隔で発生している。 CPEの主な要因は、ランゲリアLIPにおける4回の火山活動のパルスであり、軌道強制力がそれぞれのパルスを増幅するのに役立ったと考えられます。^{[ 73 ]}

石炭湿地は、ペルム紀-三畳紀大量絶滅で消滅してから約 1500 万年後のカーニアン前期に回復した。回復以前の三畳紀前期と中期は、生物生産性が低い時代だった。地球の気温、大気中の CO 2濃度、侵食、土壌の酸化はすべて非常に高かった。森林の復活はパラダイムを逆転させ、CO 2 を安定した土壌に固定するための生産的な経路を確立した。あるモデルによると、カーニアン前期の地球規模の CO 2の低下は、CPE の相対的な深刻さを増大させるだろう。これは、CO 2 が地球の気候に対数的な影響を与えるため、大気中の背景レベルが低い場合に、CO 2レベルの新たな急上昇(ラングリア噴火時など) がより大きな影響を与えるためである。^{[ 79 ]}