เหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก
เหตุการณ์ การสูญพันธุ์ ครั้งใหญ่ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก [ α ] ซึ่งเรียกกันทั่วไปว่า การตายครั้งใหญ่ [ 7 ] [ 8 ] เป็นเหตุการณ์การสูญพันธุ์ที่เกิดขึ้นในช่วงรอยต่อระหว่าง ยุคทางธรณีวิทยา เพอร์เมียนและไทรแอสสิกและรวมถึงยุคพาลีโอโซอิกและเมโซโซอิก ด้วย [ 9 ]นับเป็นเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งรุนแรงที่สุดที่โลกเคยรู้จัก[ 10 ] [ 11 ]ส่งผลให้สิ่งมีชีวิตสูญพันธุ์ไปถึง 57% ของ วงศ์ 62% ของสกุล 81% ของสิ่งมี ชีวิตใน ทะเล[ 12 ] [ 13 ] [ 14 ] และ 70% ของสัตว์มีกระดูกสันหลัง บนบก [ 15 ]นอกจากนี้ยังเป็นการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่สุดของแมลงที่ รู้จักกันอีกด้วย [ 16 ]และเป็นการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่สุดในบรรดา "การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ 5 ครั้ง" ในยุคฟาเนโรโซอิก[ 17 ]มีหลักฐานบ่งชี้ถึงการสูญพันธุ์เป็นช่วงๆ ที่แตกต่างกัน 1 ถึง 3 ช่วง[ 15 ] [ 18 ]โดยช่วงการสูญพันธุ์ทางทะเลครั้งใหญ่เกิดขึ้นในช่วง 60,000-100,000 ปี ประมาณ 251.902 ล้านปีก่อน (mya)ซึ่งเป็นเส้นแบ่งระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก มีข้อโต้แย้งบางประการเกี่ยวกับลำดับเวลาของการสูญพันธุ์บนบกและว่าการสูญพันธุ์เหล่านั้นเกิดขึ้นพร้อมกับการสูญพันธุ์ทางทะเลครั้งใหญ่หรือไม่[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ]
ฉันทามติทางวิทยาศาสตร์ระบุว่าสาเหตุหลักของการสูญพันธุ์คือ การปะทุ ของหินบะซอลต์ที่ก่อให้เกิด ที่ราบสูง ไซบีเรีย [ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]ซึ่งปล่อยก๊าซซัลเฟอร์ไดออกไซด์และคาร์บอนไดออกไซด์ส่งผลให้เกิดภาวะยูซิเนีย (มหาสมุทรที่ขาดออกซิเจนและมีซัลเฟอร์) [ 25 ] [ 26 ] [ 27 ]อุณหภูมิโลกสูงขึ้น[ 28 ] [ 29 ] [ 30 ] และมหาสมุทรเป็นกรด [ 31 ] [ 32 ] [ 3 ] ระดับ คาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศเพิ่มขึ้นจากประมาณ 400 ppmเป็น 2,500 ppm โดยมีคาร์บอนประมาณ 3,900 ถึง 12,000 กิกะตันถูกเพิ่มเข้าไปในระบบมหาสมุทร-บรรยากาศในช่วงเวลานี้[ 28 ]
มีการเสนอปัจจัยอื่นๆ ที่มีส่วนร่วมหลายประการ รวมถึงการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากการเผาไหม้น้ำมันและถ่านหินที่ลุกไหม้จากการปะทุ[ 33 ] [ 34 ] การปล่อยก๊าซมีเทนจากการกลายเป็นแก๊สของมีเทนแคลทเรต[ 35 ]การปล่อยก๊าซมีเทนจาก จุลินทรีย์สร้าง มีเทน ชนิดใหม่ ที่ได้รับอาหารจากแร่ธาตุที่กระจายตัวอยู่ในการปะทุ[ 36 ] [ 37 ] [ 38 ]เหตุการณ์เอล นีโญที่ยาวนานและรุนแรงขึ้น[ 39 ]และการชนจากนอกโลกที่สร้างปล่องภูเขาไฟอารากัวอินญาและทำให้เกิดการปล่อยก๊าซมีเทนจากแผ่นดินไหว[ 40 ] [ 41 ] [ 42 ]และการทำลายชั้นโอโซนจากการสัมผัสกับรังสีจากดวงอาทิตย์ที่เพิ่มขึ้น[ 43 ] [ 44 ] [ 45 ]
การออกเดท
ลำดับเวลาของการฟื้นตัว | ||||||||||||||||
− 262 — – − 260 — – − 258 — – − 256 — – − 254 — – − 252 — – − 250 — – − 248 — – − 246 — – − 244 — – − 242 — – − 240 — – − 238 — |
| |||||||||||||||
แผนภูมิแสดงลำดับเวลาโดยประมาณของการฟื้นตัวหลังการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก(มาตราส่วนแกน: ล้านปีก่อน) | ||||||||||||||||
ก่อนหน้านี้ เชื่อกันว่าลำดับชั้นหินที่ทอดข้ามขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกมีจำนวนน้อยเกินไปและไม่สมบูรณ์เพียงพอสำหรับนักวิทยาศาสตร์ที่จะกำหนดรายละเอียดได้อย่างน่าเชื่อถือ[ 51 ]อย่างไรก็ตาม ขณะนี้สามารถกำหนดอายุของการสูญพันธุ์ได้อย่างแม่นยำในระดับพันปี การหาอายุด้วยวิธี U–Pb ของเซอร์คอนจากชั้นเถ้าภูเขาไฟห้าชั้นจากส่วนและจุดกำหนดมาตรฐานระดับโลกสำหรับขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกที่เหม่ยซานประเทศจีนได้สร้างแบบจำลองอายุที่มีความละเอียดสูงสำหรับการสูญพันธุ์ ซึ่งช่วยให้สามารถสำรวจความเชื่อมโยงระหว่างการรบกวนสิ่งแวดล้อมโลก การหยุดชะงัก ของวัฏจักรคาร์บอนการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ และการฟื้นตัวในระดับเวลาพันปี การปรากฏตัวครั้งแรกของคอนโอโดนต์Hindeodus parvusถูกนำมาใช้เพื่อกำหนดขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก[ 52 ] [ 53 ] [ 54 ]
การสูญพันธุ์เกิดขึ้นระหว่าง251.941 ± 0.037และ251.880 ± 0.031 ล้านปีก่อน ซึ่งมีระยะเวลา 60 ± 48 พันปี[ 55 ]การลดลงอย่างฉับพลันทั่วโลกของδ 13 Cซึ่งเป็นอัตราส่วนของไอโซโทปเสถียรคาร์บอน-13ต่อคาร์บอน-12สอดคล้องกับการสูญพันธุ์ครั้งนี้[ 56 ] [ 57 ] [ 58 ]และบางครั้งใช้เพื่อระบุขอบเขตเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกและเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่เพอร์เมียน-ไทรแอสสิก (PTME) ในหินที่ไม่เหมาะสมสำหรับการหาอายุด้วยวิธีทางรังสี[ 59 ] [ 60 ]ขนาดของการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอนเชิงลบอยู่ที่ 4–7% และคงอยู่ประมาณ 500,000 ปี[ 61 ]แม้ว่าการประมาณค่าที่แน่นอนจะทำได้ยากเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงไดอะเจเนติกของชั้นตะกอนหลายประเภทที่ครอบคลุมขอบเขต[ 62 ] [ 63 ]
หลักฐานเพิ่มเติมเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงสิ่งแวดล้อมในช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิกชี้ให้เห็นถึงอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้น8 °C (14 °F) [ 47 ]และการเพิ่มขึ้นของCO ระดับ2,500 ppm (เพื่อเปรียบเทียบ ความเข้มข้นก่อนการปฏิวัติอุตสาหกรรมอยู่ที่ 2,500 ppm)280 ppm [ 47 ]และปริมาณในปัจจุบันอยู่ที่ประมาณ 426 ppm [ 64 ] ) นอกจาก นี้ยังมีหลักฐานของการเพิ่มขึ้นของรังสีอัลตราไวโอเลตที่มาถึงโลก ทำให้เกิดการกลายพันธุ์ในสปอร์ของพืช[ 47 ] [ 45 ]
มีการเสนอแนะว่าขอบเขตเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกเกี่ยวข้องกับการเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของจำนวนเชื้อรา ในทะเลและบนบก ซึ่งเกิดจากการเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของปริมาณพืชและสัตว์ที่ตายแล้วซึ่งเป็นอาหารของเชื้อรา[ 65 ] "การเพิ่มขึ้นของเชื้อรา" นี้ถูกใช้โดยนักบรรพชีวินวิทยา บางคน เพื่อระบุ ลำดับชั้น หินว่าเป็นอยู่บนหรือใกล้กับขอบเขตเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกในหินที่ไม่เหมาะสมสำหรับการหาอายุด้วยวิธีเรดิโอเมตริกหรือขาดฟอสซิลดัชนีที่ เหมาะสม [ 66 ]อย่างไรก็ตาม แม้แต่ผู้เสนอสมมติฐานการเพิ่มขึ้นของเชื้อราก็ชี้ให้เห็นว่า "การเพิ่มขึ้นของเชื้อรา" อาจเป็นปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นซ้ำๆ ซึ่งสร้างขึ้นโดยระบบนิเวศหลังการสูญพันธุ์ในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 65 ]แนวคิดเรื่องการเพิ่มขึ้นของเชื้อราได้รับการวิพากษ์วิจารณ์ในหลายประเด็น รวมถึง: Reduviasporonitesซึ่งเป็นสปอร์ของเชื้อราที่พบได้บ่อยที่สุด อาจเป็นสาหร่าย ที่กลายเป็น ฟอสซิล[ 47 ] [ 67 ]จุดสูงสุดไม่ได้ปรากฏทั่วโลก[ 68 ] [ 69 ] [ 70 ]และในหลายแห่งก็ไม่ได้อยู่บนขอบเขตระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก[ 71 ]เรดูเวียสปอโรไนต์อาจแสดงถึงการเปลี่ยนผ่านไปสู่โลกไทรแอสสิกที่ครอบงำด้วยทะเลสาบมากกว่าจะเป็นเขตแห่งความตายและการเน่าเปื่อยในยุคไทรแอสสิกตอนต้นในแหล่งฟอสซิลบนบกบางแห่ง[ 72 ] หลักฐานทางเคมีใหม่สอดคล้องกับต้นกำเนิดของเชื้อราสำหรับ เรดูเวียสปอโรไนต์ได้ดีกว่าทำให้คำวิจารณ์เหล่านี้ลดลง[ 73 ] [ 74 ]
ความไม่แน่นอนยังคงมีอยู่เกี่ยวกับระยะเวลาของการสูญพันธุ์โดยรวม และเกี่ยวกับช่วงเวลาและระยะเวลาของการสูญพันธุ์ของกลุ่มต่างๆ ภายในกระบวนการที่ใหญ่กว่า หลักฐานบางอย่างชี้ให้เห็นว่ามีการสูญพันธุ์หลายระลอก[ 75 ] [ 76 ] [ 77 ]หรือว่าการสูญพันธุ์นั้นยาวนานและกระจายออกไปเป็นเวลาหลายล้านปี โดยมีจุดสูงสุดที่ชัดเจนในช่วงล้านปีสุดท้ายของยุคเพอร์เมียน[ 78 ] [ 71 ] [ 79 ]การวิเคราะห์ทางสถิติของชั้นหิน ที่มีฟอสซิลจำนวนมาก ในเหม่ยซาน มณฑล เจ้อเจียงทางตะวันออกเฉียงใต้ของจีน ชี้ให้เห็นว่าการสูญพันธุ์หลักกระจุกตัวอยู่รอบจุดสูงสุดจุดเดียว[ 18 ]ในขณะที่การศึกษาส่วนเหลียงเฟิงยาพบหลักฐานของคลื่นการสูญพันธุ์สองระลอก MEH-1 และ MEH-2 ซึ่งมีสาเหตุแตกต่างกัน[ 80 ]และการศึกษาส่วนซ่างซีก็แสดงให้เห็นถึงการสูญพันธุ์สองระลอกที่มีสาเหตุต่างกัน[ 81 ]งานวิจัยล่าสุดแสดงให้เห็นว่ากลุ่มต่างๆ สูญพันธุ์ในช่วงเวลาที่ต่างกัน ตัวอย่างเช่น แม้ว่าจะยากที่จะระบุวันที่ได้อย่างแน่นอน แต่ การสูญพันธุ์ของ โอสทราคอดและแบรคิโอพอดนั้นห่างกันประมาณ 670,000 ถึง 1.17 ล้านปี[ 82 ]การวิเคราะห์สภาพแวดล้อมโบราณของ ชั้น หินโลปิงเกียนในแอ่งโบเวนของควีนส์แลนด์บ่งชี้ถึงช่วงเวลาของความเครียดทางสิ่งแวดล้อมทางทะเลเป็นระยะ ๆ มากมายตั้งแต่ช่วงกลางถึงปลายยุคโลปิงเกียน ซึ่งนำไปสู่การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในตอนปลายยุคเพอร์เมียน ซึ่งสนับสนุนแง่มุมของสมมติฐานแบบค่อยเป็นค่อยไป[ 83 ]การลดลงของความหลากหลายของชนิดพันธุ์ทางทะเลและการล่มสลายของโครงสร้างระบบนิเวศทางทะเลอาจแยกออกจากกันได้เช่นกัน โดยอย่างแรกเกิดขึ้นก่อนอย่างหลังประมาณ 61,000 ปี ตามการศึกษาหนึ่ง[ 84 ]
ประเด็นถกเถียงอีกประการหนึ่งคือ การสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตบนบกและในทะเลเกิดขึ้นพร้อมกันหรือไม่พร้อมกัน[ 20 ] [ 21 ]หลักฐานจากลำดับชั้นหินที่ได้รับการอนุรักษ์ไว้อย่างดีในกรีนแลนด์ ตะวันออก ชี้ให้เห็นว่าการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตบนบกและในทะเลเริ่มต้นพร้อมกัน ในลำดับชั้นหินนี้ การลดลงของสิ่งมีชีวิตจำพวกสัตว์เกิดขึ้นในช่วงเวลาประมาณ 10,000 ถึง 60,000 ปี โดยพืชต้องใช้เวลาอีกหลายแสนปีจึงจะแสดงผลกระทบอย่างเต็มที่จากเหตุการณ์นี้[ 85 ]ลำดับชั้นหินตะกอนจำนวนมากจากจีนตอนใต้แสดงให้เห็นถึงการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตบนบกและในทะเลที่เกิดขึ้นพร้อมกัน[ 86 ]การวิจัยในแอ่งซิดนีย์เกี่ยวกับระยะเวลาและเส้นทางของ PTME ยังสนับสนุนการเกิดขึ้นพร้อมกันของการล่มสลายของสิ่งมีชีวิตบนบกและในทะเล[ 87 ]นักวิทยาศาสตร์คนอื่นๆ เชื่อว่าการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของสิ่งมีชีวิตบนบกเริ่มต้นขึ้นระหว่าง 60,000 ถึง 370,000 ปีก่อนการเริ่มต้นของการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของสิ่งมีชีวิตในทะเล[ 24 ] [ 88 ]การวิเคราะห์ทางเคมีธรณีวิทยาจากส่วนต่างๆ ในฟินน์มาร์กและทรอนเดลาค แสดงให้เห็นว่า การเปลี่ยนแปลงของพืชบนบกเกิดขึ้นก่อนการเปลี่ยนแปลง δ 13 C ที่เป็นลบอย่างมากในช่วงการสูญพันธุ์ทางทะเล[ 89 ]การหาอายุของขอบเขตระหว่าง เขตการรวมกลุ่มของ ไดซิโนดอนและลิสโทรซอรัสในแอ่งคารูบ่งชี้ว่าการสูญพันธุ์บนบกเกิดขึ้นก่อนการสูญพันธุ์ทางทะเล[ 19 ]การก่อตัวของซุนเจียโกวทางตอนใต้ของจีนยังบันทึกการล่มสลายของระบบนิเวศบนบกก่อนวิกฤตการณ์ทางทะเล[ 90 ]งานวิจัยอื่นๆ ยังพบว่าการสูญพันธุ์บนบกเกิดขึ้นหลังจากการสูญพันธุ์ทางทะเลในเขตร้อน[ 91 ]
การศึกษาเกี่ยวกับช่วงเวลาและสาเหตุของการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกมีความซับซ้อนเนื่องจากการสูญพันธุ์ในยุคคาปิทาเนียน (เรียกอีกอย่างว่าการสูญพันธุ์ในยุคกัวดาลูเปียน) ซึ่งมักถูกมองข้ามไป เป็นการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่เพียงหนึ่งในสองครั้งในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนที่เกิดขึ้นก่อนเหตุการณ์เพอร์เมียน-ไทรแอสสิกไม่นาน กล่าวโดยสรุปคือ เมื่อยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกเริ่มต้นขึ้น เป็นเรื่องยากที่จะทราบว่าการสูญพันธุ์ในยุคคาปิทาเนียนสิ้นสุดลงแล้วหรือไม่[ 1 ] [ 92 ]การสูญพันธุ์หลายครั้งที่เคยกำหนดช่วงเวลาไว้ที่ขอบเขตระหว่างยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก ได้รับการกำหนดช่วงเวลาใหม่ให้เป็นช่วงปลายยุคคาปิทาเนียน ในภายหลัง นอกจากนี้ ยังไม่ชัดเจนว่าบางชนิดที่รอดชีวิตจากการสูญพันธุ์ครั้งก่อนๆ ได้ฟื้นตัวเพียงพอที่จะทำให้การสูญพันธุ์ครั้งสุดท้ายในช่วงเหตุการณ์เพอร์เมียน-ไทรแอสสิกถือแยกออกจากเหตุการณ์คาปิทาเนียนหรือไม่ มุมมองส่วนน้อยถือว่าลำดับของภัยพิบัติทางสิ่งแวดล้อมได้ก่อให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่เพียงครั้งเดียวและยาวนาน แม้ว่าสิ่งนี้อาจขึ้นอยู่กับว่าพิจารณาสายพันธุ์ใด ทฤษฎีเก่านี้ซึ่งยังคงได้รับการสนับสนุนในเอกสารล่าสุดบางฉบับ[ 15 ] [ 93 ]เสนอว่ามีคลื่นการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่สองครั้งห่างกัน 9.4 ล้านปี โดยมีช่วงเวลาของการสูญพันธุ์ที่น้อยกว่าคั่นอยู่ แต่ก็ยังสูงกว่าระดับพื้นฐานมาก และการสูญพันธุ์ครั้งสุดท้ายได้คร่าชีวิตสิ่งมีชีวิตในทะเลที่ยังมีชีวิตอยู่ในเวลานั้นไปเพียงประมาณ 80% ในขณะที่การสูญเสียอื่นๆ เกิดขึ้นในช่วงคลื่นแรกหรือช่วงเวลาระหว่างคลื่น ตามทฤษฎีนี้ หนึ่งในคลื่นการสูญพันธุ์เหล่านี้เกิดขึ้นในช่วงปลายยุคGuadalupian ของยุคเพอร์เมียน[ 94 ] [ 15 ] [ 95 ]ตัวอย่างเช่น สกุล ไดโนเซฟาเลียน ทั้งหมด สูญพันธุ์ไปในช่วงปลายยุค Guadalupian [ 93 ] เช่นเดียวกับ Verbeekinidaeซึ่งเป็น วงศ์ของฟอรามินิเฟอ ราฟิวซูลีนขนาดใหญ่[ 96 ]ผลกระทบของการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคกัวดาลูปต่อสิ่งมีชีวิตในทะเลดูเหมือนจะแตกต่างกันไปตามสถานที่และกลุ่มอนุกรมวิธาน – แบรคิโอพอดและปะการังประสบกับการสูญเสียอย่างรุนแรง[ 97 ] [ 98 ]
รูปแบบการสูญพันธุ์
| การสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตในทะเล | สกุลที่สูญพันธุ์ | หมายเหตุ |
|---|---|---|
| ไฮโอลิธา | 100% | ลดลงเป็นเวลานานก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์และหายากในช่วงยุคเพอร์เมียน[ 99 ] |
| อาร์โทรโปดา | ||
| โอสทราคอด | 74% | |
| ไทรโลไบต์ | 100% | มีจำนวนลดลงเรื่อยมาตั้งแต่ยุคดีโวเนียน เหลือเพียง 5 สกุลที่ยังมีชีวิตอยู่ก่อนการสูญพันธุ์ |
| บราคิโอโปดา | ||
| แบรคิโอพอด | 96% | ออร์ทิดส์และออร์โธเททิดส์สูญพันธุ์ไป และโปรดักทิดส์ก็จะสูญพันธุ์ตามมาในไม่ช้า |
| ไบรโอซัว | ||
| ไบรโอซัว | 79% | สัตว์ในกลุ่ม Fenestrates, Trepostomes และ Cryptostomes สูญพันธุ์ไป |
| ไนดาเรีย | ||
| แอนโทโซแอนส์ | 96% | ปะการังชนิดแผ่นและชนิดขรุขระ ได้สูญพันธุ์ไป |
| เอคิโนเดอร์มาตา | ||
| บลาสทอยด์ | 100% | |
| ครินอยด์ | 98% | อินาดูเนตและคาเมราเตสูญพันธุ์ไปแล้ว |
| หอย | ||
| แอมโมไนต์ | 97% | โกเนียไทต์และโปรเลแคนทิดสูญพันธุ์ไปแล้ว |
| หอยสองฝา | 59% | |
| หอยทาก | 98% | |
| เรตาเรีย | ||
| ฟอรามินิเฟอแรน | 97% | ปลาในวงศ์ Fusulinidaeสูญพันธุ์ไป แต่เกือบจะสูญพันธุ์ไปแล้วก่อนเกิดภัยพิบัติครั้งใหญ่ |
| เรดิโอลาเรียน | 99% [ 100 ] | |
สิ่งมีชีวิตในทะเล
สัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลประสบกับการสูญเสียครั้งใหญ่ที่สุดในช่วงการสูญพันธุ์ P–Tr แม้ว่าการประมาณการก่อนหน้านี้เกี่ยวกับการสูญพันธุ์ของสายพันธุ์ในทะเล 90–96% นั้นเกิดจากการรวมเข้ากับการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในช่วงปลายยุค Capitanianซึ่งเกิดขึ้นเมื่อ 7–10 ล้านปีก่อน[ 12 ]พบหลักฐานของการสูญเสียเหล่านี้ในตัวอย่างจากส่วนต่างๆ ของจีนตอนใต้ที่ขอบเขต P–Tr ที่นี่ สกุลของสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเล 286 จาก 329 สกุลหายไปภายในเขตตะกอนสองเขตสุดท้ายที่มีคอนโอโดนต์จากยุคเพอร์เมียน[ 18 ]การลดลงของความหลากหลายน่าจะเกิดจากการสูญพันธุ์ที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว มากกว่าการลดลงของการเกิดสปีชีส์ใหม่[ 101 ]
การสูญพันธุ์ส่วนใหญ่ส่งผลกระทบต่อสิ่งมีชีวิตที่มี โครงกระดูก แคลเซียมคาร์บอเนตโดยเฉพาะอย่างยิ่งสิ่งมีชีวิตที่ต้องพึ่งพาระดับ CO2 ที่คงที่การสร้างโครงกระดูก สิ่งมีชีวิตเหล่านี้มีความอ่อนไหวต่อผลกระทบของการเป็นกรดของมหาสมุทรที่เกิดจากการเพิ่มขึ้นของ CO2 ในบรรยากาศ[ ]สิ่งมีชีวิตที่ต้องพึ่งพา ฮี โมไซยานินหรือฮีโมโกลบินในการขนส่งออกซิเจนมีความต้านทานต่อการสูญพันธุ์มากกว่าสิ่งมีชีวิตที่ใช้ฮีเมอริทรินหรือการแพร่กระจายของออกซิเจน[ 103 ]นอกจากนี้ยังมีหลักฐานว่าความเป็นถิ่นเฉพาะถิ่นเป็นปัจจัยเสี่ยงที่สำคัญที่มีอิทธิพลต่อโอกาสการสูญพันธุ์ของกลุ่มสิ่งมีชีวิต กลุ่มหอยสองฝาที่เป็นถิ่นเฉพาะถิ่นและจำกัดอยู่ในภูมิภาคใดภูมิภาคหนึ่งมีแนวโน้มที่จะสูญพันธุ์มากกว่ากลุ่มที่แพร่กระจายไปทั่วโลก[ 104 ]อัตราการรอดชีวิตของกลุ่มสิ่งมีชีวิตมีความแตกต่างกันเล็กน้อย ตามละติจูด [ 105 ]สิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่ในแหล่งหลบภัยที่ได้รับผลกระทบจากภาวะโลกร้อนน้อยกว่าจะประสบกับการสูญพันธุ์ที่น้อยกว่าหรือล่าช้ากว่า[ 106 ]
ในบรรดาสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่ใต้ทะเลเหตุการณ์การสูญพันธุ์ได้ทวีคูณอัตราการสูญพันธุ์พื้นฐานและด้วยเหตุนี้จึงทำให้เกิดการสูญเสียชนิดพันธุ์สูงสุดในกลุ่ม สิ่งมีชีวิต ที่มีอัตราการสูญพันธุ์พื้นฐานสูง (โดยนัยคือกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่มีการหมุนเวียน สูง ) [ 107 ] [ 108 ]อัตราการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตในทะเลนั้นร้ายแรง มาก [ 18 ] [ 109 ] [ 85 ]สิ่งมีชีวิตที่กวนตะกอนได้รับผลกระทบอย่างรุนแรงมาก ดังที่เห็นได้จากการสูญเสียชั้นตะกอนผสมในชั้นตะกอนทางทะเลหลายแห่งในช่วงการสูญพันธุ์ปลายยุคเพอร์เมียน[ 110 ]
กลุ่มสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลที่รอดชีวิต ได้แก่แบรคิโอ พอดที่มีข้อต่อ (แบรคิโอพอดที่มีบานพับ) [ 111 ]ซึ่งมีจำนวนลดลงอย่างช้าๆ นับตั้งแต่การสูญพันธุ์ P–Tr; แอมโมไนต์ในอันดับCeratitida [ 112 ]และไครนอยด์ ("ดอกลิลลี่ทะเล") [ 112 ]ซึ่งเกือบจะสูญพันธุ์ไป แต่ต่อมากลับมีจำนวนมากและหลากหลาย กลุ่มที่มีอัตราการรอดชีวิตสูงสุดโดยทั่วไปจะมีการควบคุมการไหลเวียน อย่างมีประสิทธิภาพ กลไกการแลกเปลี่ยนก๊าซที่ซับซ้อน และการสร้างแคลเซียมแบบเบาบาง สิ่งมีชีวิตที่มีการสร้างแคลเซียมหนาแน่นกว่าและมีอุปกรณ์การหายใจที่เรียบง่ายกว่าจะประสบกับการสูญเสียความหลากหลายของสายพันธุ์มากที่สุด[ 113 ] [ 114 ]ในกรณีของแบรคิโอพอด อย่างน้อยที่สุดกลุ่มสิ่งมี ชีวิตที่รอดชีวิต โดยทั่วไปมีขนาดเล็ก เป็นสมาชิกที่หายากของชุมชนที่เคยมีความหลากหลายมาก่อน[ 115 ]
คอนโอโดนต์ได้รับผลกระทบอย่างรุนแรงทั้งในด้านความหลากหลายทางอนุกรมวิธานและสัณฐานวิทยา แม้ว่าจะไม่รุนแรงเท่ากับในช่วงการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคคาปิทาเนียนก็ตาม[ 116 ]
แอมโมไนด์ซึ่งอยู่ในภาวะลดจำนวนลงอย่างต่อเนื่องเป็นเวลา 30 ล้านปีนับตั้งแต่ยุคโรเดียน (เพอร์เมียนตอนกลาง) ประสบกับการสูญพันธุ์แบบเลือกสรรเมื่อ 10 ล้านปีก่อนเหตุการณ์หลัก ในช่วงปลายของ ยุค คาปิทาเนียนในการสูญพันธุ์เบื้องต้นนี้ ซึ่งลดความแตกต่างหรือขอบเขตของกลุ่มนิเวศวิทยาที่แตกต่างกันลงอย่างมาก ปัจจัยด้านสิ่งแวดล้อมดูเหมือนจะเป็นสาเหตุ ความหลากหลายและความแตกต่างลดลงอีกจนถึงขอบเขต P–Tr การสูญพันธุ์ที่นี่ (P–Tr) ไม่ใช่แบบเลือกสรร สอดคล้องกับตัวเริ่มต้นที่หายนะ ในช่วงยุคไทรแอสสิก ความหลากหลายเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว แต่ความแตกต่างยังคงต่ำ[ 117 ]ขอบเขตของพื้นที่รูปร่างที่แอมโมไนด์ครอบครอง นั่นคือขอบเขตของรูปแบบ รูปร่าง หรือโครงสร้างที่เป็นไปได้ของพวกมัน ถูกจำกัดมากขึ้นเมื่อยุคเพอร์เมียนดำเนินไป เมื่อเข้าสู่ยุคไทรแอสสิกไม่กี่ล้านปี พื้นที่เดิมของโครงสร้างแอมโมไนด์ก็กลับมาครอบครองอีกครั้ง แต่พารามิเตอร์ต่างๆ ถูกแบ่งปันแตกต่างกันไปในแต่ละกลุ่ม[ 118 ]
โอสทราคอดประสบกับการเปลี่ยนแปลงความหลากหลายอย่างต่อเนื่องในช่วงยุคฉางซิงก่อนยุค PTME ที่แท้จริง ซึ่งโอสทราคอดจำนวนมากได้หายไปอย่างฉับพลัน[ 119 ]อย่างน้อย 74% ของโอสทราคอดได้สูญพันธุ์ไปในช่วงยุค PTME เอง[ 120 ]
ไบรโอซัวส์มีจำนวนลดลงอย่างต่อเนื่องตลอดช่วงปลายยุคเพอร์เมียน ก่อนที่จะประสบกับการสูญเสียครั้งใหญ่ยิ่งกว่าในช่วง PTME [ 121 ]โดยเป็นกลุ่มที่ได้รับผลกระทบรุนแรงที่สุดในกลุ่มลอโฟโฟเรต[ 122 ]
ฟองน้ำน้ำลึกประสบกับการสูญเสียความหลากหลายอย่างมีนัยสำคัญและขนาดของหนามลดลงในช่วง PTME ฟองน้ำน้ำตื้นได้รับผลกระทบน้อยกว่ามาก พวกมันประสบกับการเพิ่มขึ้นของขนาดหนามและการสูญเสียความหลากหลายทางสัณฐานวิทยาที่ต่ำกว่ามากเมื่อเทียบกับฟองน้ำน้ำลึก[ 123 ]
ฟอรามินิเฟอราประสบกับภาวะคอขวดด้านความหลากหลายอย่างรุนแรง[ 5 ]หลักฐานจากจีนตอนใต้บ่งชี้ว่าการสูญพันธุ์ของฟอรามินิเฟอราเกิดขึ้นสองช่วง[ 124 ]แหล่งรวมความหลากหลายทางชีวภาพของฟอรามินิเฟอราเคลื่อนตัวไปยังน่านน้ำที่ลึกกว่าในช่วง PTME [ 125 ] ฟอรามินิเฟอราในช่วง ปลายยุคเพอร์เมียนประมาณ 93% สูญพันธุ์ไป โดย 50% ของกลุ่ม Textulariina, 92% ของ Lagenida, 96% ของ Fusulinida และ 100% ของ Miliolida หายไป[ 126 ]ฟอรามินิเฟอราที่มีแคลเซียมคาร์บอเนตประสบกับอัตราการสูญพันธุ์ถึง 91% [ 127 ]เหตุผลที่ Lagenides รอดชีวิตในขณะที่ Fusulinoidean Fusulinides สูญพันธุ์ไปอย่างสิ้นเชิงอาจเป็นเพราะช่วงความทนทานต่อสภาพแวดล้อมที่กว้างกว่าและการกระจายทางภูมิศาสตร์ที่มากกว่าของกลุ่มแรกเมื่อเทียบกับกลุ่มหลัง[ 128 ]
ฉลามแคลโดดอนโทมอร์ฟน่าจะรอดพ้นจากการสูญพันธุ์โดยการอาศัยอยู่ในแหล่งหลบภัยในมหาสมุทรลึก ซึ่งเป็นสมมติฐานที่อิงจากการค้นพบ แคลโดดอนโทมอร์ฟใน ยุคครีเทเชียสตอนต้นในสภาพแวดล้อมชั้นนอกที่ลึก[ 129 ]อิกทิโอซอร์ซึ่งวิวัฒนาการขึ้นก่อน PTME ทันที ก็เป็นผู้รอดชีวิตจาก PTME เช่นกัน[ 130 ]
ปรากฏการณ์ลิลลิพุตซึ่งเป็นปรากฏการณ์ที่สิ่งมีชีวิตแคระแกร็นลงในช่วงระหว่างและหลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ ได้รับการสังเกตพบในช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก[ 131 ] [ 132 ]โดยเฉพาะอย่างยิ่งในฟอรามินิเฟอรา[ 133 ] [ 134 ] [ 135 ]แบรคิโอพอด[ 136 ] [ 137 ] [ 138 ]หอย สองฝา [ 139 ] [ 140 ] [ 141 ]และออสทราคอด[ 142 ] [ 143 ]แม้ว่าหอยทากที่รอดชีวิตจากภัยพิบัติจะมีขนาดเล็กกว่าหอยทากที่ไม่รอด[ 144 ]แต่ก็ยังมีการถกเถียงกันอยู่ว่าปรากฏการณ์ลิลลิพุตเกิดขึ้นจริงในหมู่หอยทากหรือไม่[ 145 ] [ 146 ] [ 147 ]หอยทากบางกลุ่มที่เรียกว่า "หอยทากกัลลิเวอร์" มีขนาดใหญ่ขึ้นอย่างมากในช่วงระหว่างและหลังการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 148 ]ซึ่งเป็นตัวอย่างของปรากฏการณ์ตรงกันข้ามกับปรากฏการณ์ลิลลิพุต ซึ่งถูกเรียกว่าปรากฏการณ์บรอบดิงแนก[ 149 ]
สัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังบนบก
ยุคเพอร์เมียนมีความหลากหลายอย่างมากในแมลงและสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังชนิดอื่นๆ รวมถึงแมลงที่ใหญ่ที่สุดเท่าที่เคยมีมา การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่สุดของแมลงในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนเท่าที่ทราบ[ 16 ] [ 150 ]ตามแหล่งข้อมูลบางแหล่ง อาจเป็นการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่เพียงครั้งเดียวที่ส่งผลกระทบต่อความหลากหลายของแมลงอย่างมีนัยสำคัญ[ 151 ] [ 152 ]แมลงแปดหรือเก้าอันดับสูญพันธุ์ไป และอีกสิบอันดับมีความหลากหลายลดลงอย่างมากPalaeodictyopteroids (แมลงที่มีปากแบบเจาะและดูด) เริ่มลดลงในช่วงกลางยุคเพอร์เมียน การสูญพันธุ์เหล่านี้เชื่อมโยงกับการเปลี่ยนแปลงของพืช การลดลงมากที่สุดเกิดขึ้นในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน และอาจไม่ได้เกิดจากการเปลี่ยนแปลงของพืชที่เกี่ยวข้องกับสภาพอากาศโดยตรง[ 51 ]อย่างไรก็ตาม การลดลงของแมลงบางชนิดที่สังเกตได้ใน PTME เป็นการเปลี่ยนแปลงทางชีวภูมิศาสตร์มากกว่าการสูญพันธุ์โดยตรง[ 153 ]
พืชบก
บันทึกทางธรณีวิทยาของ พืช บกนั้นกระจัดกระจายและส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับ การศึกษา ละอองเรณูและสปอร์การเปลี่ยนแปลงของพืชในช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิกนั้นมีความแปรปรวนสูง ขึ้นอยู่กับตำแหน่งและคุณภาพการอนุรักษ์ของแต่ละพื้นที่[ 154 ]พืชค่อนข้างทนทานต่อการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ โดยผลกระทบของการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ทั้งหมดนั้น "ไม่มีนัยสำคัญ" ในระดับวงศ์[ 47 ]การสูญเสียความหลากหลายของพืชนั้นตื้นเขินกว่าการสูญเสียของสัตว์ทะเล[ 155 ]แม้แต่การลดลงของความหลากหลายของชนิดพันธุ์ที่สังเกตได้ (50%) ก็อาจเกิดจากกระบวนการทางธรณีวิทยา เป็นส่วนใหญ่ [ 156 ] [ 47 ]อย่างไรก็ตาม การเปลี่ยนแปลงระบบนิเวศครั้งใหญ่เกิดขึ้น โดยความอุดมสมบูรณ์และการกระจายตัวของพืชเปลี่ยนแปลงไปอย่างมาก และป่าไม้ทั้งหมดก็แทบจะหายไป[ 157 ] [ 47 ]กลุ่มดอกไม้ที่เด่นเปลี่ยนไป โดยพืชบกหลายกลุ่มประสบกับภาวะเสื่อมถอยอย่างฉับพลัน เช่นCordaites ( พืชเมล็ดเปลือย ) และGlossopteris ( เฟิร์นเมล็ด ) [ 158 ] [ 159 ]ความรุนแรงของการสูญพันธุ์ของพืชยังคงเป็นที่ถกเถียงกันอยู่[ 160 ] [ 156 ]
พืช พรรณที่โดดเด่นของ Glossopterisซึ่งเป็นลักษณะเฉพาะของกอนด์วานาในละติจูดสูง ได้ล่มสลายในออสเตรเลียเมื่อประมาณ 370,000 ปีก่อนขอบเขตเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก โดยการล่มสลายของพืชพรรณนี้มีข้อจำกัดน้อยกว่าในกอนด์วานาตะวันตก แต่ก็ยังน่าจะเกิดขึ้นหลายแสนปีก่อนขอบเขตดังกล่าว[ 161 ]การล่มสลายของพืชพรรณนี้ถูกบ่งชี้โดยอ้อมด้วยการเปลี่ยนแปลงอย่างฉับพลันของสัณฐานวิทยาของแม่น้ำจากระบบแม่น้ำคดเคี้ยวไปเป็นระบบแม่น้ำแบบแตกแขนง ซึ่งบ่งบอกถึงการล่มสลายอย่างกว้างขวางของพืชที่มีราก[ 162 ]
การศึกษา ทางด้านพาลินวิทยา (ละอองเรณู) จากกรีนแลนด์ ตะวันออก ของ ชั้น หินตะกอนที่ก่อตัวขึ้นในช่วงยุคการสูญพันธุ์บ่งชี้ว่ามีป่าไม้ เมล็ดเปลือยหนาแน่น ก่อนเหตุการณ์ดังกล่าว ในขณะเดียวกันกับที่ สัตว์ ไม่มีกระดูกสันหลัง ในทะเล ลดจำนวนลง ป่าไม้ขนาดใหญ่เหล่านี้ก็ตายไปและตามมาด้วยความหลากหลายของพืชล้มลุก ขนาดเล็กที่เพิ่ม ขึ้น รวมถึง Lycopodiophytaทั้งSelaginellalesและIsoetales [ 70 ]ข้อมูลจาก Kap Stosch ชี้ให้เห็นว่าความหลากหลายของชนิดพืชดอกไม้ไม่ได้ได้รับผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญในช่วง PTME [ 163 ]
พืช สกุล Cordaitesซึ่งครอบงำอาณาจักรพืช Angaran ที่สอดคล้องกับไซบีเรีย ได้ล่มสลายลงในช่วงการสูญพันธุ์[ 164 ]ในแอ่ง Kuznetskการสูญพันธุ์ที่เกิดจากความแห้งแล้งของพืชป่าที่ปรับตัวเข้ากับความชื้นในระดับภูมิภาคซึ่งมี Cordaitaleans เป็นหลัก เกิดขึ้นเมื่อประมาณ 252.76 ล้านปีก่อน หรือประมาณ 820,000 ปีก่อนการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนในจีนตอนใต้ ซึ่งบ่งชี้ว่าหายนะทางชีวภาพในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนอาจเริ่มต้นเร็วกว่าบนบก และวิกฤตการณ์ทางนิเวศวิทยาอาจค่อยเป็นค่อยไปและไม่พร้อมกันบนบกมากกว่าเมื่อเทียบกับการเริ่มต้นอย่างฉับพลันในอาณาจักรทางทะเล[ 165 ]
ในภาคเหนือของจีน การเปลี่ยนผ่านระหว่างชั้นหิน Shihhotse ตอนบนและชั้นหิน Sunjiagou และชั้นหินที่เทียบเท่ากันในแนวราบ ถือเป็นเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของพืช พืชสกุลต่างๆ ที่ไม่สูญพันธุ์ก็ยังประสบกับการลดลงอย่างมากของขอบเขตทางภูมิศาสตร์ หลังจากการเปลี่ยนผ่านนี้ พื้นที่ชุ่มน้ำถ่านหินก็หายไป การสูญพันธุ์ของพืชในภาคเหนือของจีนมีความสัมพันธ์กับการลดลงของ พืชสกุล Gigantopterisในภาคใต้ของจีน[ 166 ]
ในภาคใต้ของจีน ป่าฝนเขตร้อนชื้นCathaysian gigantopteridที่ถูกครอบงำโดยพืชสกุลนี้กลับล่มสลายลงอย่างฉับพลัน[ 167 ] [ 168 ] [ 169 ]การสูญพันธุ์ของพืชในภาคใต้ของจีนมีความเกี่ยวข้องกับการเบ่งบานของแบคทีเรียในดินและ ระบบนิเวศ ทะเลสาบ ใกล้เคียง โดยการกัดเซาะดินอันเป็นผลมาจากการตายของพืชน่าจะเป็นสาเหตุ[ 170 ]ไฟป่าก็มีบทบาทสำคัญต่อการล่มสลายของ Gigantopteris ด้วยเช่นกัน[ 171 ]
พืชสนในพื้นที่ซึ่งปัจจุบันคือประเทศจอร์แดน ซึ่งเป็นที่รู้จักจากฟอสซิลใกล้ทะเลเดดซีแสดงให้เห็นถึงความเสถียรที่ผิดปกติในช่วงเปลี่ยนผ่านระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก และดูเหมือนว่าจะได้รับผลกระทบจากวิกฤตการณ์เพียงเล็กน้อยเท่านั้น[ 172 ]
สัตว์มีกระดูกสันหลังบนบก
อัตราการสูญพันธุ์ของสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกยังเป็นที่ถกเถียงกันอยู่ หลักฐานบางอย่างจากแอ่งคารูบ่งชี้ว่าการสูญพันธุ์นั้นยืดเยื้อยาวนานถึงหนึ่งล้านปี[ 173 ]หลักฐานอื่นๆ จากแหล่งสะสมคารูชี้ให้เห็นว่าใช้เวลา 50,000 ปีหรือน้อยกว่านั้น[ 174 ]ในขณะที่การศึกษาอุจจาระดึกดำบรรพ์ในแหล่งฟอสซิลเวียซนิกิในรัสเซียชี้ให้เห็นว่าใช้เวลาเพียงไม่กี่พันปี[ 175 ]ความแห้งแล้งที่เกิดจากภาวะโลกร้อนเป็นสาเหตุหลักของการสูญพันธุ์ของสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบก[ 176 ] [ 177 ]อัตราการตายของสัตว์กินพืชที่สูงส่งผลให้สัตว์กินเนื้อสูญพันธุ์ตามไปด้วย[ 178 ]มีหลักฐานว่าสัตว์สะเทินน้ำสะเทินบก ในกลุ่มลา บิริน โทดอนต์สัตว์เลื้อยคลาน และสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมดึกดำบรรพ์ มากกว่าสองในสามสูญพันธุ์ไป สัตว์กินพืชขนาดใหญ่ประสบความสูญเสียมากที่สุด
สัตว์เลื้อยคลาน อนาปซิดใน ยุคเพอร์ เมียนทั้งหมดสูญพันธุ์ไป ยกเว้นโปรโคโลโฟนิด (ถึงแม้ว่าเต่าจะมี กะโหลกแบบอนาปซิดตาม สัณฐานวิทยาแต่ปัจจุบันเชื่อกันว่าพวกมันวิวัฒนาการแยกจากบรรพบุรุษไดแอพซิด) เพลิโคซอร์สูญพันธุ์ไปก่อนสิ้นสุดยุคเพอร์เมียน มีการค้นพบฟอสซิลไดแอพซิดในยุคเพอร์เมียนน้อยเกินไปที่จะสนับสนุนข้อสรุปใดๆ เกี่ยวกับผลกระทบของการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียนต่อไดแอพซิด (กลุ่ม "สัตว์เลื้อยคลาน" ซึ่งเป็นต้นกำเนิดของกิ้งก่า งู จระเข้ และไดโนเสาร์ (รวมถึงนก)) [ 179 ] [ 10 ]แทงกาซอริเดส่วนใหญ่ไม่ได้รับผลกระทบ[ 180 ] PTME แสดงถึงการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่สุดของอะโนโมดอนต์ในประวัติศาสตร์วิวัฒนาการของพวกมัน[ 181 ] โดยทั่วไปเชื่อกันว่า กอร์โกนอปเซียนสูญพันธุ์ไปในช่วง PTME แต่หลักฐานเบื้องต้นบางอย่างชี้ให้เห็นว่าพวกมันอาจมีชีวิตรอดมาจนถึงยุคไทรแอสสิก[ 182 ] ปลา น้ำจืดและ ปลา ที่ทนต่อความเค็มได้ซึ่งประสบกับการสูญเสียความหลากหลายเพียงเล็กน้อยก่อน PTME ไม่ได้รับผลกระทบในช่วง PTME และในความเป็นจริงแล้วดูเหมือนว่าจะมีความหลากหลายเพิ่มขึ้นในช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก[ 183 ]อย่างไรก็ตาม มีการเปลี่ยนแปลงของสัตว์ในชุมชนปลาน้ำจืดในพื้นที่ต่างๆ เช่น แอ่งคุซเนตสค์[ 184 ]
