カルニアン期の雨期

カーニアン多雨期（CPE）は、カーニアン多雨期とも呼ばれ、地球の海と陸の両方で生物相に大きな変化が起こった地球規模の気候の大きな変化期である。これは、後期三畳紀の下位区分であるカーニアン期の後半に発生し、おそらく100万年から200万年（約2億3400万年から2億3200万年前）続いた。^{[6] [7]}

CPE は、今日重要な多くの分類群の進化と多様化における重要なエピソードに対応しており、その中には最古の恐竜（鳥類の祖先を含む）、鱗竜（現代のヘビやトカゲの祖先）、哺乳類（哺乳類の祖先）などが含まれています。海洋では、円石類や渦鞭毛藻類の微小プランクトンの中で初めて出現しました。^{[8] [7] [9]}後者は、共生褐虫藻の確立による硬サンゴ類の急速な多様化に関連しています。CPE では、多くの水生無脊椎動物種、特にアンモナイト類、コケムシ類、ウミユリ類が絶滅しました。^[6]

CPE の証拠は、世界中のカーニアン期の地層や、陸上および海洋環境の堆積物で観察されています。陸上では、超大陸 パンゲアの大部分に広がっていた乾燥気候が、一時的により高温多湿の気候に移行し、降雨量と流出量が大幅に増加しました。^{[6] [10] [8] [11] [12]}海洋では炭酸塩鉱物の堆積が減少しました。これは、多くの炭酸塩形成生物の絶滅を反映している可能性もありますが、炭酸塩補償深度の上昇による可能性もあります。この深度以下では、ほとんどの炭酸塩殻が溶解し、海底に堆積物を形成する炭酸塩粒子がほとんど残らないためです。^{[13] [14] [15] [16]}

カーニアン期の多雨期の気候変動は、CPE全体のカーニアン期の地層の化学変化に反映されており、当時は地球温暖化が蔓延していたことを示唆している。この気候変動は、ランゲリア・テレーンが北アメリカプレートの北西端に付加された際に、広範囲にわたる洪水玄武岩の噴火と関連していた可能性が高い。^[10]

地球規模の気候の変動が提唱されるよりずっと前から、カーニアン期の堆積物には環境の乱れと高い絶滅率が観察されていた。Schlager & Schöllnberger (1974) は、北部石灰岩アルプスにおける長い炭酸塩堆積期間を突然中断させた暗い珪質砕屑層に注目した。^[17]彼らはこの地層の「転換点」をライングラーベン・ウェンデと名付け、ライングラーベン・イベントまたはライブル・イベントとも呼ばれている。^{[14] [18]}カーニアン期の陸生層のいくつか（具体的にはドイツのシルフサンドシュタインと英国のマーシア泥岩グループのさまざまなメンバー）は、より乾燥した地層の間に堆積したにもかかわらず、カオリナイト粘土と植物の残骸が豊富な河川堆積物の区間である。ニューブランズウィック州の湿度に適応した花粉化石、英国のカルスト地形、イスラエルの炭素同位体の変動は、1989年以前のカーニアン中期に報告されていた。ユリウス=ツヴァリアン境界では多くの海洋無脊椎動物の絶滅率が高かったが、カーニアン後期には陸生脊椎動物の絶滅が起こったと示唆されている。^[6]

1989年、マイケル・J・シムズとアラステア・H・ラッフェルによる論文は、これらの異なる観察結果を新しい仮説に統合し、中期カーニアン期の著しい生態系の変化と同時期に降雨量が増加したことを指摘した。^[6]この論文は、1987年11月10日にバーミンガム大学で行われたシムズとラッフェルの会話に触発されたもので、その会話では、ラッフェルのマーシア泥岩層の岩相変化に関する研究とシムズのウミユリ絶滅に関する研究が結び付けられていた。^[19]彼らの仮説の重要な点は、気候変動を証明するために使用された証拠が、生物の変化の証拠とはまったく独立しているということであり、化石は気候変動を推測するために決して使用されなかった。彼らが仮説を立てた気候擾乱は、カーニアン期の多雨期と名付けられ、暫定的にパンゲアの初期の分裂に関連する海洋および/または火山の不安定性の結果であると考えられていたが、当時はこれを直接示す証拠がなかった。^[6]シムズとラッフェルはその後数年間にさらにいくつかの論文を発表したが、^{[20] [21]}彼らの仮説は広く受け入れられなかった。^{[19]ヴィッシャー}ら(1994)による強力な批判では、乾燥に適応した花粉はドイツのカーニアン期全体を通じて豊富であり続けたと主張し、シルフサンドシュタインは広範囲にわたる気候変動ではなく、単に侵入した河川システムを示していると示唆した。^{[22]彼らの批判は「}カーニアン期多雨期」という用語も作り出し、これは最終的に気候擾乱の最も一般的な名前の1つとなった。^{[16] [23]}