กลุ่มที่รอดชีวิตประสบกับการสูญเสียสายพันธุ์อย่างหนัก และกลุ่มสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกบางกลุ่มเกือบจะสูญพันธุ์ไปในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน กลุ่มที่รอดชีวิตบางกลุ่มไม่สามารถดำรงอยู่ต่อไปได้หลังจากช่วงเวลานี้ แต่กลุ่มอื่นๆ ที่รอดชีวิตมาได้อย่างหวุดหวิดกลับสร้างสายพันธุ์ที่หลากหลายและคงอยู่ยาวนาน อย่างไรก็ตาม ต้องใช้เวลาถึง 30 ล้านปี กว่าที่สัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกจะฟื้นตัวได้อย่างสมบูรณ์ทั้งในด้านจำนวนและระบบนิเวศ[ 185 ]
เป็นการยากที่จะประเมินอัตราการสูญพันธุ์และการอยู่รอดของสิ่งมีชีวิตบนบก เนื่องจากมีแหล่งฟอสซิลบนบกเพียงไม่กี่แห่งที่ครอบคลุมช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก บันทึก การเปลี่ยนแปลงของ สัตว์มีกระดูกสันหลัง ที่เป็นที่รู้จักมากที่สุด ในช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิกพบในกลุ่มหินคารูซูเปอร์กรุ๊ปของแอฟริกาใต้แต่การวิเคราะห์ทางสถิติยังไม่สามารถสรุปผลได้อย่างชัดเจน[ 186 ]การศึกษาหนึ่งในแอ่งคารูพบว่า 69% ของสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกสูญพันธุ์ไปในช่วง 300,000 ปีที่ผ่านมาจนถึงช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก ตามมาด้วยการสูญพันธุ์เล็กน้อยที่เกี่ยวข้องกับสิ่งมีชีวิต 4 กลุ่มที่รอดชีวิตจากช่วงการสูญพันธุ์ครั้งก่อน[ 187 ]การศึกษาอีกชิ้นหนึ่งเกี่ยวกับสัตว์มีกระดูกสันหลังในยุคเพอร์เมียนตอนปลายในแอ่งคารูพบว่า 54% ของพวกมันสูญพันธุ์ไปเนื่องจาก PTME [ 188 ]
การฟื้นตัวทางชีวภาพ
หลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์ โครงสร้างทางนิเวศวิทยาของชีวภาคในปัจจุบันได้วิวัฒนาการมาจากกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่รอดชีวิต ในทะเล “สัตว์วิวัฒนาการยุคพาลีโอโซอิก” ลดลง ในขณะที่ “สัตว์วิวัฒนาการยุคใหม่” มีบทบาทเด่นมากขึ้น[ 189 ]การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกถือเป็นจุดเปลี่ยนสำคัญในการเปลี่ยนแปลงทางนิเวศวิทยานี้ ซึ่งเริ่มต้นหลังจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคคาปิทา เนียน [ 190 ]และสิ้นสุดลงในยุคจูราสสิกตอนปลาย[ 191 ]กลุ่มสิ่งมีชีวิตทั่วไปของสัตว์หน้าดินที่มีเปลือก ได้แก่หอยสองฝา หอย ทากเม่นทะเลและมาลาโคสตรากาในขณะที่ปลาที่มีกระดูก[ 192 ]และสัตว์เลื้อยคลานทะเล[ 193 ]มีความหลากหลายมากขึ้นในเขต ทะเลเปิด บนบกไดโนเสาร์และสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมถือกำเนิดขึ้นในช่วงยุคไทรแอสสิก การเปลี่ยนแปลงอย่างลึกซึ้งในองค์ประกอบทางอนุกรมวิธานเป็นผลส่วนหนึ่งมาจากการเลือกสรรของเหตุการณ์การสูญพันธุ์ ซึ่งส่งผลกระทบต่อบางกลุ่มอนุกรมวิธาน (เช่นแบรคิโอพอด ) รุนแรงกว่ากลุ่มอื่น ๆ (เช่นหอยสองฝา ) [ 194 ] [ 195 ]อย่างไรก็ตาม การฟื้นตัวก็แตกต่างกันไปในแต่ละกลุ่มอนุกรมวิธาน บางกลุ่มที่รอดชีวิตได้สูญพันธุ์ไปในอีกหลายล้านปีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์โดยไม่ได้วิวัฒนาการใหม่ ( การเดินของกลุ่มที่ตายไปแล้ว[ 196 ]เช่น ตระกูลหอยทากBellerophontidae ) [ 197 ]ในขณะที่บางกลุ่มกลับมีอำนาจเหนือกว่าในช่วงเวลาทางธรณีวิทยา (เช่น หอยสองฝา) [ 198 ] [ 199 ]
ระบบนิเวศทางทะเล
เหตุการณ์การแพร่กระจายไปทั่วโลกเริ่มต้นขึ้นทันทีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในตอนปลายยุคเพอร์เมียน[ 200 ] สัตว์ทะเลหลังการสูญพันธุ์ส่วนใหญ่มีจำนวนชนิดน้อยและถูกครอบงำโดยกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่ได้รับผลกระทบจากภัยพิบัติเพียงไม่กี่กลุ่ม เช่น หอยสองฝา Claraia, Unionites, Eumorphotis และ Promyalina [ 201 ] คอนโอโดนต์ Clarkina และ Hindeodus [ 202 ] แบรคิโอพอดที่ไม่มีข้อต่อ Lingularia [ 201 ]และฟอรามินิเฟอรา Earlandia และ Rectocornuspira kalhori [ 203 ]ซึ่งบางครั้งจัดอยู่ในสกุล Ammodiscus [ 204 ]ความหลากหลายของกลุ่มสิ่งมีชีวิตเหล่านี้ก็ต่ำเช่นกัน[ 205 ]สัตว์หลัง PTME มีความหลากหลายตามละติจูดที่ราบเรียบและไม่มีนัยสำคัญ[ 206 ]
ความเร็วในการฟื้นตัวจากการสูญพันธุ์ยังเป็นที่ถกเถียงกันอยู่ นักวิทยาศาสตร์บางคนประเมินว่าต้องใช้เวลา 10 ล้านปี (จนถึงยุคไทรแอสสิกตอนกลาง ) เนื่องจากความรุนแรงของการสูญพันธุ์[ 207 ]อย่างไรก็ตาม การศึกษาในเขตBear Lake Countyใกล้กับปารีส รัฐไอดาโฮ [ 208 ]และแหล่งโบราณสถานใกล้เคียงในรัฐไอดาโฮและเนวาดา[ 209 ]แสดงให้เห็นถึงการฟื้นตัวที่ค่อนข้างรวดเร็วในระบบนิเวศทางทะเล ใน ยุคไทรแอสสิกตอนต้น ( Paris biota ) ซึ่งใช้เวลาประมาณ 1.3 ล้านปีในการฟื้นตัว[ 208 ] ในขณะที่พบ ร่องรอยจุลินทรีย์ที่มีความหลากหลายและซับซ้อนผิดปกติในอิตาลีน้อยกว่าหนึ่งล้านปีหลังจากการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน[ 210 ]นอกจากนี้สิ่งมีชีวิตที่ซับซ้อนของ Guiyangที่พบใกล้เมือง Guiyangประเทศจีน ยังบ่งชี้ว่าสิ่งมีชีวิตเจริญเติบโตในบางพื้นที่เพียงหนึ่งล้านปีหลังจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 211 ] [ 212 ]เช่นเดียวกับกลุ่มฟอสซิลที่รู้จักกันในชื่อ Shanggan fauna ที่พบใน Shanggan ประเทศจีน[ 213 ]สิ่งมีชีวิต Wangmo จากชั้นหิน Luolou ของ Guizhou [ 214 ]และกลุ่มหอยทากจากชั้นหิน Al Jil ของโอมาน[ 215 ]มีความแตกต่างในระดับภูมิภาคในอัตราการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิต[ 216 ] [ 217 ]ซึ่งชี้ให้เห็นว่าผลกระทบของการสูญพันธุ์อาจรุนแรงน้อยกว่าในบางพื้นที่เมื่อเทียบกับพื้นที่อื่น โดยความเครียดและความไม่เสถียรของสิ่งแวดล้อมที่แตกต่างกันเป็นแหล่งที่มาของความแปรปรวน[ 218 ] [ 219 ]ระบบนิเวศในละติจูดสูงอาจฟื้นตัวได้เร็วกว่าเนื่องจากผลผลิตขั้นต้นหลังการสูญพันธุ์สูง[ 220 ]นอกจากนี้ ยังมีการเสนอว่าถึงแม้ความหลากหลายทางอนุกรมวิธานโดยรวมจะฟื้นตัวอย่างรวดเร็ว แต่ความหลากหลายทางนิเวศวิทยาเชิงหน้าที่กลับใช้เวลานานกว่ามากในการกลับคืนสู่ระดับก่อนการสูญพันธุ์[ 221 ]การศึกษาหนึ่งสรุปว่าการฟื้นตัวของระบบนิเวศทางทะเลยังคงดำเนินต่อไปอีก 50 ล้านปีหลังจากการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคไทรแอสสิก แม้ว่าความหลากหลายทางอนุกรมวิธานจะฟื้นตัวในเวลาเพียงหนึ่งในสิบของช่วงเวลานั้นก็ตาม[ 222 ]
อัตราและช่วงเวลาของการฟื้นตัวยังแตกต่างกันไปตามกลุ่มสายพันธุ์และรูปแบบการดำรงชีวิต ชุมชนบนพื้นทะเลยังคงมีความหลากหลายค่อนข้างต่ำจนถึงปลายยุคไทรแอสสิกตอนต้น ซึ่งประมาณ 4 ล้านปีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์[ 223 ]เบนโทสที่อาศัยอยู่บนพื้นผิวใช้เวลานานกว่าในการฟื้นตัวเมื่อเทียบกับเบนโทสที่อาศัยอยู่ใต้พื้น[ 224 ]การฟื้นตัวที่ช้าเช่นนี้แตกต่างอย่างเห็นได้ชัดกับการฟื้นตัวอย่างรวดเร็วที่พบในสิ่งมีชีวิตที่ว่ายน้ำได้ เช่นแอมโมไนด์ซึ่งมีความหลากหลายมากกว่าก่อนการสูญพันธุ์แล้วสองล้านปีหลังจากวิกฤต[ 225 ]และคอนโอโดนต์ ซึ่งมีความหลากหลายเพิ่มขึ้นอย่างมากในช่วงสองล้านปีแรกของยุคไทรแอสสิกตอนต้น[ 226 ]
งานวิจัยล่าสุดชี้ให้เห็นว่าอัตราการฟื้นตัวนั้นถูกขับเคลื่อนโดยความเข้มข้นของการแข่งขันระหว่างชนิดพันธุ์ ซึ่งส่งผลต่ออัตราการแบ่งแยกนิเวศวิทยาและการเกิดสปีชีส์ใหม่[ 227 ]การฟื้นตัวที่ช้าในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกสามารถอธิบายได้ด้วยระดับการแข่งขันทางชีวภาพที่ต่ำเนื่องจากความหลากหลายทางอนุกรมวิธานมีน้อย[ 228 ]และการฟื้นตัวทางชีวภาพที่เร่งตัวขึ้นอย่างรวดเร็วในยุคอนิเซียนสามารถอธิบายได้ด้วยการแออัดของนิเวศวิทยา ซึ่งเป็นปรากฏการณ์ที่จะเพิ่มการแข่งขันอย่างมาก และกลายเป็นปรากฏการณ์ที่แพร่หลายในยุคอนิเซียน[ 229 ]ดังนั้น การเพิ่มขึ้นของความหลากหลายทางชีวภาพจึงมีพฤติกรรมเหมือนวงจรป้อนกลับเชิงบวกที่เสริมสร้างตัวเองเมื่อเริ่มต้นขึ้นในยุคสปาเธียนและอนิเซียน[ 230 ]ด้วยเหตุนี้ ระดับการแข่งขันระหว่างชนิดพันธุ์ ที่ต่ำ ในชุมชนใต้ทะเลที่ถูกครอบงำโดยผู้บริโภคขั้นต้น จึงสอดคล้องกับอัตรา การกระจายพันธุ์ที่ช้าและระดับการแข่งขันระหว่างชนิดพันธุ์ที่สูงในกลุ่มผู้บริโภคขั้นที่สองและขั้นที่สามที่ว่ายน้ำได้จะสอดคล้องกับอัตราการกระจายพันธุ์ที่สูง[ 228 ]คำอธิบายอื่นๆ ระบุว่าการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิตล่าช้าเนื่องจากสภาวะเลวร้ายกลับมาเป็นระยะๆ ตลอดช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 231 ] [ 232 ]ทำให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์เพิ่มเติม เช่นการสูญพันธุ์ที่ขอบเขตสมิธเทียน-สปาเธียน [ 11 ] [ 233 ] [ 234 ] สภาวะอากาศร้อนจัดอย่างต่อเนื่องในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกถือเป็นสาเหตุของการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิตในมหาสมุทรที่ล่าช้า[ 235 ] [ 236 ]โดยเฉพาะอย่างยิ่งสิ่งมีชีวิตที่มีโครงกระดูกซึ่งมีความเปราะบางต่อความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์สูง[ 237 ]ความล่าช้าในการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่บนพื้นทะเลนั้นเกิดจากภาวะขาดออกซิเจนอย่างแพร่หลาย[ 238 ]แต่ความอุดมสมบูรณ์ของสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่บนพื้นทะเลจำนวนมากขัดแย้งกับคำอธิบายนี้[ 239 ]การศึกษาในปี 2019 ระบุว่าความแตกต่างของเวลาในการฟื้นตัวระหว่างชุมชนนิเวศวิทยาต่างๆ เกิดจากความแตกต่างของความเครียดทางสิ่งแวดล้อมในท้องถิ่นในช่วงเวลาการฟื้นตัวทางชีวภาพ โดยภูมิภาคที่ประสบกับความเครียดทางสิ่งแวดล้อมอย่างต่อเนื่องหลังการสูญพันธุ์จะฟื้นตัวได้ช้ากว่า ซึ่งสนับสนุนมุมมองที่ว่าภัยพิบัติทางสิ่งแวดล้อมที่เกิดขึ้นซ้ำๆ เป็นสาเหตุที่ทำให้การฟื้นตัวทางชีวภาพล่าช้า[ 219 ]ความเครียดทางสิ่งแวดล้อมที่เกิดขึ้นซ้ำๆ ในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกยังทำหน้าที่เป็นเพดานจำกัดความซับซ้อนทางนิเวศวิทยาสูงสุดของระบบนิเวศทางทะเลจนถึงยุคสปาเธียน[ 240 ]สิ่งมีชีวิตที่ฟื้นตัวดูเหมือนจะมีความไม่สม่ำเสมอทางนิเวศวิทยาและไม่เสถียรไปจนถึงยุคอนิเซียนทำให้พวกมันอ่อนแอต่อความเครียดทางสิ่งแวดล้อม[ 241 ]
ในขณะที่ชุมชนทางทะเลส่วนใหญ่ฟื้นตัวอย่างสมบูรณ์ในช่วงยุคไทรแอสสิกตอนกลาง[ 242 ] [ 243 ]ความหลากหลายทางชีวภาพทางทะเลทั่วโลกกลับถึงระดับก่อนการสูญพันธุ์ได้ไม่เร็วกว่ายุคจูราสสิกตอนกลาง ซึ่งประมาณ 75 ล้านปีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์[ 244 ]
ก่อนการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ สัตว์ทะเลประมาณสองในสามเป็นสัตว์ที่อยู่กับที่และยึดติดกับพื้นทะเล ในช่วงยุคมีโซโซอิก สัตว์ทะเลเพียงประมาณครึ่งหนึ่งเท่านั้นที่เป็นสัตว์ที่อยู่กับที่ ส่วนที่เหลือเป็นสัตว์ที่เคลื่อนที่ได้อย่างอิสระ การวิเคราะห์ฟอสซิลสัตว์ทะเลจากยุคดังกล่าวบ่งชี้ว่าความอุดมสมบูรณ์ของสัตว์ที่กินอาหารแบบกรองที่ อยู่กับที่ เช่น แบรคิโอพอดและ ดอก ลิลลี่ทะเลลดลง และชนิดของสัตว์ที่เคลื่อนที่ได้ซับซ้อนกว่า เช่นหอยทากเม่นทะเลและปู เพิ่ม ขึ้น[ 245 ]ก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคเพอร์เมียน ระบบนิเวศทางทะเลที่ซับซ้อนและเรียบง่ายพบได้ทั่วไปเท่าๆ กัน หลังจากการฟื้นตัวจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ ชุมชนที่ซับซ้อนมีจำนวนมากกว่าชุมชนที่เรียบง่ายเกือบสามต่อหนึ่ง[ 245 ]และการเพิ่มขึ้นของแรงกดดันจากการล่าและการกินของแข็งนำไปสู่การปฏิวัติทางทะเลในยุคมีโซโซอิก[ 246 ]
สัตว์มีกระดูกสันหลังในทะเลฟื้นตัวค่อนข้างเร็ว แสดงให้เห็นถึงปฏิสัมพันธ์ระหว่างผู้ล่าและเหยื่อที่ซับซ้อน โดยมีสัตว์มีกระดูกสันหลังอยู่บนสุดของห่วงโซ่อาหาร ดังที่เห็นได้จากอุจจาระดึกดำบรรพ์ที่มีอายุย้อนไปถึง 5 ล้านปีหลัง PTME [ 247 ]ไฮโบดอนต์หลัง PTME แสดงให้เห็นถึงการเปลี่ยนฟันที่รวดเร็วมาก[ 248 ]อิคธิออปเทอริเจียนดูเหมือนจะขยายขนาดอย่างรวดเร็วมากหลัง PTME [ 249 ]
หอยสองฝาได้กลับมาตั้งรกรากในสภาพแวดล้อมทางทะเลหลายแห่งอย่างรวดเร็วหลังเกิดภัยพิบัติ[ 250 ]หอยสองฝาค่อนข้างหายากก่อนการสูญพันธุ์ P–Tr แต่กลับมีจำนวนมากและหลากหลายในยุคไทรแอสสิก โดยเข้ามาครอบครองนิเวศวิทยาที่เดิมทีถูกครอบครองโดยแบรคิโอพอดเป็นหลักก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 251 ]เคยเชื่อกันว่าหอยสองฝาสามารถแข่งขันเอาชนะแบรคิโอพอดได้ แต่สมมติฐานที่ล้าสมัยเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงจากแบรคิโอพอดเป็นหอยสองฝานี้ได้รับการพิสูจน์แล้วว่าไม่ถูกต้องโดย การวิเคราะห์ แบบเบย์เซียน [ 252 ] ความสำเร็จของหอยสองฝาภายหลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์อาจเป็นผลมาจากการที่พวกมันมีความยืดหยุ่นต่อความเครียดจากสิ่งแวดล้อมมากกว่าแบรคิโอพอดที่พวกมันอาศัยอยู่ร่วมกัน[ 191 ]ในขณะที่การศึกษาอื่นๆ เน้นย้ำถึงความกว้างของนิเวศวิทยาที่มากกว่าของหอยสองฝา[ 253 ]อย่างไรก็ตาม การที่หอยสองฝาขึ้นมามีอำนาจเหนือกว่าทั้งในด้านอนุกรมวิธานและนิเวศวิทยาเหนือแบรคิโอพอดนั้นไม่ได้เกิดขึ้นพร้อมกัน และแบรคิโอพอดยังคงมีอำนาจเหนือกว่าในด้านนิเวศวิทยาอย่างมากจนถึงยุคไทรแอสสิกตอนกลาง แม้ว่าหอยสองฝาจะมีความหลากหลายทางอนุกรมวิธานมากกว่าก็ตาม[ 254 ]นักวิจัยบางคนคิดว่าการเปลี่ยนแปลงจากแบรคิโอพอดเป็นหอยสองฝาไม่ได้เกิดจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในตอนปลายยุคเพอร์เมียนเท่านั้น แต่ยังเกิดจากการปรับโครงสร้างทางนิเวศวิทยาที่เริ่มต้นขึ้นอันเป็นผลมาจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคคาปิทาเนียนด้วย[ 255 ]พฤติกรรมการอาศัยอยู่ในดินของหอยสองฝาเริ่มแพร่หลายมากขึ้นหลังจากเหตุการณ์ PTME [ 256 ]
Linguliform brachiopods were commonplace immediately after the extinction event, with their abundance essentially unaffected by the crisis. Adaptations for oxygen-poor and warm environments, such as increased lophophoral cavity surface, shell width/length ratio, and shell miniaturization, are observed in post-extinction linguliforms.[257] The surviving brachiopod fauna was very low in diversity and exhibited no provincialism whatsoever.[258] Brachiopods began their recovery around 250.1 ± 0.3 Ma, as marked by the appearance of the genus Meishanorhynchia, believed to be the first of the progenitor brachiopods that evolved after the mass extinction.[259] Major brachiopod rediversification only began in the late Spathian and Anisian in conjunction with the decline of widespread anoxia and extreme heat and the expansion of more habitable climatic zones.[260] Brachiopod taxa during the Anisian recovery interval were only phylogenetically related to Late Permian brachiopods at a familial taxonomic level or higher; the ecology of brachiopods had radically changed from before in the mass extinction's aftermath.[261]
Ostracods were extremely rare during the basal-most Early Triassic.[262] Taxa associated with microbialites were disproportionately represented among ostracod survivors.[120] Ostracod recovery began in the Spathian.[263] Despite high taxonomic turnover, the ecological life modes of Early Triassic ostracods remained rather similar to those of pre-PTME ostracods.[264]
Xiphosurans survived the extinction and played important roles as predators in the immediate aftermath of the extinction, as evidenced by the limulidGuangyuanolimulus that existed immediately after the PTME's main extinction pulse.[265]
Bryozoans in the Early Triassic were restricted to the Boreal realm.[122] They were also not diverse, represented mainly by members of Trepostomatida. During the Middle Triassic, there was a rise in bryozoan diversity, which peaked in the Carnian.[266] However, bryozoans took until the Late Cretaceous to recover their full diversity.[267]
ครินอยด์ ("ดอกลิลลี่ทะเล") ประสบกับการสูญพันธุ์แบบเลือกสรร ส่งผลให้ความหลากหลายของรูปร่างลดลง[ 268 ]แม้ว่าการวิเคราะห์กลุ่มสายพันธุ์จะชี้ให้เห็นว่าการฟื้นตัวเริ่มต้นขึ้นในยุคอินดวน แต่การฟื้นตัวของความหลากหลายตามที่วัดจากหลักฐานฟอสซิลนั้นช้ากว่ามาก โดยปรากฏขึ้นในช่วงปลายยุคลาดิเนียน [ 269 ] การแพร่กระจายแบบปรับตัวหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ส่งผลให้รูปร่างที่มีแขนที่ยืดหยุ่นแพร่หลายมากขึ้นการเคลื่อนที่ซึ่งส่วนใหญ่เป็นการตอบสนองต่อแรงกดดันจากการล่า ก็แพร่หลายมากขึ้นเช่นกัน[ 270 ]แม้ว่าความหลากหลายทางอนุกรมวิธานจะยังคงค่อนข้างต่ำ แต่ครินอยด์ก็ฟื้นคืนความโดดเด่นทางนิเวศวิทยาได้มากในยุคไทรแอสสิกตอนกลาง[ 254 ]เม่นทะเลกลุ่มต้นกำเนิดรอดชีวิตจาก PTME [ 271 ]การอยู่รอดของเม่นทะเลไมโอซิดาริด เช่นEotiarisน่าจะเกิดจากความสามารถในการเจริญเติบโตในสภาพแวดล้อมที่หลากหลาย[ 272 ]
คอนโอโดนต์มีการฟื้นตัวอย่างรวดเร็วในช่วงอินดวน[ 273 ]โดยแอนชิกนาโทดอนทิดส์มีความหลากหลายสูงสุดในช่วงต้นอินดวน กอนโดเลล ลิดส์มีความหลากหลายมากขึ้นในช่วงปลายกรีสบาเชียน ความหลากหลายที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วนี้เป็นสาเหตุหลักที่ทำให้คอนโอโดนต์มีความหลากหลายสูงสุดโดยรวมในช่วงสมิเธียน[ 274 ]คอนโอโดนต์เซกมินิแพลเนตกลับมามีบทบาทเด่นอีกครั้งในช่วงต้นสปาเธียน ซึ่งอาจเกี่ยวข้องกับการมีออกซิเจนในน้ำลึกชั่วคราว[ 275 ]คอนโอโดนต์นีโอสปาโทดิดรอดพ้นจากวิกฤตแต่ก็เกิดการเปลี่ยนแปลงรูปร่าง[ 276 ]การเพิ่มความหลากหลายของคอนโอโดนต์ส่วนใหญ่ถูกจำกัดด้วยข้อจำกัดด้านการทำงานในช่วงกรีสบาเชียน และต่อมาด้วยข้อจำกัดด้านการแพร่กระจายและพื้นที่เฉพาะถิ่นในช่วงไดเนเรียนและสมิเธียน[ 277 ]
หลังเหตุการณ์ PTME กลุ่มสิ่งมีชีวิตที่ได้รับผลกระทบจากภัยพิบัติอย่างฟอรามินิเฟอราเบนทิกได้เข้ามาเติมเต็มช่องว่างทางนิเวศวิทยาที่ว่างอยู่ การฟื้นตัวของฟอรามินิเฟอราเบนทิกเป็นไปอย่างช้ามากและมักถูกขัดจังหวะจนถึงยุคสปาเธียน[ 278 ]ในทะเลเททิส ชุมชนฟอรามินิเฟอรายังคงมีความหลากหลายต่ำไปจนถึงยุคไทรแอสสิกตอนกลาง ยกเว้นกลุ่มสัตว์ในยุคลาดิเนียนที่โดดเด่นจากแอ่งคาตาโลเนียน[ 279 ]กลุ่มฟอรามินิเฟอราหลังเหตุการณ์ PTME มีขนาดตัวเฉลี่ยเพียง 15% ของขนาดตัวเฉลี่ยของกลุ่มฟอรามินิเฟอราก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์[ 280 ]
แนวปะการังจุลินทรีย์พบได้ทั่วไปในทะเลตื้นในช่วงเวลาสั้นๆ ในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 281 ] [ 282 ]โดยพบมากในละติจูดต่ำ ในขณะที่พบน้อยลงในละติจูดสูง[ 283 ]และพบได้ทั้งในน้ำที่มีออกซิเจนและน้ำที่ไม่มีออกซิเจน[ 284 ] ไมโครฟอสซิลที่คล้ายกับ Polybessurusมักเป็นส่วนประกอบหลักของไมโครไบไลต์ในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกเหล่านี้[ 285 ]แนวปะการังจุลินทรีย์-เมตาโซแอนปรากฏขึ้นตั้งแต่ช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 286 ]และเป็นส่วนประกอบหลักของชุมชนที่รอดชีวิตจำนวนมากในช่วงการฟื้นตัวจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 287 ]ดูเหมือนว่าแหล่งสะสมไมโครไบไลต์จะลดลงในช่วงต้นยุคกรีสบาเชียนพร้อมกับการลดลงของระดับน้ำทะเลอย่างมีนัยสำคัญที่เกิดขึ้นในเวลานั้น[ 284 ]แนวปะการังที่สร้างโดยสัตว์หลายเซลล์ปรากฏขึ้นอีกครั้งในช่วงยุคโอเลเนเคียน โดยส่วนใหญ่ประกอบด้วยไบโอสโตรมของฟองน้ำและโครงสร้างหอยสองฝา[ 287 ]ฟองน้ำเคราตินมีความสำคัญอย่างยิ่งต่อชุมชนแนวปะการังจุลินทรีย์-สัตว์หลายเซลล์ในยุคไทรแอสสิกตอนต้น[ 288 ] [ 289 ]และช่วยสร้างเสถียรภาพในระบบนิเวศที่เสียหายอย่างหนักในช่วงเริ่มต้นของการฟื้นตัวทางชีวภาพ[ 290 ] แนวปะการังที่ " ทูบิไฟต์ " ครอบงำปรากฏขึ้นในช่วงปลายยุคโอเลเนเคียน ซึ่งเป็นตัวแทนของแนวปะการังขอบแพลตฟอร์มที่เก่าแก่ที่สุดของยุคไทรแอสสิก แม้ว่าพวกมันจะยังไม่แพร่หลายจนกระทั่งปลายยุคอนิเซียน เมื่อความหลากหลายของชนิดพันธุ์ในแนวปะการังเพิ่มขึ้น ปะการังแข็งชนิดแรกก็ปรากฏขึ้นในช่วงปลายยุคอนิเซียนเช่นกัน แม้ว่าพวกมันจะยังไม่กลายเป็นผู้สร้างแนวปะการังที่โดดเด่นจนกระทั่งสิ้นสุดยุคไทรแอสสิก[ 287 ]ไบรโอซัวส์ รองจากฟองน้ำ เป็นสิ่งมีชีวิตที่มีจำนวนมากที่สุดในแนวปะการังเททิสในช่วงยุคอนิเซียน[ 291 ]แนวปะการังเมตาซัวกลับมาพบเห็นได้ทั่วไปอีกครั้งในช่วงยุคอนิเซียน เนื่องจากมหาสมุทรเย็นลงจากสภาวะที่ร้อนจัดในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 292 ]ความหลากหลายทางชีวภาพในแนวปะการังเมตาซัวไม่ได้ฟื้นตัวจนกระทั่งเข้าสู่ยุคอนิเซียน ซึ่งเป็นเวลาหลายล้านปีหลังจากที่ระบบนิเวศที่ไม่ใช่แนวปะการังฟื้นตัวด้านความหลากหลายแล้ว[ 293 ]โครงสร้างตะกอนที่เกิดจากจุลินทรีย์(MISS) จากยุคไทรแอสสิกตอนต้นพบว่ามีความเกี่ยวข้องกับหอยสองฝาฉวยโอกาสจำนวนมากและโพรงแนวตั้ง และเป็นไปได้ว่าแผ่นจุลินทรีย์หลังการสูญพันธุ์มีบทบาทสำคัญและขาดไม่ได้ในการอยู่รอดและการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิตที่กวนตะกอนต่างๆ[ 294 ]สมมติฐานที่หลบภัยของไมโครไบโอไลต์ถูกวิพากษ์วิจารณ์ว่าสะท้อนถึงอคติทางทาโฟโนมีเนื่องจากศักยภาพในการเก็บรักษาที่มากขึ้นของตะกอนไมโครไบโอไลต์ มากกว่าจะเป็นปรากฏการณ์ที่แท้จริง[ 295 ]
ร่องรอยสิ่งมีชีวิตแสดงให้เห็นว่าระบบนิเวศทางทะเลฟื้นตัวกลับสู่ระดับความซับซ้อนทางนิเวศวิทยาในระดับก่อนการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคโอเลเนเคียน[ 296 ] ร่องรอยสิ่งมีชีวิตในยุคอนิเซียนแสดงความหลากหลายที่ต่ำกว่าร่องรอยสิ่งมีชีวิตในยุคสปาเธียนเล็กน้อย แม้ว่านี่อาจเป็นผลสืบเนื่องมาจากการ รบกวนทางชีวภาพที่เพิ่มขึ้นและลึกขึ้นซึ่งลบหลักฐานการรบกวนทางชีวภาพที่ตื้นกว่า[ 297 ]
หลักฐาน ทางอิคโนโลยีชี้ให้เห็นว่าการฟื้นตัวและการตั้งถิ่นฐานใหม่ของสภาพแวดล้อมทางทะเลอาจเกิดขึ้นจากการแพร่กระจายออกไปจากแหล่งหลบภัยที่ประสบกับการรบกวนที่ไม่รุนแรงนัก และสิ่งมีชีวิตในท้องถิ่นได้รับผลกระทบจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในระดับที่น้อยกว่าสิ่งมีชีวิตในมหาสมุทรส่วนอื่นๆ ของโลก[ 298 ] [ 299 ]แม้ว่ารูปแบบการกวนทางชีวภาพที่ซับซ้อนจะพบได้น้อยในยุคไทรแอสสิกตอนต้น ซึ่งอาจสะท้อนถึงสภาพแวดล้อมน้ำตื้นที่ไม่เอื้ออำนวยหลายแห่งภายหลังการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ แต่วิศวกรรมระบบนิเวศที่ซับซ้อนก็ยังคงดำรงอยู่ได้ในบางพื้นที่ และอาจแพร่กระจายจากที่นั่นหลังจากสภาพที่รุนแรงทั่วทั้งมหาสมุทรทั่วโลกดีขึ้นเมื่อเวลาผ่านไป[ 300 ]เชื่อกันว่าสภาพแวดล้อมชายฝั่งที่ถูกคลื่นครอบงำ (WDSS) ทำหน้าที่เป็นแหล่งหลบภัย เนื่องจากดูเหมือนว่าจะมีสิ่งมีชีวิตหลากหลายผิดปกติภายหลังการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 301 ]
พืชบก
การฟื้นตัวเบื้องต้นของพืชบกเกิดขึ้นตั้งแต่ไม่กี่หมื่นปีหลังจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในตอนปลายยุคเพอร์เมียนไปจนถึงประมาณ 350,000 ปีหลังจากนั้น โดยช่วงเวลาที่แน่นอนจะแตกต่างกันไปตามภูมิภาค[ 302 ]นอกจากนี้ การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ยังคงเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องหลังจากขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงของพืชเพิ่มเติม[ 303 ]พืชเมล็ดเปลือยฟื้นตัวภายในไม่กี่พันปีหลังจากขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก แต่ประมาณ 500,000 ปีหลังจากนั้น สกุลพืชเมล็ดเปลือย ที่โดดเด่น ถูกแทนที่ด้วยไลโคไฟต์–ไลโคไฟต์ที่มีอยู่ในปัจจุบันเป็นผู้บุกเบิกพื้นที่ที่ถูกรบกวน–ในช่วงการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่ขอบเขต ยุคกรีสบัค เชียน-ไดเนเรียน[ 304 ]การครอบงำของไลโคไฟต์หลังการสูญพันธุ์โดยเฉพาะ ซึ่งปรับตัวได้ดีกับสภาพแวดล้อมชายฝั่ง สามารถอธิบายได้บางส่วนจากการรุกรานของทะเลทั่วโลกในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 164 ]การฟื้นตัวของป่าจิมโนสเปิร์มทั่วโลกใช้เวลาประมาณ 4–5 ล้านปี[ 305 ] [ 47 ]อย่างไรก็ตาม แนวโน้มการครอบงำของไลโคไฟต์ที่ยาวนานในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกนี้ไม่ได้เกิดขึ้นทั่วโลก ดังที่เห็นได้จากการฟื้นตัวของจิมโนสเปิร์มที่รวดเร็วกว่ามากในบางภูมิภาค[ 306 ]และการฟื้นตัวของพืชอาจไม่ได้เป็นไปตามแนวโน้มที่สอดคล้องกันทั่วโลก แต่แตกต่างกันไปตามภูมิภาคตามสภาพแวดล้อมในท้องถิ่น[ 169 ]
ในกรีนแลนด์ตะวันออก ไลโคไฟต์เข้ามาแทนที่จิมโนสเปิร์มในฐานะพืชเด่น ต่อมา กลุ่มจิมโนสเปิร์มอื่นๆ ก็กลับมาเด่นอีกครั้ง แต่ก็ประสบกับการตายครั้งใหญ่อีกครั้ง การเปลี่ยนแปลงแบบวัฏจักรของพืชพรรณนี้เกิดขึ้นหลายครั้งในช่วงยุคการสูญพันธุ์และหลังจากนั้น ความผันผวนของพืชพรรณเด่นระหว่างพืชไม้และ พืช ล้มลุกบ่งชี้ถึงความเครียดทางสิ่งแวดล้อมเรื้อรัง ส่งผลให้พืชป่าขนาดใหญ่ส่วนใหญ่สูญหายไป การเปลี่ยนแปลงและการสูญพันธุ์ของชุมชนพืชไม่ได้เกิดขึ้นพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงของ ค่า δ 13 Cแต่เกิดขึ้นหลายปีต่อมา[ 70 ]
ในบริเวณที่ปัจจุบันคือทะเลบาเรนท์สของชายฝั่งนอร์เวย์ พืชพรรณหลังการสูญพันธุ์ส่วนใหญ่ประกอบด้วยเฟิร์นและไลโคพอด ซึ่งเหมาะสมสำหรับการสืบทอดขั้นต้นและการตั้งถิ่นฐานใหม่ในพื้นที่ที่ถูกทำลาย แม้ว่าพืชเมล็ดเปลือยจะฟื้นตัวอย่างรวดเร็ว โดยพืชพรรณที่ไลโคพอดเป็นพืชเด่นไม่ได้คงอยู่ตลอดช่วงต้นยุคไทรแอสสิกส่วนใหญ่ตามที่คาดการณ์ไว้ในภูมิภาคอื่น[ 306 ]
ในยุโรปและจีนตอนเหนือ ช่วงเวลาการฟื้นตัวถูกครอบงำโดยพืชกลุ่มไลคอปซิดPleuromeiaซึ่งเป็นพืชบุกเบิกที่ฉวยโอกาสและเติมเต็มช่องว่างทางนิเวศวิทยาจนกว่าพืชชนิดอื่นจะสามารถขยายตัวจากแหล่งหลบภัยและกลับมาตั้งรกรากบนผืนดินได้ พืชสนกลายเป็นพืชทั่วไปในช่วงต้นยุค Anisian ในขณะที่พืชกลุ่มเทอริโดสเปิร์มและไซคาโดไฟต์ฟื้นตัวอย่างเต็มที่ในช่วงปลายยุค Anisian [ 307 ]
ในช่วงระยะการอยู่รอดในทันทีหลังจากการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตบนบก ตั้งแต่ปลายยุค Changhsingian จนถึงยุค Griesbachian ทางตอนใต้ของจีนถูกครอบงำโดยไลโคไฟต์ที่ฉวยโอกาส[ 308 ]พืชพรรณเตี้ยๆ ที่เป็นพืชล้มลุกซึ่งส่วนใหญ่เป็นTomiostrobus ในกลุ่ม Isoetales แพร่หลายไปทั่วหลังจากการล่มสลายของป่าที่ครอบงำโดย Gigantopterid ก่อนหน้านี้ ในทางตรงกันข้ามกับป่าฝน Gigantopterid ที่มีความหลากหลายทางชีวภาพสูง ภูมิทัศน์หลังการสูญพันธุ์ของจีนตอนใต้เกือบจะแห้งแล้งและมีความหลากหลายน้อยกว่ามาก[ 169 ]พืชที่รอดชีวิตจาก PTME ในจีนตอนใต้ประสบกับอัตราการกลายพันธุ์ที่สูงมากซึ่งเกิดจากพิษของโลหะหนัก[ 309 ]ตั้งแต่ปลายยุค Griesbachian จนถึงยุค Smithian พืชสนและเฟิร์นเริ่มมีความหลากหลายมากขึ้นอีกครั้ง หลังจากยุคสมิเธียน พืชไลโคไฟต์ที่ฉวยโอกาสก็ลดน้อยลง เนื่องจากพืชสนและเฟิร์นที่แผ่ขยายออกไปใหม่ได้เข้ามาแทนที่อย่างถาวรและกลายเป็นองค์ประกอบหลักของพืชพรรณในจีนตอนใต้[ 308 ]
บนที่ราบสูงทิเบต กลุ่มEndosporites papillatus – Pinuspollenites thoracatus ในช่วงต้นยุค Dienerian มีลักษณะคล้ายคลึงกับพืชพรรณทิเบตในช่วงปลายยุค Changhsingian อย่างมาก ซึ่งบ่งชี้ว่าพืชพรรณยุคเพอร์เมียนตอนปลายที่แพร่หลายและโดดเด่นสามารถกลับมาเจริญเติบโตได้ง่ายหลังจาก PTME อย่างไรก็ตาม ในช่วงปลายยุค Dienerian เกิดการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่ไปสู่กลุ่มพืชที่โดมินันต์ด้วยสปอร์ cavate trilete ซึ่งเป็นสัญญาณของการตัดไม้ทำลายป่าอย่างกว้างขวางและการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วไปสู่สภาพอากาศที่ร้อนและชื้นมากขึ้น พืชจำพวก Quillworts และ Spike mosses กลายเป็นพืชพรรณเด่นของทิเบตเป็นเวลาประมาณหนึ่งล้านปีหลังจากการเปลี่ยนแปลงนี้[ 310 ]
ในปากีสถาน บริเวณขอบด้านเหนือของกอนด์วานา พืชพรรณอุดมไปด้วยไลโคพอดที่เกี่ยวข้องกับสนและเทอริโดสเปิร์ม การเปลี่ยนแปลงของพืชพรรณยังคงดำเนินต่อไปเนื่องจากการรบกวนซ้ำๆ จากกิจกรรมภูเขาไฟที่เกิดขึ้นซ้ำๆ จนกระทั่งระบบนิเวศบนบกมีเสถียรภาพประมาณ 2.1 ล้านปีหลังจาก PTME [ 311 ]
ในกอนด์วานาตะวันตกเฉียงใต้ พืชพรรณหลังการสูญพันธุ์ส่วนใหญ่ประกอบด้วยเบนเนตทิทาเลียนและไซแคด โดยมีสมาชิกของเพลทัสเปอร์มาเลสกิ ง โกเลสและอุมโคมาเซียเลสเป็นส่วนประกอบที่พบได้น้อยกว่า เมื่อบริเวณรอยต่ออินดวน-โอเลเนเคียน เมื่อชุมชนโบราณฟื้นตัว พืชพรรณไดครอย เดียม ชนิดใหม่ ก็ถือกำเนิดขึ้น โดยที่อุมโคมาเซียเลสยังคงโดดเด่น และอีควิเซทาเลสและไซแคดเลสเป็นรูปแบบรอง พืชพรรณ ไดครอยเดียมมีความหลากหลายมากขึ้นในยุคอนิเซียนจนถึงจุดสูงสุด โดยที่อุมโคมาเซียเลสและกิงโกเลสประกอบเป็นส่วนใหญ่ของเรือนยอดไม้ และเพลทัสเปอร์มาเลส เพทริเอลเลส ไซแคดเลส อุมโคมาเซียเลส กิงโกเลส อีควิเซทาเลสและดิปเทอริเดซีเป็นพืชเด่นในชั้นล่าง[ 161 ]
ช่องว่างถ่านหิน
ไม่มี การพบแหล่ง ถ่านหินจากยุคไทรแอสสิกตอนต้น และแหล่งถ่านหินในยุคไทรแอสสิกตอนกลางก็บางและคุณภาพต่ำ “ช่องว่างถ่านหิน” นี้ได้รับการอธิบายในหลายวิธี มีการเสนอว่าเชื้อรา แมลง และสัตว์มีกระดูกสันหลังชนิดใหม่ที่มีความรุนแรงมากขึ้นได้วิวัฒนาการและฆ่าต้นไม้จำนวนมากผู้ย่อยสลาย เหล่านี้ เองก็ประสบกับการสูญเสียสายพันธุ์อย่างรุนแรงในช่วงการสูญพันธุ์ และไม่ถือว่าเป็นสาเหตุที่น่าจะเป็นไปได้ของช่องว่างถ่านหิน อาจเป็นไปได้ว่าพืชที่สร้างถ่านหินทั้งหมดสูญพันธุ์ไปจากการสูญพันธุ์ P–Tr และต้องใช้เวลา 10 ล้านปีเพื่อให้พืชกลุ่มใหม่ปรับตัวเข้ากับสภาพชื้นและเป็นกรดของบึงพีท [ 48 ] ปัจจัยทางชีวภาพ (ปัจจัยที่ไม่ได้เกิดจากสิ่งมีชีวิต ) เช่น ปริมาณน้ำฝนที่ลดลงหรือการป้อนตะกอนหินกรวด ที่เพิ่มขึ้น ก็อาจเป็นสาเหตุได้เช่นกัน[ 47 ]
ในทางกลับกัน การขาดแคลนถ่านหินอาจสะท้อนถึงความขาดแคลนของตะกอน ทั้งหมดที่รู้จัก จากยุคไทรแอสสิกตอนต้นระบบ นิเวศที่ผลิตถ่านหิน อาจไม่ได้หายไป แต่อาจย้ายไปยังพื้นที่ที่เราไม่มีบันทึกตะกอนสำหรับยุคไทรแอสสิกตอนต้น[ 47 ]ตัวอย่างเช่น ในออสเตรเลียตะวันออก สภาพอากาศหนาวเย็นเป็นเรื่องปกติมาเป็นเวลานาน โดยมีระบบนิเวศพรุที่ปรับตัวเข้ากับสภาพเหล่านี้[ 312 ]ประมาณ 95% ของพืชที่ผลิตพรุเหล่านี้ สูญพันธุ์ ไปในท้องถิ่นที่ขอบเขต P–Tr [ 313 ]แหล่งสะสมถ่านหินในออสเตรเลียและแอนตาร์กติกาหายไปก่อนขอบเขต P–Tr นาน[ 47 ]
สัตว์มีกระดูกสันหลังบนบก
สัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกใช้เวลานานผิดปกติในการฟื้นตัวจากการสูญพันธุ์ P–Tr ซึ่งกินเวลานานจนถึงยุคไทรแอสสิกตอนกลาง[ 314 ]นักบรรพชีวินวิทยาMichael Bentonประเมินว่าการฟื้นตัวยังไม่สมบูรณ์จนกระทั่ง30 ล้านปี หลังจากการสูญพันธุ์ กล่าวคือ จนกระทั่งถึงปลายยุคไทรแอสสิก เมื่อไดโนเสาร์ ตัวแรก ถือกำเนิดขึ้นจากบรรพบุรุษอาร์โคซอเรียน ที่เดินสองขา และสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมตัวแรกถือกำเนิดขึ้นจากบรรพบุรุษไซโนดอน ขนาดเล็ก [ 13 ]อาจมีช่องว่างของสัตว์สี่ขาตั้งแต่ยุคอินดวนจนถึงต้นยุคสปาเธียน ระหว่างละติจูดประมาณ 30°N และ 40°S เนื่องจากความร้อนจัดทำให้ละติจูดต่ำเหล่านี้ไม่เหมาะแก่การดำรงชีวิตของสัตว์เหล่านี้ ในช่วงที่ร้อนที่สุดของยุคนี้ ช่องว่างดังกล่าวจะครอบคลุมช่วงละติจูดที่กว้างกว่ามาก[ 315 ]อย่างไรก็ตาม เทมโนสปอนดิลบางชนิดสามารถอาศัยอยู่ในเขตเขตร้อนที่ไม่เหมาะแก่การดำรงชีวิตนี้ได้[ 316 ]แพนเจียตอนกลางตะวันออก ซึ่งมีสภาพอากาศที่ค่อนข้างชื้น ทำหน้าที่เป็นทางเดินกระจายพันธุ์สำหรับผู้รอดชีวิตจาก PTME ในช่วงการตั้งถิ่นฐานใหม่ของมหาทวีปในยุคไทรแอสสิกตอนต้น[ 317 ]ในภาคเหนือของจีน ร่างกายของสัตว์สี่ขาและซากดึกดำบรรพ์ร่องรอยนั้นหายากมากในชั้นหินอินดวน แต่กลับมีมากขึ้นในยุคโอเลเนเคียนและอนิเซียน แสดงให้เห็นถึงการฟื้นตัวทางชีวภาพของสัตว์สี่ขาที่เกิดขึ้นพร้อมกับการลดลงของความแห้งแล้งในช่วงยุคโอเลเนเคียนและอนิเซียน[ 318 ] [ 319 ]ในรัสเซีย แม้หลังจากฟื้นตัวมา 15 ล้านปี ซึ่งระบบนิเวศได้รับการสร้างใหม่และปรับเปลี่ยนใหม่ กลุ่มสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกหลายกลุ่มก็หายไป รวมถึงสัตว์กินแมลงขนาดเล็ก สัตว์กินปลาขนาดเล็ก สัตว์กินพืชขนาดใหญ่ และสัตว์นักล่าสูงสุด[ 320 ]ระบบนิเวศในทะเลสาบใช้เวลาประมาณ 10 ล้านปีในการฟื้นตัว[ 321 ] หลักฐาน อุจจาระบ่งชี้ว่าห่วงโซ่อาหารน้ำจืดฟื้นตัวในช่วงต้นยุคลาดิเนียน โดยกลุ่มอุจจาระจากทะเลสาบในแอ่งออร์ดอสของจีนเป็นหลักฐานของระบบนิเวศที่มีระดับโภชนาการหลายระดับ ซึ่งประกอบด้วยระดับโภชนาการที่แตกต่างกันอย่างน้อยหกระดับ สัตว์นักล่ามีกระดูกสันหลังอยู่ในระดับโภชนาการสูงสุด[ 322 ]หลักฐานทางธรณีเคมีได้สนับสนุนการค้นพบนี้เพิ่มเติม[ 323 ] [ 324 ]โดยรวมแล้ว สัตว์บกหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์มีแนวโน้มที่จะมีความแปรปรวนและไม่เป็นเนื้อเดียวกันในพื้นที่มากกว่าสัตว์บกในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน ซึ่งแสดงให้เห็นถึงความเป็นภูมิภาคที่น้อยกว่า และมีความเป็นเนื้อเดียวกันทางภูมิศาสตร์มากกว่า[ 325 ]
ไซแนปซิด
ลิสโทรซอรัส (Lystrosaurus ) สัตว์กินพืชในกลุ่ม ไดซิโนดอนท์เทอราปซิดขนาดเท่าหมูประกอบขึ้นเป็นสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกในยุคไทรแอสสิกตอนต้นมากถึง 90% แม้ว่าหลักฐานล่าสุดบางอย่างจะตั้งคำถามถึงสถานะของมันในฐานะกลุ่มสิ่งมีชีวิตหลังภัยพิบัติ PTME ก็ตาม [ 326 ]สกุลไดซิโนดอนท์มักถูกใช้เป็นเครื่องหมายทางชีวธรณีวิทยาสำหรับ PTME [ 327 ]ความสำเร็จทางวิวัฒนาการของลิสโทรซอรัสภายหลัง PTME เชื่อว่าเกิดจากพฤติกรรมการรวมกลุ่มและความทนทานต่อสภาพภูมิอากาศที่รุนแรงและแปรปรวนสูงของกลุ่มไดซิโนดอนท์ [ 328 ]ปัจจัยอื่นๆ ที่น่าจะเป็นไปได้ที่อยู่เบื้องหลังความสำเร็จของลิสโทรซอรัสได้แก่ อัตราการเติบโตที่รวดเร็วอย่างมากของสกุลไดซิโนดอนท์ [ 329 ]ควบคู่ไปกับการเข้าสู่วัยเจริญพันธุ์เร็ว [ 330 ]ทวีปแอนตาร์กติกาอาจเป็นที่หลบภัยของไดซิโนดอนต์ในช่วง PTME ซึ่งไดซิโนดอนต์ที่รอดชีวิตได้แพร่กระจายออกไปหลังจากนั้น [ 331 ]หลักฐานทางร่องรอยจากยุคไทรแอสสิกตอนต้นของแอ่งคารูแสดงให้เห็นว่าไดซิโนดอนต์มีจำนวนมากในช่วงหลังวิกฤตการณ์ทางชีวภาพทันที [ 332 ]ไซโนดอนต์เทอแรปซิด กิน เนื้อขนาดเล็กก็รอดชีวิตเช่นกัน ซึ่งเป็นกลุ่มที่รวมถึงบรรพบุรุษของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนม [ 333 ]เช่นเดียวกับไดซิโนดอนต์ แรงกดดันจากการคัดเลือกเอื้อประโยชน์ต่อเอพิไซโนดอนต์ที่มีอุณหภูมิร่างกายคงที่[ 334 ]เทโรเซฟาเลียนก็รอดชีวิตเช่นกัน การขุดโพรงอาจเป็นการปรับตัวที่สำคัญที่ช่วยให้พวกมันรอดพ้นจาก PTME [ 335 ]ใน ภูมิภาค คารูทางตอนใต้ของแอฟริกาเทโรเซฟาเลียนTetracynodon , Moschorhinusและ Promoschorhynchus (โดยอ้างอิงจากตัวอย่างที่เดิมจัดอยู่ใน Ictidosuchoides ) รอดชีวิตมาได้ แต่ดูเหมือนว่าจะไม่ได้มีจำนวนมากในยุคไทรแอสสิก [ 336 ] [ 337 ]เทโรเซฟาเลียนในยุคไทรแอสสิกตอนต้นส่วนใหญ่เป็นผู้รอดชีวิตจาก PTME มากกว่าจะเป็นกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่วิวัฒนาการขึ้นใหม่ซึ่งมีต้นกำเนิดในช่วงการแผ่ขยายทางวิวัฒนาการหลังจากนั้น [ 338 ]ทั้งเทโรเซฟาเลียนและไซโนดอนต์ ซึ่งเรียกรวมกันว่ายูเทอริโอดอน ต์ มีขนาดตัวลดลงจากปลายยุคเพอร์เมียนถึงต้นยุคไทรแอสสิก333 ]การลดลงของขนาดร่างกายนี้ได้รับการตีความว่าเป็นตัวอย่างของปรากฏการณ์ลิลลิพุต [ 339 ]
ซอรอปซิด
อาร์โคซอร์ (ซึ่งรวมถึงบรรพบุรุษของไดโนเสาร์และจระเข้ ) ในช่วงแรกนั้นหายากกว่าเทอแรปซิด แต่พวกมันเริ่มเข้ามาแทนที่เทอแรปซิดในช่วงกลางยุคไทรแอสสิก ฟอสซิลฟันโอเลเนเคียนจากแอ่งคารูบ่งชี้ว่าอาร์โคซอร์มอร์ฟมีความหลากหลายสูงอยู่แล้วในเวลานั้น แม้ว่าจะยังไม่เชี่ยวชาญด้านนิเวศวิทยามากนัก[ 340 ]ในช่วงกลางถึงปลายยุคไทรแอสสิก ไดโนเสาร์ วิวัฒนาการมาจากกลุ่มอาร์โคซอ ร์กลุ่มหนึ่ง และได้ครองระบบนิเวศบนบกในช่วงยุคจูราสสิกและครีเทเชียส [ 341 ] "การยึดครองในยุคไทรแอสสิก" นี้อาจมีส่วนช่วยในการวิวัฒนาการของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมโดยบังคับให้เทอแรปซิดที่รอดชีวิตและผู้สืบทอดของพวกมันต้อง ดำรงชีวิตในฐานะ สัตว์กินแมลงขนาดเล็กที่หากินในเวลากลางคืน เป็น หลัก ชีวิตกลางคืนอาจบังคับให้สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมพัฒนาขนการได้ยิน ที่ดีขึ้น และอัตราการเผาผลาญ ที่สูงขึ้น [ 342 ]ในขณะที่สูญเสียตัวรับเรตินาที่ไวต่อสีบางส่วนที่สัตว์เลื้อยคลานและนกยังคงมีอยู่ อาร์โคซอร์ยังประสบกับการเพิ่มขึ้นของอัตราการเผาผลาญเมื่อเวลาผ่านไปในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 343 ] การครอบงำของอาร์โคซอร์จะสิ้นสุดลงอีกครั้งเนื่องจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ในยุคครีเทเชียส-พาลีโอจีนหลังจากนั้นทั้งนก (เฉพาะไดโนเสาร์ที่ยังมีชีวิตอยู่) และสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนม (เฉพาะไซแนปซิดที่ยังมีชีวิตอยู่) จะมีความหลากหลายและแบ่งปันโลกกัน
เทมโนสปอนดิล
สัตว์ สะเทินน้ำสะเทินบกกลุ่ม เทมนอสปอนดิลฟื้นตัวอย่างรวดเร็ว การปรากฏตัวของกลุ่มเทมนอสปอนดิลจำนวนมากในบันทึกฟอสซิลบ่งชี้ว่าพวกมันอาจเหมาะสมอย่างยิ่งที่จะตั้งถิ่นฐานใหม่ในระบบนิเวศที่ถูกทำลายในฐานะสายพันธุ์บุกเบิก[ 344 ]ในช่วงยุคอินดวนโดยเฉพาะอย่างยิ่งทูพิลาโคซอริเด เจริญเติบโตได้ดีในฐานะกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่ฟื้นตัวจากภัยพิบัติ [ 345 ]รวมถึงทูพิลาโคซอรัสเอง ด้วย [ 346 ]แม้ว่าพวกมันจะถูกแทนที่ด้วยเทมนอสปอนดิลชนิดอื่นเมื่อระบบนิเวศฟื้นตัว[ 345 ]เทมนอส ปอนดิล มีขนาดเล็ลงในช่วงยุคอินดวน แต่ขนาดตัวของพวกมันกลับคืนสู่ระดับก่อนยุค PTME ในช่วงยุคโอเลเนเคียน[ 347 ]มาสโตดอนซอรัสและเทรมาโตซอเรียนเป็นนักล่าในน้ำและกึ่งน้ำหลักในช่วงไทรแอสสิกส่วนใหญ่ บางชนิดล่าสัตว์สี่ขาและบางชนิดล่าปลา[ 348 ]
ดิปโนแอนส์
ปลาปอดขนาด เล็กจำนวนมากแพร่กระจายหลังจากเหตุการณ์ PTME ซึ่งอาจเป็นตัวอย่างของปรากฏการณ์ลิลลิพุตในสัตว์มีกระดูกสันหลัง[ 349 ]
สัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังบนบก
กลุ่มแมลงฟอสซิลส่วนใหญ่ที่พบหลังรอยต่อยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกนั้นแตกต่างอย่างมีนัยสำคัญจากกลุ่มก่อนหน้านั้น: ในบรรดากลุ่มแมลงยุคพาลีโอโซอิก มีเพียงGlosselytrodea , MiomopteraและProtorthoptera เท่านั้น ที่ถูกค้นพบในแหล่งสะสมหลังจากยุคสูญพันธุ์Caloneurodeans , Paleodictyopteroids , ProtelytropteransและProtodonatesสูญพันธุ์ไปเมื่อสิ้นสุดยุคเพอร์เมียน แม้ว่าแมลงในยุคไทรแอสสิกจะแตกต่างจากแมลงในยุคเพอร์เมียนมาก แต่ช่องว่างในบันทึกฟอสซิลแมลงนั้นกินเวลาประมาณ 15 ล้านปี ตั้งแต่ปลายยุคเพอร์เมียนถึงต้นยุคไทรแอสสิก ในแหล่งสะสมยุคไทรแอสสิกตอนปลายที่มีการบันทึกไว้อย่างดี ฟอสซิลส่วนใหญ่ประกอบด้วยกลุ่มแมลงสมัยใหม่[ 151 ]
โครงสร้างตะกอนที่เกิดจากจุลินทรีย์ (MISS)มีบทบาทสำคัญในกลุ่มฟอสซิลบนบกทางตอนเหนือของจีนในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 350 ] [ 351 ]ในแคนาดาตอนเหนือ MISS ก็กลายเป็นสิ่งที่พบเห็นได้ทั่วไปหลังจากการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก[ 352 ]การแพร่หลายของ MISS ในหินยุคไทรแอสสิกตอนต้นจำนวนมากแสดงให้เห็นว่าแผ่นจุลินทรีย์เป็นคุณลักษณะสำคัญของระบบนิเวศหลังการสูญพันธุ์ที่ปราศจากผู้ก่อกวนทางชีวภาพซึ่งจะขัดขวางการแพร่หลายของพวกมัน การหายไปของ MISS ในช่วงปลายยุคไทรแอสสิกตอนต้นน่าจะบ่งชี้ถึงการฟื้นตัวของระบบนิเวศบนบกที่มากขึ้น และโดยเฉพาะอย่างยิ่งการกลับมาของการก่อกวนทางชีวภาพที่แพร่หลาย[ 351 ]
สมมติฐานเกี่ยวกับสาเหตุ
การอธิบายเหตุการณ์ที่เกิดขึ้นเมื่อ 250 ล้านปีก่อนนั้นเป็นเรื่องยากโดยเนื้อแท้ เนื่องจากหลักฐานบนบกส่วนใหญ่ถูกกัดเซาะหรือถูกฝังลึก ในขณะที่พื้นทะเลที่ขยายตัวนั้นถูกนำกลับมาใช้ใหม่ทั้งหมดในช่วง 200 ล้านปี ทำให้ไม่มีหลักฐานที่เป็นประโยชน์ใด ๆ เหลืออยู่ใต้ทะเล
อย่างไรก็ตาม นักวิทยาศาสตร์ได้รวบรวมหลักฐานจำนวนมากเกี่ยวกับสาเหตุ และได้เสนอหลายกลไก ซึ่งรวมถึงกระบวนการที่เกิดขึ้นอย่างฉับพลันและค่อยเป็นค่อยไป (คล้ายกับทฤษฎีที่อธิบายถึงเหตุการณ์การสูญพันธุ์ในยุคครีเทเชียส-พาลีโอจีนแต่ปัจจุบันยังไม่มีข้อสรุปที่ชัดเจนนัก)
- กลุ่มภัยพิบัติร้ายแรงประกอบด้วยเหตุการณ์อุกกาบาตขนาดใหญ่พุ่งชนโลก อย่างน้อยหนึ่งครั้ง การเพิ่มขึ้นของกิจกรรมภูเขาไฟและการปล่อยก๊าซมีเทนจากพื้นทะเลอย่างฉับพลัน ไม่ว่าจะเกิดจากการสลายตัวของ แหล่งสะสม มีเทนไฮเดรตหรือการเผาผลาญแหล่งสะสมคาร์บอนอินทรีย์โดยจุลินทรีย์ที่สร้างมีเทน
- กลุ่ม ที่มีการเปลี่ยนแปลง อย่างค่อยเป็นค่อยไปได้แก่ การเปลี่ยนแปลงระดับน้ำทะเลภาวะขาดออกซิเจน เพิ่มขึ้น และความแห้งแล้งเพิ่ม ขึ้น
สมมติฐานใดๆ เกี่ยวกับสาเหตุจะต้องอธิบายถึงการเลือกเหตุการณ์ ซึ่งส่งผลกระทบต่อสิ่งมีชีวิตที่มีโครงกระดูกแคลเซียมคาร์บอเนตอย่างรุนแรงที่สุด ระยะเวลาอันยาวนาน (4 ถึง 6 ล้านปี) ก่อนที่การฟื้นตัวจะเริ่มต้นขึ้น และขอบเขตที่น้อยที่สุดของการเกิดแร่ธาตุทางชีวภาพ (แม้ว่า จะมีการสะสมคาร์บอเนต อนินทรีย์ ) เมื่อการฟื้นตัวเริ่มต้นขึ้น[ 102 ]
ภูเขาไฟ
กับดักไซบีเรีย
การปะทุของลาวาบะซอลต์ที่ก่อให้เกิดแหล่งหินอัคนีขนาดใหญ่ของไซบีเรียนแทรปส์นั้น เป็นหนึ่งในเหตุการณ์ภูเขาไฟระเบิดครั้งใหญ่ที่สุดเท่าที่เคยรู้จัก โดยมีลาวาไหลออกมาครอบคลุมพื้นที่กว่า2,000,000 ตารางกิโลเมตร (770,000 ตารางไมล์)ซึ่งมีขนาดพอๆ กับประเทศซาอุดีอาระเบีย ก่อให้เกิดผลกระทบที่ร้ายแรง[ 353 ] [ 354 ] [ 355 ] [ 22 ] [ 356 ]วันที่ของการปะทุของไซบีเรียนแทรปส์นั้นตรงกับเหตุการณ์การสูญพันธุ์[ 55 ] [ 357 ] [ 358 ] [ 23 ] [ 359 ]การศึกษาในภูมิภาคโนริลสค์และมายเมชา-โคตูยของที่ราบสูงไซบีเรียตอนเหนือแสดงให้เห็นว่ากิจกรรมภูเขาไฟเกิดขึ้นในช่วงที่มีการไหลของแมกมาจำนวนมหาศาลเพียงไม่กี่ครั้ง ซึ่งแตกต่างจากการไหลที่เกิดขึ้นอย่างสม่ำเสมอ[ 360 ]
ภูเขาไฟไซบีเรียทำให้ระดับคาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศเพิ่มสูงขึ้นอย่างรวดเร็วที่สุดครั้งหนึ่งในบันทึกทางธรณีวิทยา[ 361 ]โดยอัตราการปล่อยคาร์บอนไดออกไซด์นั้นคาดว่าเร็วกว่าการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคแคปิทาเนียน ถึงห้าเท่า [ 362 ]ในระหว่างการปะทุของภูเขาไฟเอ๋อเหมยซาน [ 363 ] [ 364 ] [ 365 ] เนื่องจาก มีแหล่ง ดูดซับคาร์บอนอนินทรีย์จำนวนมากระดับคาร์บอนไดออกไซด์อาจเพิ่มขึ้นจากระหว่าง 500 ถึง 4,000 ppm ก่อนการสูญพันธุ์ไปเป็นประมาณ 8,000 ppm หลังจากนั้น ตามการประมาณการหนึ่ง[ 27 ]การศึกษาอีกชิ้นหนึ่งประเมินระดับคาร์บอนไดออกไซด์ก่อนการสูญพันธุ์ไว้ที่ 400 ppm ซึ่งต่อมาเพิ่มขึ้นเป็น 2,500 ppm โดยมีคาร์บอน 3,900 ถึง 12,000 กิกะตันถูกเพิ่มเข้าไปในระบบมหาสมุทร-บรรยากาศ[ 28 ]อุณหภูมิที่เพิ่มสูงขึ้นอย่างมากน่าจะตามมา[ 366 ]แม้ว่าหลักฐานบางอย่างจะชี้ให้เห็นถึงความล่าช้า 12,000 ถึง 128,000 ปี ระหว่างการเพิ่มขึ้นของการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากภูเขาไฟกับภาวะโลกร้อน[ 367 ]แม้ว่าความคลาดเคลื่อนนี้อาจเกิดจากลำดับเวลาทางชีวภาพที่ ไม่ถูกต้อง [ 368 ]ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนก่อนการสูญพันธุ์ อุณหภูมิพื้นผิวเฉลี่ยทั่วโลกอยู่ที่ประมาณ 18.2 °C [ 369 ]ซึ่งพุ่งสูงขึ้นถึง 35 °C สภาวะอุณหภูมิสูงนี้กินเวลานานถึง 500,000 ปี[ 28 ]อุณหภูมิอากาศในละติจูดสูงทางใต้ของกอนด์วานาเพิ่มขึ้นประมาณ 10–14 °C [ 29 ]จากการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปออกซิเจนจากอะพาไทต์ของคอนโอโดนต์ในจีนตอนใต้ อุณหภูมิน้ำผิวดินในละติจูดต่ำพุ่งสูงขึ้นประมาณ 8 °C [ 30 ]ในประเทศอิหร่านปัจจุบัน อุณหภูมิผิวน้ำทะเลเขตร้อนอยู่ระหว่าง 27 ถึง 33 องศาเซลเซียสในช่วงยุค Changhsingian แต่พุ่งสูงขึ้นกว่า 35 องศาเซลเซียสในช่วงยุค PTME [ 370 ]อุณหภูมิเฉลี่ยที่เพิ่มขึ้นยังนำมาซึ่ง ปรากฏการณ์ เอลนีโญ ที่รุนแรงขึ้น ทำให้ความแปรปรวนของสภาพภูมิอากาศในระยะสั้นเพิ่มสูงขึ้น[ 39 ]
ความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศที่สูงมากเหล่านี้คงอยู่เป็นเวลานาน[ 371 ]ตำแหน่งและการเรียงตัวของแพนเจียในขณะนั้นทำให้วัฏจักรคาร์บอนอนินทรีย์ไม่มีประสิทธิภาพในการฝังคาร์บอน[ 372 ]ในบทความปี 2020 นักวิทยาศาสตร์ได้สร้างกลไกที่นำไปสู่เหตุการณ์การสูญพันธุ์ขึ้นใหม่ใน แบบจำลอง ทางชีวธรณี เคมี แสดงให้เห็นถึงผลที่ตามมาของปรากฏการณ์เรือนกระจกต่อสิ่งแวดล้อมทางทะเล และสรุปว่าการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่สามารถสืบย้อนไปถึงการปล่อย CO2 จากภูเขาไฟได้373 ] [ 9 ] หลักฐานยังชี้ไปที่การเผาไหม้ของภูเขาไฟของแหล่งเชื้อเพลิงฟอสซิลใต้ดิน โดยอิงจาก การเพิ่มขึ้น ของโคโรนีน -ปรอท ที่จับคู่กัน [ 374 ] [ 36 ]ซึ่งตรงกับความผิดปกติของปรอทที่แพร่กระจายไปทั่วทางภูมิศาสตร์และการเพิ่มขึ้นของคาร์บอนที่มีไอโซโทปเบา[ 375 ]ค่า Te/Th เพิ่มขึ้นยี่สิบเท่าในช่วง PTME ซึ่งบ่งชี้เพิ่มเติมว่าเกิดขึ้นพร้อมกับการเกิดภูเขาไฟอย่างรุนแรง[ 376 ]นอกจากนี้ยังมีการบันทึกการไหลเข้าของสังกะสีที่มีไอโซโทปเบาจาก Siberian Traps ซึ่งยืนยันเพิ่มเติมว่าการเกิดภูเขาไฟเกิดขึ้นพร้อมกับ PTME [ 377 ]
การปะทุของภูเขาไฟไซบีเรียมีลักษณะพิเศษที่ทำให้มันอันตรายยิ่งขึ้นไปอีก ชั้นหินแข็งของไซบีเรียอุดมไปด้วยฮาโลเจนซึ่งเป็นอันตรายอย่างยิ่งต่อชั้นโอโซน และหลักฐานจากหินต่างถิ่นใต้ทวีปบ่งชี้ว่าฮาโลเจนมากถึง 70% ถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศ[ 378 ]กรดไฮโดรคลอริกประมาณ 18 เทราตันถูกปล่อยออกมา[ 379 ]พร้อมกับสารระเหยที่มีกำมะถันสูงซึ่งก่อให้เกิดเมฆฝุ่นและละออง กรด ซึ่งจะปิดกั้นแสงแดดและขัดขวางการสังเคราะห์แสงบนบกและในเขตที่มีแสงส่องถึงของมหาสมุทร ทำให้ห่วงโซ่อาหารล่มสลาย การปะทุของกำมะถันจากภูเขาไฟเหล่านี้ยังทำให้เกิดภาวะโลกร้อนในช่วงสั้นๆ แต่รุนแรง ซึ่งขัดจังหวะแนวโน้มภาวะโลกร้อนที่รวดเร็วในวงกว้าง[ 380 ]พร้อมกับการลดลงของระดับน้ำทะเลเนื่องจากธารน้ำแข็ง[ 378 ] [ 381 ]อย่างไรก็ตาม ความสั้นของเหตุการณ์ความเย็นเหล่านี้ทำให้ไม่น่าจะเป็นกลไกการฆ่าที่สำคัญ[ 382 ]