シムズとラッフェルの仮説の曖昧さは、イタリアのカーニアン期の遺跡に関する研究からさらなる裏付けが蓄積されるにつれて、2000年代後半に消え始めました。^{[16] [24] [19]この仮説への関心は、2008年に}イタリアのボルツァーノにある南チロル自然博物館で開催された三畳紀の気候に関する会議とワークショップによって大幅に高まりました。^{[23] [19]}しかし、CPEの地球規模の性質がますます受け入れられるようになった後も、その究極の原因は2010年代に入っても依然として激しく議論されていました。その命名法でさえ合意に至っておらず、様々な著者が中期カーニアン湿潤間奏曲、^{[25] [26]} カーニアン湿潤エピソード、^{[20] [27] [28]} カーニアン多雨期、^{[29] [30]}カーニアン危機などの名前を適用しました。^[31]今後数年間に発表される炭素およびオスミウム同位体の記録は、カーニアン期の気候擾乱とランゲリア大火成岩地域との強い関連を裏付けたが、多くの疑問が未解決のままである。 ^{[32] [10] 2018年に}ドイツのデルメンホルストにあるハンザ・ヴィッセンシャフトスコレグ（HWK）高等研究所で、カーニアン期の気候擾乱に焦点を当てた地質学ワークショップが開催された。このワークショップは、カーニアン期のメカニズム、影響、地層学、および現代の気候変動の理解における関連性に関するさらなる研究を促進することを目的としていた。また、カーニアン期の命名法を標準化しようと試み、「イベント」（通常、100万年未満の地質学的プロセスに適用される）や「中期カーニアン」（同等の地質学的サブステージがない漠然とした用語）などの記述子を排除した。^[33]

カーニアン期の多雨期は、地球全体に著しく湿度の高い状態をもたらし、三畳紀後期の乾燥した気候を中断しました。この湿度は、 CPE 期間中の降雨量の増加と関連しており、その証拠として以下が挙げられます。

• 大陸の風化と流出のレベルが高いことを反映した、堆積盆地内の珪質砕屑物（シリカ含有量の高い）堆積物。
• 後期三畳紀の陸地不整合の下にある古生代石灰岩の内座層にある重要なカルスト洞窟。（これらの洞窟の地形的背景はカルニアン期と一致している^[34]が、局所的な微化石の発生に基づいてレーティアン期を主張する人もいる^[35]）
• 蒸発散による水流出よりも降水による水流入が多い熱帯湿潤気候に典型的な化石土壌であるヒスチクおよびスポディック古 土壌の発達。
• 湿潤気候に適応した植生を反映する湿生花粉（化石花粉）の集合体。
• 琥珀が広く分布していること^[36 ]

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定期的に中断されました。^[29]

地球温暖化もカーニアン多雨期に広まっていた。これは、カーニアン多雨期のコノドントアパタイトの酸素同位体分析によって証明されており、安定同位体δ18Oが約1.5‰負にシフトしていることが示されており、カーニアン多雨期に3～4℃の地球温暖化と/または海水の塩分濃度の変化^があっ たことを示唆している。^{[31] [37]}この温暖化は、カーニアン多雨期の炭素同位体傾向から明らかなように、当時の大規模な火山活動に関連していた可能性が高い。 ^[10]この火山活動は、おそらく同時期にランゲリア大火成岩区が形成されたことに関連しており、大量の火成岩（火山岩）が北アメリカプレートの北西端（現在のアラスカ州ランゲル山脈、およびバンクーバー島の大部分の下にある推定6kmの厚さの層）に付加された^[10]。

CPE期間中、海底のユーキニア（酸素がなく、有毒な硫化物濃度が高い）の証拠がいくつかある。中国南部の朱干坡層の上部付近の石灰岩はマンガンイオンに富んでいる。マンガンイオンは深層のユーキニア水に濃縮され溶解性があるが、酸素化帯の底部では炭酸塩中に沈殿する。マンガン濃度の上昇は、酸素化帯が狭まり、それに応じてユーキニア水が拡大していることを示す。^[28]

CPE の開始時に、テチス海西部で炭酸塩台地の形状が急激に変化したことが記録されています。前期カーニアン期に典型的な、高起伏で主に孤立した、急斜面に囲まれた小さな炭酸塩台地は、低角度の斜面 (ランプ) を特徴とする低起伏の炭酸塩台地に置き換えられました。この入れ替わりは、炭酸カルシウムの沈殿を担う生物群集 (炭酸塩工場) の大きな変化に関連しています。高起伏台地での炭酸塩生産につながった、生産性が高く主に細菌が優勢な生物群集 (M 工場) は、生産性の低い軟体動物と後生動物が優勢な生物群集 (CT 工場) に取って代わられました。