การปะทุอาจทำให้เกิดฝนกรดได้เช่นกัน เนื่องจากละอองลอยถูกชะล้างออกจากชั้นบรรยากาศ[ 383 ]ซึ่งอาจทำให้พืชบก หอยและ สิ่งมีชีวิต แพลงก์ตอนที่มีเปลือกแคลเซียมคาร์บอเนตตายได้ ลาวาบะซอลต์บริสุทธิ์จะมีลักษณะเป็นของเหลว มีความหนืดต่ำ และไม่พ่นเศษซากขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม ดูเหมือนว่า 20% ของผลผลิตจากการปะทุของไซบีเรียนแทรปส์เป็น เถ้า ภูเขาไฟที่ถูกพัดขึ้นสูงสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งเพิ่มผลกระทบการเย็นตัวในระยะสั้น[ 384 ]เมื่อเถ้าภูเขาไฟเหล่านี้ถูกชะล้างออกจากชั้นบรรยากาศ คาร์บอนไดออกไซด์ส่วนเกินก็จะยังคงอยู่ และภาวะโลกร้อนก็จะดำเนินต่อไปโดยไม่มีการควบคุม[ 366 ]
การเผาไหม้ของแหล่งสะสมไฮโดรคาร์บอนอาจทำให้การสูญพันธุ์รุนแรงขึ้น พื้นที่ไซบีเรียนแทรปส์อยู่ใต้ชั้นหินคาร์บอเนตและหินระเหยที่มีอายุยุคพาลีโอโซอิกตอนต้นถึงตอนกลางหนารวมถึงหินตะกอนที่มีถ่านหินอายุยุคคาร์บอนิเฟอรัส-เพอร์ เมียน เมื่อได้รับความร้อน เช่น จากการแทรกตัวของหินอัคนีหินเหล่านี้อาจปล่อยก๊าซเรือนกระจกและก๊าซพิษออกมาเป็นจำนวนมาก[ 385 ]สภาพแวดล้อมที่เป็นเอกลักษณ์ของไซบีเรียนแทรปส์ที่อยู่เหนือแหล่งสะสมเหล่านี้ น่าจะเป็นสาเหตุของความรุนแรงของการสูญพันธุ์[ 386 ] [ 387 ] [ 388 ]ลาวาบะซอลต์ปะทุหรือแทรกตัวเข้าไปใน หิน คาร์บอเนตและตะกอนในกระบวนการก่อตัวของแหล่งถ่านหินขนาดใหญ่ ซึ่งจะปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ออกมาเป็นจำนวนมาก ทำให้เกิดภาวะโลกร้อนที่รุนแรงขึ้นหลังจากฝุ่นและละอองลอยตกลงมา[ 366 ]การเปลี่ยนแปลงของการปะทุจากหินบะซอลต์ที่ไหลบ่าไปสู่การวางตัวแบบแผ่นหินแทรก ซึ่งปลดปล่อยแหล่งสะสมไฮโดรคาร์บอนที่ถูกกักไว้มากขึ้น สอดคล้องกับการเริ่มต้นหลักของการสูญพันธุ์[ 33 ]และเชื่อมโยงกับค่า δ 13 C ที่เป็นลบอย่างมากการเดินทาง[ 389 ]อุณหภูมิปานกลางของแมกมาไซบีเรียนแทรปส์ทำให้การปล่อย CO2 ปริมาณมหาศาลเกิดขึ้นได้อย่างเหมาะสมการให้ความร้อนแก่แร่ระเหยและคาร์บอเนต[ 390 ]
การระบายก๊าซมีเทนที่ได้จากถ่านหินมาพร้อมกับการเผาไหม้ถ่านหินอย่างรุนแรงและการปล่อยเถ้าถ่านหิน[ 34 ]การศึกษาในปี 2011 ที่นำโดย Stephen E. Grasby รายงานหลักฐานว่าภูเขาไฟทำให้ชั้นถ่านหินขนาดใหญ่ลุกไหม้ ซึ่งอาจปล่อยคาร์บอนออกมามากกว่า 3 ล้านล้านตัน พวกเขาพบเถ้าสะสมอยู่ในชั้นหินลึกใกล้กับบริเวณที่ปัจจุบันคือBuchanan Lake Formation : "เถ้าถ่านหินที่กระจายตัวจากการระเบิดของ Siberian Trap คาดว่าจะมีการปล่อยธาตุพิษที่เกี่ยวข้องในแหล่งน้ำที่ได้รับผลกระทบซึ่ง มีการพัฒนาของ เถ้าลอย ... การระเบิดขนาดใหญ่ของหินแมฟิกเป็นเหตุการณ์ที่มีอายุยืนยาวซึ่งจะทำให้เกิดการสะสมของเมฆเถ้าทั่วโลกอย่างมีนัยสำคัญ" [ 391 ] [ 392 ] Grasby กล่าวว่า "นอกเหนือจากภูเขาไฟเหล่านี้ที่ทำให้เกิดไฟไหม้ผ่านถ่านหินแล้ว เถ้าที่มันพ่นออกมายังเป็นพิษสูงและถูกปล่อยลงสู่พื้นดินและน้ำ ซึ่งอาจมีส่วนทำให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์ที่เลวร้ายที่สุดในประวัติศาสตร์โลก" [ 393 ]อย่างไรก็ตาม นักวิจัยบางคนเสนอว่าเถ้าลอยที่กล่าวอ้างเหล่านี้เป็นผลมาจากไฟป่าที่ไม่เกี่ยวข้องกับการเผาไหม้ถ่านหินจำนวนมากโดยแมกมาที่แทรกซึม[ 394 ]การศึกษาในปี 2013 ที่นำโดย QY Yang รายงานว่าปริมาณรวมของสารระเหยที่สำคัญที่ปล่อยออกมาจากไซบีเรียนแทรปส์ประกอบด้วย 8.5 × 107 Tg CO , 4.4 × 106 Tg CO, 7.0 × 106 Tg H S และ 6.8 × 107 Tg SO . [ 395 ]
การวางตัวของหินบะซอลต์ไซบีเรียที่มีลักษณะเด่นคือชั้นหินแทรก ทำให้ผลกระทบจากภาวะโลกร้อนยืดเยื้อออกไป ในขณะที่การปะทุของภูเขาไฟทำให้เกิดหินบะซอลต์บนพื้นดินจำนวนมาก ซึ่งกักเก็บคาร์บอนไดออกไซด์ได้อย่างมีประสิทธิภาพผ่าน กระบวนการ ผุพังของซิลิเกตแต่ชั้นหินแทรกใต้ดินไม่สามารถกักเก็บคาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศหรือบรรเทาภาวะโลกร้อนได้[ 396 ]นอกจากนี้ การผุพังแบบย้อนกลับที่เพิ่มขึ้นและการลดลงของแหล่งกักเก็บคาร์บอนซิลิเกตทำให้ความร้อนจัดคงอยู่ได้นานกว่าที่คาดไว้ หากคาร์บอนไดออกไซด์ส่วนเกินถูกกักเก็บไว้โดยหินซิลิเกต[ 236 ]
การลดลงของผลผลิตขั้นต้นทางทะเลทำให้การปล่อยไดเมทิลซัลเฟตและไดเมทิลซัลโฟนิโอโพรพิโอเนต ลดลง ส่งผลให้ภาวะโลก ร้อนรุนแรงขึ้น[ 397 ]นอกจากนี้ การลดลงของการสะสมซิลิเกตทางชีวภาพอันเป็นผลมาจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของสิ่งมีชีวิตที่มีซิลิกาเป็นองค์ประกอบยังทำหน้าที่เป็นวงจรป้อนกลับเชิงบวก ซึ่งการตายของสิ่งมีชีวิตในทะเลจำนวนมากทำให้สภาวะเรือนกระจกที่รุนแรงทวีความรุนแรงและยืดเยื้อออกไปโดยการลดแหล่งกักเก็บคาร์บอนซิลิกาอีกแหล่งหนึ่ง[ 398 ]
ความผิดปกติของปรอทที่สอดคล้องกับช่วงเวลาที่มีกิจกรรมของภูเขาไฟไซบีเรียนแทรปส์พบได้ในหลายพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ที่แตกต่างกัน[ 399 ] [ 400 ] [ 401 ] ซึ่งบ่งชี้ว่าการระเบิดของภูเขาไฟเหล่านี้ได้ปล่อย ปรอทพิษจำนวนมากสู่ชั้นบรรยากาศและมหาสมุทร ทำให้เกิดการตายหมู่บนบกและในทะเลที่ใหญ่ขึ้น[ 402 ] [ 403 ] [ 404 ]แม้ว่าปริมาณปรอทเริ่มต้นบนบกในช่วงเริ่มต้นของ PTME จะเชื่อมโยงกับไฟป่าที่เพิ่มขึ้น แต่การเพิ่มขึ้นของปรอทในช่วง 500,000 ปีที่ผ่านมาหลังจากจุดสูงสุดครั้งแรกนี้เชื่อมโยงโดยตรงกับการเกิดภูเขาไฟ[ 405 ]การเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องทำให้ความเข้มข้นของปรอทในสิ่งแวดล้อมบนบกและในทะเลสูงขึ้นหลายเท่าตัวเหนือระดับพื้นหลังปกติ และทำให้เกิดพิษจากปรอทในช่วงเวลาพันปีในแต่ละครั้ง[ 406 ] [ 407 ]การกลายพันธุ์ในพืชที่รอดชีวิตระหว่างและหลัง PTME ที่เกิดขึ้นพร้อมกับการสะสมของปรอทและโลหะหนักอื่นๆ ยืนยันถึงความเป็นพิษของโลหะหนัก ที่เกิดจากภูเขาไฟ [ 408 ] [ 309 ]การเพิ่มผลผลิตทางชีวภาพอาจกักเก็บปรอทและบรรเทาพิษได้บางส่วน[ 409 ] นอกจากนี้ยังมีการปล่อยละอองลอย นิกเกลและโคบอลต์และสารหนูออกมาในปริมาณมหาศาล[ 410 ] [ 411 ] [ 402 ]ซึ่งส่งผลให้เกิดพิษจากโลหะมากขึ้น[ 412 ]
ความเสียหายที่เกิดจาก Siberian Traps ไม่ได้สิ้นสุดลงหลังจากรอยต่อยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก ความผันผวนของไอโซโทปคาร์บอนบ่งชี้ว่ากิจกรรม Siberian Traps ขนาดใหญ่เกิดขึ้นซ้ำหลายครั้งในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 413 ] [ 414 ]ซึ่งเป็นการค้นพบที่ได้รับการยืนยันโดยการเพิ่มขึ้นของปรอท[ 415 ]ทำให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์เพิ่มเติมในช่วงยุคดังกล่าว[ 416 ]
แหล่งหินอัคนีขนาดใหญ่ซิลิกาโชโยอิ
เหตุการณ์น้ำท่วมบะซอลต์ครั้งที่สองที่ก่อให้เกิด Choiyoi Silicic Large Igneous Province ทางตะวันตกเฉียงใต้ของกอนด์วานา ระหว่างประมาณ 286 ล้านปีถึง 247 ล้านปี ได้รับการเสนอแนะว่าเป็นกลไกการสูญพันธุ์เพิ่มเติมที่สำคัญ[ 161 ] เหตุการณ์นี้ มีปริมาตร 1,300,000 ลูกบาศก์กิโลเมตร[ 417 ]และพื้นที่ 1,680,000 ตารางกิโลเมตร ซึ่งมีขนาด 40% ของ Siberian Traps [ 161 ]โดยเฉพาะอย่างยิ่ง น้ำท่วมบะซอลต์นี้มีส่วนเกี่ยวข้องกับการล่มสลายของพืช สกุล Glossopteris ในกอนด์วานาในระดับภูมิภาค [ 418 ]
แนวภูเขาไฟเขตมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกอินโดจีน-จีนตอนใต้
ความผิดปกติของปรอทที่เกิดขึ้นก่อนการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนถูกค้นพบในบริเวณที่เป็นเขตแดนระหว่างแผ่นเปลือกโลกจีนตอนใต้และแผ่นเปลือกโลกอินโดจีน ซึ่งเป็นเขตมุดตัวที่มีแนวภูเขาไฟ ไอโซโทปของแฮฟเนียมจากเซอร์คอนแมกมาติกที่สะสมตัวพร้อมกันที่พบในชั้นเถ้าที่เกิดจากการระเบิดของภูเขาไฟนี้ ยืนยันว่ามีต้นกำเนิดมาจากการเกิดภูเขาไฟในเขตมุดตัวมากกว่ากิจกรรมของแหล่งหินอัคนีขนาดใหญ่[ 419 ]การเพิ่มขึ้นของตัวอย่างทองแดงจากแหล่งสะสมเหล่านี้ในทองแดงที่มีไอโซโทปเบาให้การยืนยันเพิ่มเติม[ 420 ]มีการคาดการณ์ว่าการปะทุของภูเขาไฟนี้ทำให้เกิดความเครียดทางชีวภาพในท้องถิ่นในหมู่เรดิโอลาเรียน ฟองน้ำ และแบรคิโอพอดในช่วง 60,000 ปีก่อนการสูญพันธุ์ทางทะเลในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน รวมถึงวิกฤตการณ์แอมโมไนด์ที่มีความซับซ้อนทางสัณฐานวิทยาและขนาดลดลง และอัตราการหมุนเวียนที่เพิ่มขึ้น เริ่มต้นในเขต ชีวภาพ C. yini ตอนล่าง ประมาณ 200,000 ปีก่อนการสูญพันธุ์[ 419 ]
การทำให้มีเทนแคลทเรตกลายเป็นแก๊ส
มีเทนแคลทเรต หรือที่รู้จักกันในชื่อมีเทนไฮเดร ตประกอบด้วยโมเลกุลของมีเทนที่ถูกกักอยู่ในโครงผลึกของน้ำแข็ง มีเทนนี้ผลิตโดยจุลินทรีย์ มีทาโน เจนและมีอัตราส่วนไอโซโทป13C / 12Cต่ำกว่าปกติประมาณ 6% ( δ 13C )−6.0%) ภายใต้สภาวะความดันและอุณหภูมิที่เหมาะสม แคลทเรตจะก่อตัวขึ้นใกล้ผิวดินเยือกแข็งและในปริมาณมากบนไหล่ทวีปและพื้นทะเลใกล้เคียงที่ระดับความลึกของน้ำอย่างน้อย300 เมตร (980 ฟุต)โดยฝังอยู่ในตะกอนลึกถึง2,000 เมตร (6,600 ฟุต)ใต้พื้นทะเล[ 421 ]
การปล่อยมีเทนจำนวนมหาศาลจากแคลทเรตเหล่านี้อาจมีส่วนทำให้เกิด PTME เนื่องจากนักวิทยาศาสตร์พบหลักฐานทั่วโลกเกี่ยวกับการลดลงอย่างรวดเร็วประมาณ 1% ในอัตราส่วน13C / 12Cใน หิน คาร์บอเนตตั้งแต่ปลายยุคเพอร์เมียน[ 85 ] [ 422 ] นี่เป็นการเปลี่ยนแปลง (ลดลงและเพิ่มขึ้น) ครั้ง แรกที่ใหญ่ที่สุดและเร็วที่สุดของชุดการเปลี่ยนแปลงอัตราส่วน จนกระทั่งมีเสถียรภาพอย่างฉับพลันในช่วงกลางยุคไทรแอสสิก ตามมาด้วยการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิตในทะเลที่มีเปลือกที่สร้างแคลเซียมในเวลาไม่นานหลังจากนั้น[ 113 ]พื้นทะเลอาจมี แหล่งสะสม มีเทนไฮเดรตและลาวาทำให้แหล่งสะสมเหล่านั้นแตกตัว ปล่อยมีเทนออกมาในปริมาณมหาศาล[ 423 ] การปล่อยมีเทนจำนวนมากอาจทำให้เกิดภาวะโลกร้อนอย่างมีนัยสำคัญ เนื่องจากมีเทน เป็นก๊าซเรือนกระจก ที่มีศักยภาพสูงมากมีหลักฐานที่ชัดเจนบ่งชี้ว่าอุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้นประมาณ 6 °C (10.8 °F) ใกล้เส้นศูนย์สูตร และเพิ่มขึ้นมากกว่านั้นในละติจูดที่สูงกว่า: อัตราส่วนไอโซโทปออกซิเจนลดลงอย่างรวดเร็ว ( 18 O ⁄ 16 O ); [ 424 ]การสูญพันธุ์ของ พืช สกุล Glossopteris ( Glossopterisและพืชที่เติบโตในพื้นที่เดียวกัน) ซึ่งต้องการสภาพอากาศ ที่เย็น และถูกแทนที่ด้วยพืชที่พบได้ทั่วไปในละติจูดโบราณที่ต่ำกว่า[ 425 ]นอกจากนี้ยังมีการเสนอแนะว่าการปล่อยมีเทนและก๊าซเรือนกระจก อื่นๆ จากมหาสมุทรสู่ชั้นบรรยากาศในปริมาณมากนั้นเชื่อมโยงกับเหตุการณ์ไร้ออกซิเจน และเหตุการณ์ยูซินิก (ซัลไฟด์) ในขณะนั้น โดยกลไกที่แน่นอนนั้นเปรียบเทียบกับ ภัยพิบัติทะเลสาบไนออสในปี 1986 [ 426 ]
สมมติฐานแคลทเรตดูเหมือนจะเป็นกลไกเดียวที่เสนอซึ่งเพียงพอที่จะทำให้เกิดการลดลงทั่วโลก 1% ใน อัตราส่วน 13 C ⁄ 12 C [ 427 ] [ 51 ] ในขณะที่ปัจจัยต่างๆ อาจมีส่วนทำให้เกิด การลดลงของอัตราส่วน แต่การทบทวนในปี 2002 พบว่าปัจจัยส่วนใหญ่ไม่เพียงพอที่จะอธิบายปริมาณที่สังเกตได้: [ 35 ]
- ก๊าซจากการระเบิดของภูเขาไฟมีอัตราส่วน13C / 12C ประมาณ 0.5ถึง 0.8% ต่ำกว่าค่ามาตรฐาน ( δ 13C )−0.5 ถึง −0.8%) แต่การประเมินในปี 1995 สรุปว่าการลดลงทั่วโลกที่สังเกตได้ 1.0% จะต้องเกิดจากการปะทุที่ใหญ่กว่าที่พบมาก[ 428 ] (อย่างไรก็ตาม การวิเคราะห์นี้พิจารณาเฉพาะ CO ที่ผลิตโดยแมกมาเองเท่านั้น ไม่ใช่จากปฏิกิริยากับตะกอนที่มีคาร์บอน ดังที่อธิบายไว้ด้านล่าง)
- การลดลงของกิจกรรมอินทรีย์จะทำให้การสกัด12C จากสิ่งแวดล้อมช้าลง และเหลือ 12C ไว้รวมในตะกอนมากขึ้น ส่งผลให้สัดส่วน13C/12C ลดลงกระบวนการทางชีวเคมี จะใช้ไอโซโทปที่เบากว่าเป็นหลัก เนื่องจากปฏิกิริยาเคมีนั้นถูกขับเคลื่อนด้วยแรงแม่เหล็กไฟฟ้าระหว่างอะตอม และไอโซโทปที่เบากว่าจะตอบสนองต่อแรงเหล่า นี้ได้ เร็วกว่า แต่การศึกษาพบ ว่าการลดลงเพียงเล็กน้อย 0.3 ถึง 0.4% ใน13C / 12C ( δ13C )−3 ถึง −4 ‰) ในช่วงอุณหภูมิสูงสุดของยุคพาลีโอซีน-อีโอซีน (PETM) สรุปได้ว่าแม้จะถ่ายโอนคาร์บอน อินทรีย์ทั้งหมด (ในสิ่งมีชีวิต ดิน และที่ละลายอยู่ในมหาสมุทร) ลงในตะกอนก็ยังไม่เพียงพอ: แม้การฝังวัสดุที่มี12C ในปริมาณมากเช่นนี้ ก็จะไม่ทำให้ค่าอัตราส่วน13C / 12Cของหินรอบๆ PETM ลดลง ' น้อย ลง' [ 428 ]
- สารอินทรีย์ในตะกอนที่ฝังอยู่ใต้ดินมีอัตราส่วน13C / 12C ต่ำกว่าปกติ 2.0 ถึง 2.5% ( δ 13C )−2.0 ถึง −2.5%) ตามทฤษฎีแล้ว หากระดับน้ำทะเลลดลงอย่างรวดเร็วตะกอนทะเล ตื้น จะสัมผัสกับการออกซิเดชัน แต่ 6,500–8,400 กิกะตัน (1 กิกะตัน = 10คาร์บอนอินทรีย์ 12กิโลกรัมจะต้องถูกออกซิไดซ์และส่งกลับคืนสู่ระบบมหาสมุทร-บรรยากาศภายในเวลาไม่กี่แสนปีเพื่อลดอัตราส่วน13C / 12Cลง 1.0% ซึ่งไม่ถือว่าเป็นความเป็นไปได้ที่สมจริง [ 51 ]ยิ่งไปกว่านั้น ระดับน้ำทะเลกำลังเพิ่มสูงขึ้นแทนที่จะลดลงในช่วงเวลาที่เกิดการสูญพันธุ์[ 366 ]
- แทนที่จะเป็นการลดลงอย่างฉับพลันของระดับน้ำทะเล ช่วงเวลาที่มีออกซิเจนสูงและต่ำหรือไม่มีออกซิเจนในก้นมหาสมุทรเป็นระยะๆ อาจเป็นสาเหตุของการผันผวนของอัตราส่วน 13C/12C ในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก [ 113 ] และภาวะขาดออกซิเจนทั่วโลกอาจเป็นสาเหตุของการเปลี่ยนแปลง อย่าง ฉับพลัน ใน ช่วงปลายยุคเพอร์เมียน ทวีปต่างๆ ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนและต้นยุคไทรแอสสิกกระจุกตัวอยู่ในเขตร้อนมากกว่าที่เป็นอยู่ในปัจจุบัน และแม่น้ำเขตร้อนขนาดใหญ่จะพัดพาตะกอนลงสู่แอ่งมหาสมุทรขนาดเล็กที่ปิดล้อมบางส่วนในละติจูดต่ำ สภาวะเช่นนี้เอื้อต่อการเกิดภาวะที่มีออกซิเจนและขาดออกซิเจน สภาวะที่มีออกซิเจน/ขาดออกซิเจนจะส่งผลให้มีการปล่อย/ฝังคาร์บอนอินทรีย์จำนวนมากอย่างรวดเร็ว ซึ่งมีอัตราส่วน 13C/12C ต่ำเนื่องจากกระบวนการทางชีวเคมีใช้ไอโซโทปที่เบากว่ามากกว่า[ 429 ]เหตุผลดังกล่าวหรือเหตุผลอื่นที่เกี่ยวข้องกับสารอินทรีย์อาจเป็นสาเหตุของทั้งรูปแบบ อัตราส่วน 13 C ⁄ 12 C ที่ผันผวนในช่วงปลายยุคโปรเทโรโซอิก/แคมเบรียน [ 113 ]
อย่างไรก็ตาม สมมติฐานแคลทเรตก็ถูกวิพากษ์วิจารณ์เช่นกัน แบบจำลองวัฏจักรคาร์บอนที่อธิบายถึงการเผาไหม้ของตะกอนคาร์บอเนตโดยภูเขาไฟยืนยันว่ากระบวนการนี้จะมีผลเพียงพอที่จะทำให้เกิดการลดลงที่สังเกตได้[ 35 ] [ 430 ]นอกจากนี้ รูปแบบของการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปที่คาดว่าจะเกิดขึ้นจากการปล่อยมีเทนจำนวนมากไม่ตรงกับรูปแบบที่เห็นตลอดช่วงไทรแอสสิกตอนต้น ไม่เพียงแต่สาเหตุดังกล่าวจะต้องมีการปล่อยมีเทนออกมามากถึงห้าเท่าของปริมาณที่คาดการณ์ไว้สำหรับ PETM เท่านั้น แต่ยังต้องมีการฝังตัวกลับเข้าไปในอัตราที่สูงเกินจริงเพื่ออธิบายถึงการเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของ อัตราส่วน 13 C ⁄ 12 C (ช่วงเวลาของ δ 13 Cที่เป็นบวกสูง )) ตลอดช่วงต้นยุคไทรแอสสิกก่อนที่จะถูกปล่อยออกมาอีกหลายครั้ง[ 113 ]งานวิจัยล่าสุดชี้ให้เห็นว่าการปล่อยก๊าซเรือนกระจกในช่วงเหตุการณ์การสูญพันธุ์ส่วนใหญ่เกิดจากคาร์บอนไดออกไซด์จากภูเขาไฟ[ 431 ]และถึงแม้ว่าการปล่อยมีเทนจะต้องมีส่วนร่วม แต่ร่องรอยไอโซโทปแสดงให้เห็นว่ามีเทนเทอร์โมเจนิคที่ปล่อยออกมาจากไซบีเรียนแทรปส์มีบทบาทมากกว่ามีเทนจากแคลทเรตและแหล่งกำเนิดทางชีวภาพอื่นๆ เช่น พื้นที่ชุ่มน้ำในช่วงเหตุการณ์ดังกล่าว[ 28 ]