南中国ブロックでは、炭酸塩プラットフォームの消滅と、無酸素環境に典型的な堆積物（黒色頁岩）の堆積が結びついています。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性堆積物の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には、ウミユリ類や魚竜などの爬虫類が豊富に含まれています。

CPEは地球化学的循環、特に炭素循環の混乱を特徴とする。エピソードの基底部に対応する堆積物は、顕著な-2～-4‰δ13Cエクスカーションを示しており、軽量炭素同位体である炭素12が大気中に放出されたことを示している^。 [ 38 ^]このエクスカーションはイスラエルの炭酸塩に関して最初に言及され、^[6]後にドロミテの炭化した木の破片からより詳細に報告された。^[10]これは、ヨーロッパとアジア全域のさまざまな炭素ベースの堆積物で確認されている。^{[38] [28] [39] [40]}ヨーロッパの露頭のより正確な地層学的評価により、このエクスカーションは、後期ユリウス暦から前期ツバリ暦にわたる3つまたはおそらく4つの主要なパルスに分けられた。各パルスは、陸と海での異常な堆積の期間に相当する。 3回目の遠出は、ユリウス・ツヴァリア境界で起こり、主要なアンモナイトとコノドントの絶滅と相関している。^[41]

ラディニアン-カーニアン境界のノルウェー頁岩と日本の チャートは、海水中のオスミウム同位体の比率に顕著な変化を示している。オスミウム187とオスミウム188の相対的存在量は、ユリウス暦の大半で大きく減少し、その後ツヴァリアン暦で回復して安定する。この減少は、ランゲリア大火成岩地域の初期段階で海洋にオスミウム188が豊富に含まれているためである。オスミウム188はマントルから直接供給されるのが優先されるが、オスミウム187は侵食された陸地から供給される放射性同位体である。 ^{[32] [42] [43]}

アルプスでは、中程度から高濃度の水銀が炭素循環の混乱と並行して発生しており、これはCPEを特徴付ける堆積物の混乱の直前である。これらの水銀のスパイクは酸素を豊富に含んだ泥岩で発生しており、これは酸化還元変動の結果ではないことを意味する。水銀と有機炭素の比率は、開放的な海洋環境に対応する領域でより強く、より早く発生する。水銀のスパイクは陸上流出のいかなる指標とも相関していないが、流出はCPEを通じて海洋中の水銀濃度を高く維持するのに役立っている可能性がある。最も簡潔な説明は、水銀が当初は火山活動、特にランゲリアLIPの脈動に由来するというものである。これは、カーニアン多雨期の火山的原因をさらに裏付けるものである。^{[44]水銀のスパイクは、中国の海洋[45]}と湖沼^[46]の両方の堆積物における炭素循環の混乱と並行して発見されている。これらの水銀スパイクには質量に依存しない分別が見られず、その同位体分布は火山噴火による降下物と最も一致していることを意味する。^[45]

• 
  海洋絶滅^[8]
• 
  主な生物学的変化のいくつか^[8]
• 
  恐竜の多様化^[47]

コノドント、アンモナイト、ウミユリ、コケムシ、緑藻類はCPEの間に高い絶滅率を経験しました。恐竜、石灰質ナノ化石、サンゴ、針葉樹など、他の生物はその間に拡散し多様化しました。^{[6] [8] [20] [21]}

CPE は恐竜の拡散を促進した重要な地生物学的イベントであると解釈されている。^[48]最古の恐竜化石群であるアルゼンチンのイスキグアラスト層は、放射年代測定により 2 億 3,030 万年前から 2 億 3,140 万年前のものとされている。この年代は、CPE の最小年代 (≈2 億 3,090 万年前) と非常に近い。CPE の前、最中、後のさまざまな四肢動物の生痕化石の比較は、カーニアン湿潤期による恐竜の爆発的な拡散を示唆している。 ^[47]しかし、アベメタタタサリアの多様性、多様化率、サイズの格差はカーニアン期を通じて増加しているが、ラディニアン期とノーリアン期にはより速く増加しており、CPE が恐竜の台頭に大きな影響を与えなかったことを示唆している。^[49]

CPEは、草食四肢動物の多様性と形態的 差異に大きな影響を与えた。^[50]これは、強力な剪断および粉砕顎を持つ爬虫類のグループであるリノサウルス類で例証されている。中期三畳紀に一般的だったリノサウルスの系統は絶滅し、グループの代表として特殊化したヒプロダペドン類のみが残った。CPEの直後、ヒプロダペドン類は後期カーニアン世界に広く分布し、豊富に存在していたことから、気候の変動や花のターンオーバーの恩恵を受けたことが示唆される。^[51]ヒプロダペドン類の豊富さは長くは続かず、彼らも前期ノーリアンに絶滅した。CPEはリノサウルス類をより多様なニッチから切り離すことで、彼らの汎用性を低下させ、絶滅に対する脆弱性を高めたであろう。同様の傾向はディキノドン類にも見られるが、彼らは三畳紀のずっと後期まで生き残った。逆に、アエトサウルス類や竜脚形類恐竜のようなより多様で汎用性の高い草食動物はCPE後に多様化するだろう。^[50]