หลักฐานเพิ่มเติมที่ขัดแย้งกับการปล่อยมีเทนแคลทเรตในฐานะตัวขับเคลื่อนหลักของภาวะโลกร้อน คือเหตุการณ์ภาวะโลกร้อนอย่างรวดเร็วหลักยังเกี่ยวข้องกับการรุกคืบของทะเลมากกว่าการถอยร่น ซึ่งโดยปกติแล้วการรุกคืบของทะเลจะไม่ก่อให้เกิดการปล่อยมีเทน แต่จะต้องอาศัยการลดลงของความดัน ซึ่งการถอยร่นของทะเลตื้นจะก่อให้เกิดได้[ 432 ]การที่แผ่นดินของโลกรวมตัวกันเป็นทวีปใหญ่หนึ่งเดียวยังหมายความว่าแหล่งกักเก็บก๊าซไฮเดรตทั่วโลกมีปริมาณน้อยกว่าในปัจจุบัน ซึ่งยิ่งทำให้ข้อโต้แย้งเรื่องการละลายของมีเทนแคลทเรตเป็นสาเหตุหลักของการหยุดชะงักของวัฏจักรคาร์บอนนั้นอ่อนแอลง[ 433 ]
ภาวะคาร์บอนไดออกไซด์ในเลือดสูงและภาวะความเป็นกรด
สิ่งมีชีวิตในทะเลมีความไวต่อการเปลี่ยนแปลง ระดับ CO2 (คาร์บอนไดออกไซด์ มากกว่าสิ่งมีชีวิตบนบกด้วยเหตุผลหลายประการCO2 ละลาย ในน้ำ มากกว่าออกซิเจนถึง 28 เท่าสัตว์ทะเลโดยทั่วไปจะทำงานได้ด้วยความเข้มข้นของCO2 ในร่างกาย ที่ ต่ำกว่าสัตว์ เนื่องจากการกำจัดCO2 ในสัตว์ที่หายใจด้วยอากาศ ถูกขัดขวางโดยความจำเป็นที่ก๊าซจะต้องผ่านเยื่อหุ้ม ของระบบทางเดินหายใจ ( ถุงลมปอดหลอดลมและอื่นๆ) แม้ว่าCO2จะแพร่กระจายได้ง่ายกว่าออกซิเจนก็ตาม ในสิ่งมีชีวิตในทะเล การเพิ่มขึ้นของความเข้มข้นของ CO2 ในระดับปานกลางแต่ต่อเนื่องการสังเคราะห์โปรตีนลดอัตราการปฏิสนธิ และทำให้เกิดความผิดปกติในส่วนแข็งที่เป็นแคลเซียม[ 186 ]ความเข้มข้นของ CO2 ที่สูงขึ้นยังผลให้ระดับกิจกรรมลดลงในสัตว์ทะเลที่เคลื่อนไหวหลายชนิด ซึ่งขัดขวางความสามารถในการหาอาหารของพวกมัน[ 434 ]การวิเคราะห์ฟอสซิลทางทะเลจากช่วงสุดท้ายของยุคเพอร์เมียนที่เรียกว่า Changhsingianพบว่าสิ่งมีชีวิตในทะเลที่มีความทนทานต่อภาวะไฮเปอร์แคปเนีย (ความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์สูง) ต่ำ มีอัตราการสูญพันธุ์สูง และสิ่งมีชีวิตที่ทนทานที่สุดมีการสูญเสียเพียงเล็กน้อย สิ่งมีชีวิตในทะเลที่เปราะบางที่สุดคือสิ่งมีชีวิตที่สร้างส่วนแข็งที่เป็นแคลเซียมคาร์บอเนต มีอัตราการเผาผลาญ ต่ำ และระบบหายใจ อ่อนแอ โดยเฉพาะอย่างยิ่งฟองน้ำแคลเซียมคาร์บอเนตปะการังแบบรูโกสและแบบแท็บเลตแบ รคิโอพอดที่สร้างแคลไซต์ ไบ รโอซัว และเอคิโนเดอร์มประมาณ 81% ของสกุลเหล่านี้สูญพันธุ์ไป ญาติใกล้ชิดที่ไม่มี ส่วนแข็งที่เป็น แคลเซียม คาร์บอเนต ประสบกับการสูญเสียเพียงเล็กน้อย เช่นดอกไม้ทะเลซึ่งเป็นต้นกำเนิดของปะการังในปัจจุบัน สัตว์ที่มีอัตราการเผาผลาญสูง ระบบหายใจที่พัฒนาดี และส่วนแข็งที่ไม่ใช่แคลเซียมคาร์บอเนตมีการสูญเสียเพียงเล็กน้อย ยกเว้นคอนโอโดนต์ซึ่ง 33% ของสกุลสูญพันธุ์ไป รูปแบบนี้ยังสอดคล้องกับสิ่งที่เรารู้เกี่ยวกับผลกระทบของภาวะขาดออกซิเจนซึ่งหมายถึงการขาดแคลนออกซิเจนแต่ไม่ใช่การขาดออกซิเจน โดยสิ้นเชิง อย่างไรก็ตาม ภาวะขาดออกซิเจนคงไม่ใช่กลไกเดียวที่ทำให้สิ่งมีชีวิตในทะเลตาย เกือบทั้งหมดของไหล่ทวีปน้ำจะต้องมีออกซิเจนต่ำมากจึงจะอธิบายถึงความรุนแรงของการสูญพันธุ์ได้ ถึงกระนั้น ภัยพิบัติดังกล่าวก็จะทำให้ยากที่จะอธิบายรูปแบบการสูญพันธุ์ที่มีการเลือกสูง แบบจำลองทางคณิตศาสตร์ของบรรยากาศในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนและต้นยุคไทรแอสสิกแสดงให้เห็นถึงการลดลงอย่างมีนัยสำคัญแต่ยืดเยื้อของระดับออกซิเจนในบรรยากาศ โดยไม่มีการเร่งตัวขึ้นใกล้กับขอบเขต P–Tr ระดับออกซิเจนในบรรยากาศขั้นต่ำในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกไม่เคยต่ำกว่าระดับในปัจจุบัน ดังนั้นการลดลงของออกซิเจนจึงไม่ตรงกับรูปแบบเวลาของการสูญพันธุ์[ 186 ]
นอกจากนี้ การเพิ่มขึ้นของ ความเข้มข้น CO2ยังเชื่อมโยงกับการเป็นกรดของมหาสมุทรอย่าง หลีกเลี่ยงไม่ได้ [ 435 ]ซึ่งสอดคล้องกับการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตที่มีแคลเซียมสูงเป็นพิเศษและสัญญาณอื่นๆ ในบันทึกหินที่บ่งชี้ว่ามหาสมุทรมีความเป็นกรด มากขึ้น [ 32 ]เช่น วิกฤตการผลิตคาร์บอเนตที่เกิดขึ้นหลายพันปีหลังจากการปล่อยก๊าซเรือนกระจกจากภูเขาไฟเริ่มขึ้น[ 436 ]การลดลงของค่า pH ในมหาสมุทรคำนวณได้มากถึง 0.7 หน่วย[ 31 ]ทำให้เกิดทะเลอาราโกไนต์ที่รุนแรง[ 437 ]การเป็นกรดของมหาสมุทรมีความรุนแรงที่สุดในละติจูดกลาง และเชื่อกันว่าการรุกรานทางทะเลครั้งใหญ่ที่เกี่ยวข้องกับการสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนได้ทำลายชุมชนชั้นตื้นควบคู่ไปกับภาวะขาดออกซิเจน[ 3 ]อย่างไรก็ตามหลักฐานจากชั้นตะกอนชายฝั่งที่ครอบคลุมรอยต่อยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกในมณฑลกุ้ยโจว ตะวันตก และมณฑลยูน นานตะวันออก แสดงให้เห็นถึง การรุกคืบของทะเล ใน ท้องถิ่นที่ครอบงำด้วยการสะสมของคาร์บอเนต ซึ่งบ่งชี้ว่าการเป็นกรดของมหาสมุทรไม่ได้เกิดขึ้นทั่วโลกและน่าจะจำกัดอยู่เฉพาะบางภูมิภาคของมหาสมุทรทั่วโลก[ 438 ]การศึกษาหนึ่งที่ตีพิมพ์ในScientific Reportsสรุปว่าการเป็นกรดของมหาสมุทรในวงกว้าง หากเกิดขึ้นจริง ก็ไม่รุนแรงพอที่จะขัดขวางการสร้างแคลเซียม และเกิดขึ้นเฉพาะในช่วงเริ่มต้นของเหตุการณ์การสูญพันธุ์เท่านั้น[ 439 ]ความสำเร็จสัมพัทธ์ของสิ่งมีชีวิตในทะเลหลายชนิดที่อ่อนแอต่อการเป็นกรดมาก ได้ถูกนำมาใช้เพื่อโต้แย้งว่าการเป็นกรดไม่ใช่ปัจจัยสำคัญที่ทำให้เกิดการสูญพันธุ์[ 440 ]การคงอยู่ของความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ที่สูงมากในบรรยากาศและมหาสมุทรในช่วงต้นยุคไทรแอสสิกจะขัดขวางการฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิตที่สร้างแคลเซียมชีวภาพหลังจาก PTME [ 441 ]
ความเป็นกรดที่เกิดจากความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้นในดินและการละลายของซัลเฟอร์ไดออกไซด์ในน้ำฝนก็เป็นกลไกการฆ่าบนบกเช่นกัน[ 442 ]ความเป็นกรดของน้ำฝนที่เพิ่มขึ้นทำให้เกิดการกัดเซาะดินเพิ่มขึ้นอันเป็นผลมาจากความเป็นกรดของดินป่าที่เพิ่มขึ้น ซึ่งเห็นได้จากการไหลเข้าของตะกอนอินทรีย์ที่มาจากพื้นดินที่เพิ่มขึ้นซึ่งพบในตะกอนทางทะเลในช่วงการสูญพันธุ์ตอนปลายยุคเพอร์เมียน[ 443 ]หลักฐานเพิ่มเติมของการเพิ่มขึ้นของความเป็นกรดในดินมาจากอัตราส่วน Ba/Sr ที่สูงขึ้นในดินยุคไทรแอสสิกตอนต้น[ 444 ]วงจรป้อนกลับเชิงบวกที่เพิ่มและยืดระยะเวลาความเป็นกรดของดินอาจเป็นผลมาจากการลดลงของสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในดิน เช่น ทูบิฟิซิดและไคโรโนมิด ซึ่งกำจัดเมตาบอไลต์ที่เป็นกรดออกจากดิน[ 445 ]ความอุดมสมบูรณ์ที่เพิ่มขึ้นของดินเหนียวเวอร์มิคูไลต์ในมณฑลชานซี ทางตอนใต้ของจีน ซึ่งตรงกับรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก บ่งชี้อย่างชัดเจนถึงการลดลงอย่างรวดเร็วของค่า pH ในดิน ซึ่งมีความสัมพันธ์โดยตรงกับการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์และซัลเฟอร์ไดออกไซด์จากภูเขาไฟ[ 446 ] ความผิดปกติ ของโฮเพนยังถูกตีความว่าเป็นหลักฐานของดินและพีทที่เป็นกรด[ 447 ]เช่นเดียวกับปัจจัยกดดันทางสิ่งแวดล้อมอื่นๆ ความเป็นกรดบนพื้นดินยังคงมีอยู่เป็นระยะๆ จนถึงยุคไทรแอสสิก ทำให้การฟื้นตัวของระบบนิเวศบนบกชะงักงัน[ 448 ]
ภาวะขาดออกซิเจนและภาวะยูซิเนีย
มีการค้นพบ หลักฐานเกี่ยวกับภาวะขาดออกซิเจนอย่างรุนแรง ( anoxia ) และภาวะ มีกำมะถัน สูง ( euxinia ) ในมหาสมุทรเป็นวงกว้าง ตั้งแต่ช่วงปลายยุคเพอร์เมียนจนถึงต้นยุคไทรแอสสิก[ 449 ] [ 26 ] [ 450 ]หลักฐานของภาวะขาดออกซิเจนปรากฏขึ้นในเหตุการณ์การสูญพันธุ์ทั่วทั้ง มหาสมุทร เททิสและพันทาลาสสิกรวม ถึง ผลึก ไพไรต์ขนาดเล็ก [ 451 ] [ 452 ] การ เปลี่ยนแปลง δ 238 U ที่ เป็นลบ [ 453 ] [ 454 ] การเปลี่ยนแปลง δ 15 N ที่เป็นลบ [ 455 ]การเปลี่ยนแปลงไอโซโทปδ 82/78 Se ที่เป็นบวก [ 456 ] อัตราส่วน δ 13 C ที่ค่อนข้างเป็นบวกในไฮโดรคาร์บอนอะโรมาติกหลายวง[ 457 ]อัตราส่วน Th/U สูง[ 458 ] [ 453 ]ความผิดปกติของ Ce/Ce* ที่เป็นบวก[ 459 ]การลดลงของโมลิบเดนัม ยูเรเนียม และวานาเดียมจากน้ำทะเล[ 460 ]และ ชั้นบางๆ ในตะกอน[ 451 ]อย่างไรก็ตาม หลักฐานของภาวะขาดออกซิเจนเกิดขึ้นก่อนการสูญพันธุ์ในบางพื้นที่อื่นๆ รวมถึงSpitiประเทศอินเดีย [ 461 ] Shangsi ประเทศจีน[ 462 ] Meishanประเทศจีน [ 463 ] Opal Creekรัฐอัลเบอร์ตา [ 464 ] และ Kap Stosch ประเทศกรีนแลนด์[ 465 ]หลักฐานทางชีวธรณีเคมียังชี้ให้เห็นถึงการมีอยู่ของภาวะขาดออกซิเจนในช่วง PTME [ 466 ]ไบโอมาร์กเกอร์สำหรับแบคทีเรียกำมะถันสีเขียว เช่น isorenieratane ซึ่งเป็น ผลิตภัณฑ์ ไดอะเจเนติกของisorenierateneถูกนำมาใช้กันอย่างแพร่หลายเป็นตัวบ่งชี้ของ ภาวะขาดออกซิเจนใน เขตโฟติกเนื่องจากแบคทีเรีย กำมะถันสีเขียว ต้องการทั้งแสงแดดและไฮโดรเจนซัลไฟด์ในการดำรงชีวิต ความอุดมสมบูรณ์ของพวกมันในตะกอนจากขอบเขต P–T บ่งชี้ว่าสภาวะขาดออกซิเจนมีอยู่แม้ในน้ำตื้นของเขตโฟติก[ 467 ] [ 468 ]การเปลี่ยนแปลงไอโซโทปปรอทเชิงลบช่วยเสริมหลักฐานเพิ่มเติมเกี่ยวกับภาวะขาดออกซิเจนอย่างกว้างขวางในช่วง PTME [ 25 ]การสูญพันธุ์ที่ไม่สมส่วนของสิ่งมีชีวิตในทะเลในละติจูดสูงเป็นหลักฐานเพิ่มเติมว่าการขาดออกซิเจนเป็นกลไกการฆ่า สิ่งมีชีวิตในละติจูดต่ำที่อาศัยอยู่ในน้ำที่อุ่นกว่าและมีออกซิเจนน้อยกว่าจะปรับตัวได้ดีกว่าตามธรรมชาติกับระดับออกซิเจนที่ต่ำกว่าและสามารถอพยพไปยังละติจูดที่สูงขึ้นในช่วงภาวะโลกร้อน ในขณะที่สิ่งมีชีวิตในละติจูดสูงไม่สามารถหลีกหนีจากน้ำที่อุ่นขึ้นและมีออกซิเจนต่ำที่ขั้วโลกได้[ 469 ]หลักฐานของความล่าช้าระหว่างการป้อนปรอทจากภูเขาไฟและการเปลี่ยนแปลงทางชีวภาพให้การสนับสนุนเพิ่มเติมสำหรับภาวะขาดออกซิเจนและภาวะขาดออกซิเจนเป็นกลไกการฆ่าที่สำคัญ เนื่องจากคาดว่าการสูญพันธุ์จะเกิดขึ้นพร้อมกับการปล่อยปรอทจากภูเขาไฟหากภูเขาไฟและภาวะคาร์บอนไดออกไซด์สูงเป็นตัวขับเคลื่อนหลักของการสูญพันธุ์[ 470 ]ลำดับการสูญพันธุ์ในบางส่วน โดยสิ่งมีชีวิตในน้ำลึกได้รับผลกระทบก่อน ตามด้วยสิ่งมีชีวิตในน้ำตื้น และจากนั้นจึงเป็นสิ่งมีชีวิตในน้ำก้นทะเล เชื่อกันว่าสะท้อนถึงการเคลื่อนตัวของเขตที่มีออกซิเจนต่ำสุด[ 471 ]แบบจำลองทางเคมีของมหาสมุทรชี้ให้เห็นว่าภาวะขาดออกซิเจนและภาวะยูซิเนียมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับภาวะไฮเปอร์แคปเนียซึ่งบ่งชี้ว่าพิษจากไฮโดรเจนซัลไฟด์ ภาวะขาดออกซิเจน และภาวะไฮเปอร์แคปเนียทำงานร่วมกันเป็นกลไกการฆ่า ภาวะไฮเปอร์แคปเนียอธิบายการเลือกของการสูญพันธุ์ได้ดีที่สุด แต่ภาวะขาดออกซิเจนและภาวะยูซิเนียอาจมีส่วนทำให้เหตุการณ์ดังกล่าวมีอัตราการตายสูง[ 472 ]
ลำดับเหตุการณ์ที่นำไปสู่มหาสมุทรที่ปราศจากออกซิเจนอาจถูกกระตุ้นโดยการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากการปะทุของภูเขาไฟไซบีเรียนแทรปส์[ 473 ]ในสถานการณ์นั้น ภาวะโลกร้อนจากปรากฏการณ์เรือนกระจกที่เพิ่มขึ้นจะลดความสามารถในการละลายของออกซิเจนในน้ำทะเล ทำให้ความเข้มข้นของออกซิเจนลดลง การระเหยของน้ำชายฝั่งที่เพิ่มขึ้นจะทำให้เกิดน้ำก้นทะเลอุ่นและเค็ม (WSBW) ที่ขาดออกซิเจนและสารอาหาร ซึ่งจะแพร่กระจายไปทั่วโลกผ่านมหาสมุทรลึก การไหลเข้าของ WSBW ทำให้เกิดการขยายตัวทางความร้อนของน้ำ ส่งผลให้ระดับน้ำทะเลสูงขึ้นและนำน้ำที่ปราศจากออกซิเจนขึ้นสู่ชั้นหินตื้น ส่งผลให้การก่อตัวของ WSBW เพิ่มขึ้นในวงจรป้อนกลับเชิงบวก[ 474 ]การไหลของวัสดุจากแผ่นดินลงสู่มหาสมุทรเพิ่มขึ้นอันเป็นผลมาจากการกัดเซาะของดิน ซึ่งจะอำนวยความสะดวกให้เกิดภาวะยูโทรฟิเคชันเพิ่ม ขึ้น [ 475 ]การถอยร่นของทะเลก็เช่นกัน ทำให้การป้อนวัสดุจากแผ่นดินเพิ่มขึ้น[ 476 ]การผุกร่อนทางเคมีของทวีปที่เพิ่มขึ้นเนื่องจากภาวะโลกร้อนและการเร่งตัวของวัฏจักรน้ำจะเพิ่มการไหลของสารอาหารจากแม่น้ำสู่มหาสมุทร[ 477 ]นอกจากนี้ ไซบีเรียนแทรปยังให้ปุ๋ยแก่มหาสมุทรโดยตรงด้วยธาตุเหล็กและฟอสฟอรัส ทำให้เกิดการแพร่กระจายของสิ่งมีชีวิตและการเกิดพายุหิมะ ในทะเล ระดับ ฟอสเฟต ที่เพิ่มขึ้น จะช่วยสนับสนุนผลผลิตขั้นต้นที่มากขึ้นในมหาสมุทรผิวน้ำ[ 478 ]การเพิ่มขึ้นของการผลิตสารอินทรีย์จะทำให้สารอินทรีย์จมลงสู่มหาสมุทรลึกมากขึ้น ซึ่งการหายใจของสารอินทรีย์เหล่านั้นจะลดความเข้มข้นของออกซิเจนลงไปอีก เมื่อภาวะขาดออกซิเจนเกิดขึ้นแล้ว มันจะคงอยู่ได้ด้วยวงจรป้อนกลับเชิงบวกเนื่องจากภาวะขาดออกซิเจนในน้ำลึกมีแนวโน้มที่จะเพิ่มประสิทธิภาพการรีไซเคิลของฟอสเฟต นำไปสู่ผลผลิตที่สูงขึ้นไปอีก[ 479 ]ตามแนวชายฝั่งพันทาลัสซานของจีนตอนใต้ การลดลงของออกซิเจนยังเกิดจากการไหลขึ้นของน้ำลึกขนาดใหญ่ที่อุดมไปด้วยสารอาหารต่างๆ ทำให้บริเวณนี้ของมหาสมุทรได้รับผลกระทบจากภาวะขาดออกซิเจนที่รุนแรงเป็นพิเศษ[ 480 ]การพลิกกลับของกระแสน้ำช่วยอำนวยความสะดวกในการขยายตัวของภาวะขาดออกซิเจนทั่วทั้งมวลน้ำ[ 481 ]เหตุการณ์ขาดออกซิเจนอย่างรุนแรงในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนจะทำให้แบคทีเรียที่ลดซัลเฟตเจริญเติบโตได้ดี ส่งผลให้เกิดการผลิตไฮโดรเจนซัลไฟด์จำนวนมากในมหาสมุทรที่ขาดออกซิเจน ส่งผลให้มหาสมุทรกลายเป็นยูซินิก[ 473 ]ในบางภูมิภาค ภาวะขาดออกซิเจนจะหายไปชั่วคราวเมื่อเกิดอากาศเย็นจัดชั่วคราวอันเนื่องมาจากการปล่อยกำมะถันจากภูเขาไฟ[ 482 ]
การคงอยู่ของภาวะขาดออกซิเจนตลอดช่วงต้นยุคไทรแอสสิกอาจอธิบายถึงการฟื้นตัวที่ช้าของสิ่งมีชีวิตในทะเลและระดับความหลากหลายทางชีวภาพที่ต่ำหลังจากการสูญพันธุ์[ 483 ] [ 484 ] [ 485 ]โดยเฉพาะอย่างยิ่งสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่บน พื้นทะเล [ 486 ] [ 238 ]ภาวะขาดออกซิเจนหายไปจากน้ำตื้นเร็วกว่าในมหาสมุทรลึก[ 487 ]การขยายตัวของเขตที่มีออกซิเจนต่ำสุดไม่ได้หยุดลงจนกระทั่งปลายยุคสปาเธียน ซึ่งทำให้กระบวนการฟื้นตัวทางชีวภาพหยุดชะงักและเริ่มต้นใหม่เป็นระยะ[ 488 ]การลดลงของการผุกร่อนของทวีปในช่วงปลายยุคสปาเธียนในที่สุดก็เริ่มบรรเทาภาวะขาดออกซิเจนที่เกิดขึ้นซ้ำๆ ให้กับสิ่งมีชีวิตในทะเล[ 489 ]ในบางภูมิภาคของพันธาลาสสา ภาวะขาดออกซิเจนในเขตเพลาจิกยังคงเกิดขึ้นซ้ำๆ จนถึงยุคอนิเซียน[ 490 ]อาจเนื่องมาจากผลผลิตที่เพิ่มขึ้นและการกลับมาของการไหลขึ้นของน้ำจากลม[ 491 ]บางส่วนแสดงให้เห็นถึงการกลับคืนสู่สภาวะน้ำที่มีออกซิเจนค่อนข้างเร็ว อย่างไรก็ตาม ระยะเวลาที่ภาวะขาดออกซิเจนคงอยู่นั้นยังคงเป็นที่ถกเถียงกันอยู่[ 492 ]ความผันผวนของวัฏจักรซัลเฟอร์ในยุคไทรแอสสิกตอนต้นบ่งชี้ว่าสิ่งมีชีวิตในทะเลยังคงเผชิญกับการกลับมาของภาวะขาดออกซิเจนเช่นกัน[ 493 ]
นักวิทยาศาสตร์บางคนได้ตั้งข้อสงสัยเกี่ยวกับสมมติฐานภาวะขาดออกซิเจนโดยอ้างว่าสภาวะขาดออกซิเจนที่ยาวนานไม่น่าจะเกิดขึ้นได้หากการไหลเวียนของมหาสมุทรเทอร์โมฮาไลน์ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนเป็นไปตาม "โหมดความร้อน" ซึ่งมีลักษณะเฉพาะคือการเย็นตัวลงในละติจูดสูง ภาวะขาดออกซิเจนอาจคงอยู่ได้ภายใต้ "โหมดฮาไลน์" ซึ่งการไหลเวียนถูกขับเคลื่อนโดยการระเหยในเขตร้อนชื้น แม้ว่า "โหมดฮาไลน์" จะไม่เสถียรอย่างมากและไม่น่าจะแสดงถึงการไหลเวียนของมหาสมุทรในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน[ 494 ]
การขาดออกซิเจนจากการแพร่กระจายของจุลินทรีย์อย่างกว้างขวางยังส่งผลให้ระบบนิเวศทางทะเลและน้ำจืดล่มสลายทางชีวภาพ การขาดออกซิเจนอย่างต่อเนื่องหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ทำให้การฟื้นตัวทางชีวภาพล่าช้าไปตลอดช่วงต้นยุคไทรแอสสิก[ 495 ]
ภาวะแห้งแล้ง