針葉樹、シダ、そして現在は絶滅したベネッティタレア類は、いずれもCPE中およびその後に大きく多様化し、中生代の植物相の主力となった。ほとんどの地域で、三畳紀初期と比較して、この時期に湿生植物（湿気を好む植物）の割合が高くなっている。シダや淡水藻類の胞子は、花粉学のサンプルに豊富に含まれていることが多い。カーニアン期には、大きな内陸湖と泥炭湿地が再び出現し、ペルム紀-三畳紀の大量絶滅によって引き起こされた前期-中期三畳紀の「石炭ギャップ」が終焉した。植物の成長と石炭の埋没の増加は、おそらくCO2の吸収を助け、CPE後の大気をより正常な状態に戻した。^[52]

石炭紀の古い岩石に微細な琥珀の痕跡が見つかることがあるが、最も古い広範囲にわたる琥珀の堆積物はCPEにまで遡る。^{[36]イタリアの古}土壌から発見されたカルニアン期の琥珀の滴は、節足動物と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。^{[53]琥珀は}ジュラ紀後期まで化石記録に再び現れなかったが、カルニアン期の琥珀と同等かそれ以上の濃度で琥珀が出現するのは白亜紀前期まで待たなければならなかった。 ^{[54] [36]}

放散虫の多様性は、おそらくCPEの温暖で多湿な気候の中で大陸風化が進んだ結果、増加したと考えられる。^[55]最初のプランクトン性石灰化生物はCPEの直後に出現し、石灰質渦鞭毛藻類の石灰質嚢子であった可能性がある。

ハンガリーの沿岸オストラコダ類のコミュニティは、CPE全体で大きな変化を経験した。ジュリアン2年までに、陸上の堆積物が孤立して海盆に埋まり、炭酸塩に特化したバイルディッドやヒールディッドの代わりに、浅い珪質砕屑海に耐性のあるカワラヒワ科のBektasiaが出現した。ユリアン-ツバリ境界を越えてさらに浅くなったため、限られた沿岸盆地の激しい塩分変動に対処できる、異常なリムノキテリッド類（レンガルテネラ、シメオネラ）とキテルリッド類（ケロキテリ）がわずかに残っただけだった。危機の終わりに盆地が深くなり、炭酸塩が再び得られ、通気性が良くなったため、バイルディッド類は勢いを取り戻した。^[56]

近年の顕著なδ13C^の発見高等植物のn-アルカンの負のシフトは、CPEの基底部の大気海洋系への大量のCO ₂注入を示唆している。CPEの最小放射年代（≈230.9 Ma）は、ランゲリア大火成岩区（LIP）の玄武岩の年代とほぼ同じである。地質学的記録では、LIPの火山活動は、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く、これらは、 CO ₂やSO ₂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た可能性がある。ランゲリアによる大気海洋系への大量のCO 2 放出は_、 CPE中に観測されたように、盆地への珪質砕屑物の供給増加を説明できる。大気中のCO 2 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、大陸の風化を大幅に促進した可能性がある。さらに、pCO2レベルの急激な上昇が_海水の酸性化を招き、その結果炭酸塩補償深度（CCD）が上昇し、炭酸塩沈殿の危機（例えば、テチス海西部の炭酸塩プラットフォームの消滅）を引き起こした可能性がある。それに加えて、玄武岩の洪水イベントによって引き起こされた地球温暖化は、メタンクラスレートの放出によって悪化した可能性が高い。^[57]

別の仮説によれば、カーニアン期の多雨期は、主にテチス海西部で見られる地域的な気候の変動であり、現在のヨーロッパ大陸の東にあるテチス海北部支流の閉鎖によって生じた新しい山脈、キンメリア造山帯の隆起に関連していた。

新しい山脈はローラシア大陸の南側に形成され、今日のヒマラヤ山脈とアジアがインド洋に対して果たしている役割と同じ役割を果たし、海洋と大陸の間に強い圧力勾配を維持し、モンスーンを発生させた。夏のモンスーン風はキンメリア山脈によって遮断され、激しい雨をもたらした。これが、テチス海西部の堆積物に認められる湿潤気候への転換を説明した。^{[31] [14]}

CPE期間中の海面高と海洋生物の危機は、1.2百万年の黄道傾斜角変調サイクルの最大値と密接に相関しており、このミランコビッチサイクルが海洋領域の生物のターンオーバーを制御していたことを示唆している。^[58]