ความแห้งแล้งของทวีปที่เพิ่มขึ้น ซึ่งเป็นแนวโน้มที่เกิดขึ้นมานานแล้วก่อน PTME อันเป็นผลมาจากการรวมตัวกันของมหาทวีปแพนเจีย ได้ถูกทำให้รุนแรงขึ้นอย่างมากจากการระเบิดของภูเขาไฟในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนและภาวะโลกร้อน[ 496 ]การรวมกันของภาวะโลกร้อนและความแห้งแล้งทำให้เกิดไฟป่าเพิ่มมากขึ้น[ 497 ] [ 498 ]พืชพรรณในพื้นที่ชุ่มน้ำชายฝั่งเขตร้อน เช่น ในจีนตอนใต้ อาจได้รับผลกระทบในทางลบอย่างมากจากการเพิ่มขึ้นของไฟป่า[ 171 ]แม้ว่าจะยังไม่ชัดเจนว่าการเพิ่มขึ้นของไฟป่ามีบทบาทในการผลักดันให้สิ่งมีชีวิตบางชนิดสูญพันธุ์หรือไม่[ 499 ]
แนวโน้มการแห้งแล้งมีความแตกต่างกันอย่างมากในด้านจังหวะและผลกระทบในระดับภูมิภาค การวิเคราะห์ตะกอนแม่น้ำโบราณบนที่ราบน้ำท่วมถึงของแอ่งคารูบ่งชี้ถึงการเปลี่ยนแปลงจาก รูปแบบ แม่น้ำคดเคี้ยวไปเป็น รูปแบบแม่น้ำแตกแขนง ซึ่งชี้ให้เห็นถึงการแห้งแล้งของสภาพภูมิอากาศอย่างฉับพลัน[ 500 ]การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอาจใช้เวลาเพียง 100,000 ปี ส่งผลให้ พืช Glossopteris ที่มีเอกลักษณ์เฉพาะ และสัตว์กินพืชที่เกี่ยวข้องสูญพันธุ์ ตามมาด้วยกลุ่มสัตว์กินเนื้อ[ 501 ]รูปแบบของการสูญพันธุ์ที่เกิดจากความแห้งแล้งซึ่งค่อยๆ สูงขึ้นตามห่วงโซ่อาหารได้รับการอนุมานจากชีวธรณีวิทยาของแอ่งคารู[ 176 ]อย่างไรก็ตาม หลักฐานของการแห้งแล้งในคารูในช่วงรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิกนั้นไม่เป็นสากล เนื่องจากหลักฐานดินโบราณบางส่วนบ่งชี้ว่าสภาพภูมิอากาศในท้องถิ่นชื้นขึ้นในช่วงเปลี่ยนผ่านระหว่างสองยุคทางธรณีวิทยา[ 502 ]ในทางกลับกันหลักฐานจากแอ่งซิดนีย์ ทางตะวันออกของออสเตรเลียชี้ให้เห็นว่าการขยายตัวของเขตภูมิอากาศกึ่งแห้งแล้งและแห้งแล้งทั่วแพนเจียไม่ได้เกิดขึ้นในทันที แต่เป็นกระบวนการที่ค่อยเป็นค่อยไปและยาวนาน นอกจากการหายไปของ พื้นที่พรุแล้ว ยังมีหลักฐานเพียงเล็กน้อยเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงทางตะกอนวิทยาที่สำคัญในรูปแบบการสะสมตัวข้ามพรมแดนเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก[ 503 ]ในทางกลับกัน แบบจำลองทางบรรพภูมิอากาศวิทยาที่อิงจากตัวบ่งชี้การผุพังจากตะกอนเพอร์เมียนตอนปลายและไทรแอสสิกตอนต้นของภูมิภาคนี้ ชี้ให้เห็นถึงการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยไปสู่ฤดูกาลที่เข้มข้นขึ้นและฤดูร้อนที่ร้อนขึ้น[ 504 ]ในแอ่งคุซเนตสค์ทางตะวันตกเฉียงใต้ของไซบีเรีย การเพิ่มขึ้นของความแห้งแล้งนำไปสู่การล่มสลายของ ป่า คอร์ไดต์ ที่ปรับตัวเข้ากับความชื้น ในภูมิภาคนี้เมื่อหลายแสนปีก่อนพรมแดนเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก การแห้งของแอ่งนี้เกิดจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่แห้งแล้งและร้อนจัดมากขึ้นไปทางขั้วโลกในช่วงปลายยุคฉางซิง ซึ่งเกิดขึ้นก่อนช่วงหลักของการสูญพันธุ์อย่างฉับพลันที่ขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก ซึ่งส่งผลกระทบต่อสายพันธุ์เขตร้อนและกึ่งเขตร้อนอย่างไม่สมส่วน[ 165 ]
ความคงอยู่ของภาวะแห้งแล้งจัดยังแตกต่างกันไปตามภูมิภาค ในแอ่งจีนตอนเหนือ สภาพภูมิอากาศแห้งแล้งจัดถูกบันทึกไว้ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน ใกล้กับรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิก โดยมีการเปลี่ยนแปลงไปสู่ปริมาณน้ำฝนที่เพิ่มขึ้นในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก ซึ่งน่าจะช่วยฟื้นฟูสิ่งมีชีวิตหลังจากการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 319 ] [ 318 ]ในที่อื่นๆ เช่น ในแอ่งคารู สภาพภูมิอากาศแห้งแล้งเกิดขึ้นซ้ำๆ อย่างสม่ำเสมอในช่วงต้นยุคไทรแอสสิก ส่งผลกระทบอย่างมากต่อสัตว์มีกระดูกสันหลังสี่ขาบนบก[ 496 ]
ประเภทและความหลากหลายของร่องรอยฟอสซิลในพื้นที่ถูกใช้เป็นตัวบ่งชี้ความแห้งแล้ง นูร์รา ซึ่งเป็นแหล่งร่องรอยฟอสซิลบนเกาะซาร์ดิเนียแสดงหลักฐานของความเครียดที่เกี่ยวข้องกับภัยแล้งอย่างรุนแรงในกลุ่มสัตว์จำพวกครัสเตเชียน ในขณะที่เครือข่ายย่อยยุคเพอร์เมียนที่นูร์ราแสดงร่องรอยที่ถูกถมกลับในแนวนอนอย่างกว้างขวางและความหลากหลายของร่องรอยฟอสซิลสูง เครือข่ายย่อยยุคไทรแอสสิกตอนต้นมีลักษณะเด่นคือไม่มีร่องรอยที่ถูกถมกลับ ซึ่งเป็นสัญญาณทางร่องรอยฟอสซิลของความแห้งแล้ง[ 505 ]
การลดลงของโอโซน
การพังทลายของชั้นโอโซนในชั้นบรรยากาศถูกนำมาใช้เป็นคำอธิบายสำหรับการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 506 ] [ 507 ]โดยเฉพาะอย่างยิ่งพืชบก[ 44 ]การผลิตโอโซนอาจลดลง 60–70% ทำให้ฟลักซ์ของรังสีอัลตราไวโอเลตเพิ่มขึ้น 400% ที่ละติจูดเส้นศูนย์สูตรและ 5,000% ที่ละติจูดขั้วโลก[ 508 ]สมมติฐานนี้มีข้อดีคือสามารถอธิบายการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของพืช ซึ่งจะช่วยเพิ่มระดับมีเทนและควรจะเจริญเติบโตได้ดีในบรรยากาศที่มีคาร์บอนไดออกไซด์ในระดับสูง สปอร์ฟอสซิลจากปลายยุคเพอร์เมียนยังสนับสนุนทฤษฎีนี้เพิ่มเติม สปอร์จำนวนมากแสดงความผิดปกติที่อาจเกิดจากรังสีอัลตราไวโอเลตซึ่งจะมีความเข้มข้นมากขึ้นหลังจากที่การปล่อยไฮโดรเจนซัลไฟด์ทำให้ชั้นโอโซนอ่อนแอลง[ 509 ] [ 45 ]สปอร์พืชที่ผิดรูปจากช่วงเวลาของเหตุการณ์การสูญพันธุ์แสดงให้เห็นถึงการเพิ่มขึ้นของสารประกอบที่ดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตบี ซึ่งยืนยันว่ารังสีอัลตราไวโอเลตที่เพิ่มขึ้นมีบทบาทในภัยพิบัติทางสิ่งแวดล้อม และตัดสาเหตุอื่นๆ ที่อาจทำให้เกิดการกลายพันธุ์ เช่น พิษจากโลหะหนัก ออกจากสปอร์ที่กลายพันธุ์เหล่านี้[ 43 ] ความผิดปกติของ Δ 33 S ที่เป็นบวกอย่างมากเป็นหลักฐานของการสลายตัวด้วยแสงของ SO จากภูเขาไฟ ซึ่งบ่งชี้ถึงฟลักซ์รังสีอัลตราไวโอเลตที่เพิ่มขึ้น[ 510 ]ข้อมูลไอโซโทปกำมะถันจากภาคเหนือของจีนไม่สอดคล้องกับการยุบตัวทั้งหมดของชั้นโอโซน อย่างไรก็ตาม ชี้ให้เห็นว่าอาจไม่ใช่กลไกการทำลายล้างที่สำคัญเท่ากับกลไกอื่นๆ[ 511 ]
Multiple mechanisms could have reduced the ozone shield and rendered it ineffective. Computer modelling shows that high atmospheric methane levels are associated with a decline in the ozone shield and may have contributed to its reduction during the PTME.[512] Volcanic emissions of sulphate aerosols into the stratosphere would have dealt significant destruction to the ozone layer.[509] As mentioned previously, the rocks in the region where the Siberian Traps were emplaced are extremely rich in halogens.[378] The intrusion of Siberian Traps volcanism into deposits rich in organohalogens, such as methyl bromide and methyl chloride, would have been another source of ozone destruction.[513][45] An uptick in wildfires, a natural source of methyl chloride, would have had further deleterious effects still on the atmospheric ozone shield.[514] Upwelling of euxinic water may have released massive hydrogen sulphide emissions into the atmosphere and would poison terrestrial plants and animals and severely weaken the ozone layer, exposing much of the life that remained to fatal levels of UV radiation,[515] although other modelling work has found that the release of this gas would not have significantly damaged the ozone layer.[516] Indeed, biomarker evidence for anaerobic photosynthesis by Chlorobiaceae (green sulfur bacteria) from the Late-Permian into the Early Triassic indicates that hydrogen sulphide did upwell into shallow waters because these bacteria are restricted to the photic zone and use sulfide as an electron donor.[517]
Asteroid impact
หลักฐานที่บ่งชี้ว่าเหตุการณ์การชนอาจเป็นสาเหตุของการสูญพันธุ์ในยุคครีเทเชียส-พาลีโอจีนนำไปสู่การคาดการณ์ว่าการชนที่คล้ายคลึงกันอาจเป็นสาเหตุของการสูญพันธุ์อื่นๆ รวมถึงการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก และนำไปสู่การค้นหาหลักฐานการชนในช่วงเวลาของการสูญพันธุ์อื่นๆ เช่นหลุมอุกกาบาต ขนาดใหญ่ ที่มีอายุเหมาะสม[ 518 ]อย่างไรก็ตาม ข้อเสนอแนะที่ว่าการชนของดาวเคราะห์น้อยเป็นตัวกระตุ้นให้เกิดการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกนั้น ปัจจุบันถูกปฏิเสธเป็นส่วนใหญ่แล้ว[ 519 ] [ 24 ]
หลักฐานที่รายงานเกี่ยวกับเหตุการณ์การชนจากระดับขอบเขต P–Tr ได้แก่ เม็ดควอตซ์ที่ได้รับแรงกระแทกหา ยาก ในออสเตรเลียและแอนตาร์กติกา[ 520 ] [ 521 ]ฟูล เลอรีนที่ดัก จับก๊าซเฉื่อยจากนอกโลก[ 522 ]เศษอุกกาบาตในแอนตาร์กติกา[ 523 ]และเม็ดที่มีธาตุเหล็ก นิกเกล และซิลิคอนสูง ซึ่งอาจเกิดจากการชน[ 524 ]อย่างไรก็ตาม ความถูกต้องของข้อกล่าวอ้างส่วนใหญ่เหล่านี้ถูกตั้งคำถาม[ 525 ] [ 526 ] [ 527 ] [ 528 ]ตัวอย่างเช่น ควอตซ์จากยอดเขากราไฟต์ในแอนตาร์กติกา ซึ่งครั้งหนึ่งเคยถูกพิจารณาว่า "ได้รับแรงกระแทก" ได้รับการตรวจสอบใหม่โดยใช้กล้องจุลทรรศน์แบบออปติคอลและอิเล็กตรอนแบบส่งผ่าน ลักษณะที่สังเกตได้สรุปได้ว่าไม่ได้เกิดจากแรงกระแทก แต่เกิดจากการเสียรูปพลาสติกซึ่งสอดคล้องกับการก่อตัวใน สภาพแวดล้อม ทางธรณีวิทยาเช่นการเกิดภูเขาไฟ[ 529 ]ระดับอิริเดียมในหลายพื้นที่ที่อยู่ระหว่างขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกนั้นไม่ผิดปกติ ซึ่งเป็นหลักฐานที่ขัดแย้งกับการชนจากนอกโลกที่เป็นสาเหตุของ PTME [ 530 ]
หลุมอุกกาบาตบนพื้นทะเลจะเป็นหลักฐานของสาเหตุที่เป็นไปได้ของการสูญพันธุ์ P–Tr แต่หลุมอุกกาบาตดังกล่าวคงหายไปแล้วในปัจจุบัน เนื่องจาก 70% ของพื้นผิวโลกในปัจจุบันเป็นทะเล เศษ ชิ้นส่วนของ ดาวเคราะห์น้อยหรือ ดาวหาง จึงมีโอกาสพุ่งชนมหาสมุทรมากกว่าพุ่งชนแผ่นดินถึงสองเท่า อย่างไรก็ตาม เปลือกโลกใต้มหาสมุทรที่เก่าแก่ที่สุดของโลกมีอายุเพียง 200 ล้านปีเท่านั้น เนื่องจากมันถูกทำลายและสร้างขึ้นใหม่อย่างต่อเนื่องโดยการขยายตัวและการมุดตัวนอกจากนี้ หลุมอุกกาบาตที่เกิดจากการชนขนาดใหญ่มากอาจถูกบดบังด้วย การ ไหลของหินบะซอลต์จากด้านล่างอย่างกว้างขวางหลังจากที่เปลือกโลกถูกเจาะหรืออ่อนแอลง[ 531 ]อย่างไรก็ตาม การมุดตัวไม่ควรได้รับการยอมรับทั้งหมดว่าเป็นคำอธิบายสำหรับการขาดหลักฐาน เช่นเดียวกับเหตุการณ์ KT ชั้นหินที่เกิดจากการพุ่งชนซึ่งอุดมไปด้วยธาตุไซเดอโรฟิลิก (เช่นอิริเดียม ) คาดว่าจะพบได้ในชั้นหินจากช่วงเวลานั้น
ผลกระทบขนาดใหญ่อาจกระตุ้นกลไกการสูญพันธุ์อื่นๆ ที่อธิบายไว้ข้างต้น[ 366 ]เช่น การปะทุของไซบีเรียนแทรปส์ ณ บริเวณที่เกิดการชน[ 532 ]หรือบริเวณตรงข้ามกับบริเวณที่เกิดการชน[ 366 ] [ 533 ]ความฉับพลันของการชนยังอธิบายได้ว่าทำไมสายพันธุ์ต่างๆ จึงไม่ได้วิวัฒนาการอย่างรวดเร็วเพื่อความอยู่รอด ดังที่คาดไว้หากเหตุการณ์เพอร์เมียน-ไทรแอสสิกเกิดขึ้นช้ากว่าและไม่ครอบคลุมทั่วโลกเท่ากับการชนของอุกกาบาต
ข้ออ้างเรื่องการพุ่งชนของอุกกาบาตถูกวิพากษ์วิจารณ์ว่าไม่จำเป็นสำหรับการอธิบายการสูญพันธุ์และไม่สอดคล้องกับข้อมูลที่ทราบ ซึ่งสอดคล้องกับการสูญพันธุ์ที่ยืดเยื้อยาวนานหลายพันปี[ 534 ]นอกจากนี้ สถานที่หลายแห่งที่ครอบคลุมรอยต่อระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสสิกแสดงให้เห็นว่าไม่มีหลักฐานใดๆ เกี่ยวกับเหตุการณ์การพุ่งชนเลย[ 535 ]
พื้นที่ที่อาจได้รับผลกระทบ
หลุมอุกกาบาตที่อาจเป็นไปได้ซึ่งเสนอว่าเป็นสถานที่เกิดการชนที่ทำให้เกิดการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก ได้แก่ โครงสร้าง เบดูต์ขนาด 250 กม. (160 ไมล์)นอกชายฝั่งตะวันตกเฉียงเหนือของออสเตรเลีย[ 521 ]และหลุมอุกกาบาตวิลค์สแลนด์ขนาด 480 กม. (300 ไมล์) ที่สันนิษฐานไว้ ในแอนตาร์กติกาตะวันออก[ 536 ] [ 537 ]ยังไม่มีการพิสูจน์การชนในทั้งสองกรณี และแนวคิดนี้ได้รับการวิพากษ์วิจารณ์อย่างกว้างขวาง ลักษณะทางธรณีฟิสิกส์ของวิลค์สแลนด์มีอายุไม่แน่นอน อาจมีอายุหลังการสูญพันธุ์ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิก
สมมติฐานผลกระทบอีกประการหนึ่งระบุว่าเหตุการณ์การชนที่ก่อให้เกิดหลุมอุกกาบาตอารากัวอินญาซึ่งมีอายุย้อนไปถึง254.7 ± 2.5 ล้านปีซึ่งเป็นช่วงเวลาที่อาจทับซ้อนกับการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในช่วงปลายยุคเพอร์เมียน[ 40 ]ทำให้เกิดการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่[ 538 ]การชนเกิดขึ้นรอบๆ แหล่งสะสมหินน้ำมันขนาดใหญ่ในแอ่งน้ำตื้นปารานา-คารู ซึ่งการรบกวนจากแผ่นดินไหวอันเป็นผลมาจากการชนน่าจะปล่อยก๊าซมีเทนประมาณ 1.6 เทราตันสู่ชั้นบรรยากาศของโลก ซึ่งยิ่งทำให้ภาวะโลกร้อนที่เกิดขึ้นอย่างรวดเร็วอยู่แล้วจากการปล่อยไฮโดรคาร์บอนเนื่องจากไซบีเรียนแทรปส์รุนแรงขึ้น[ 41 ]แผ่นดินไหวขนาดใหญ่ที่เกิดจากการชนยังก่อให้เกิดสึนามิขนาดใหญ่ไปทั่วโลกอีกด้วย[ 538 ] [ 42 ]ถึงกระนั้น นักบรรพชีวินวิทยาส่วนใหญ่ก็ปฏิเสธว่าผลกระทบดังกล่าวเป็นปัจจัยสำคัญที่ทำให้เกิดการสูญพันธุ์ โดยอ้างถึงพลังงานที่ปล่อยออกมาจากผลกระทบนั้นค่อนข้างต่ำ (เทียบเท่ากับ TNT 10 5ถึง 10 6เมกะตัน ซึ่งต่ำกว่าพลังงานจากผลกระทบที่เชื่อว่าจำเป็นต่อการทำให้เกิดการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ประมาณสองลำดับขนาด) [ 41 ]
เอกสารฉบับปี 2017 ระบุถึงการค้นพบความผิดปกติของแรงโน้มถ่วงรูปวงกลมใกล้หมู่เกาะฟอล์คแลนด์ซึ่งอาจสอดคล้องกับหลุมอุกกาบาตที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง250 กม. (160 ไมล์) [ 539 ]โดยได้รับการสนับสนุนจากหลักฐานทางแผ่นดินไหวและแม่เหล็ก การประมาณอายุของโครงสร้างนี้มีอายุมากถึง 250 ล้านปี ซึ่งจะมีขนาดใหญ่กว่าหลุมอุกกาบาตชิคซูลูบ ที่รู้จักกันดีซึ่งมีขนาด 180 กม. (110 ไมล์)และเกี่ยวข้องกับการสูญพันธุ์ในภายหลัง อย่างไรก็ตาม เดฟ แมคคาร์ธีและเพื่อนร่วมงานจาก British Geological Survey แสดงให้เห็นว่าความผิดปกติของแรงโน้มถ่วงนั้นไม่ได้เป็นรูปวงกลม และข้อมูลแผ่นดินไหวที่นำเสนอโดย Rocca, Rampino และ Baez Presser ไม่ได้ตัดผ่านหลุมอุกกาบาตที่เสนอไว้หรือให้หลักฐานใด ๆ สำหรับหลุมอุกกาบาต[ 540 ]
เมทาโนเจน
สมมติฐานที่ตีพิมพ์ในปี 2014 ระบุว่า สกุลของอาร์เคียที่สร้างมีเทนแบบไม่ใช้ออกซิเจนที่รู้จักกันในชื่อMethanosarcinaเป็นต้นเหตุของเหตุการณ์ดังกล่าว หลักฐานสามประการชี้ให้เห็นว่าจุลินทรีย์เหล่านี้ได้รับวิถีการเผาผลาญใหม่ผ่านการถ่ายทอดยีนในช่วงเวลานั้น ทำให้พวกมันสามารถเผาผลาญอะซิเตตเป็นมีเทนได้อย่างมีประสิทธิภาพ ซึ่งจะนำไปสู่การขยายพันธุ์แบบทวีคูณ ทำให้พวกมันสามารถบริโภคคาร์บอนอินทรีย์จำนวนมหาศาลที่สะสมอยู่ในตะกอนใต้ทะเลได้อย่างรวดเร็ว ผลที่ตามมาคือการสะสมของมีเทนและคาร์บอนไดออกไซด์ในมหาสมุทรและชั้นบรรยากาศอย่างรวดเร็ว ในลักษณะที่อาจสอดคล้องกับ บันทึกไอโซโทป 13C / 12C การปะทุของภูเขาไฟครั้งใหญ่ช่วยอำนวยความสะดวกในกระบวนการนี้โดยการปล่อย นิกเกลจำนวนมากซึ่งเป็นโลหะหายากที่ทำหน้าที่เป็นโคแฟคเตอร์สำหรับเอนไซม์ที่เกี่ยวข้องกับการผลิตมีเทน[ 37 ]การวิเคราะห์ทางเคมีธรณีวิทยาของตะกอนบริเวณรอยต่อยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกในเฉาเทียนแสดงให้เห็นว่าการระเบิดของมีเทนอาจเป็นสาเหตุของการผันผวนของไอโซโทปคาร์บอนบางส่วน[ 38 ]ในทางกลับกัน ในส่วนตัดขวางของเหมยซาน ความเข้มข้นของนิกเกลเพิ่มขึ้นเล็กน้อยหลังจากδ 13 Cความเข้มข้นเริ่มลดลง[ 541 ]
ฝุ่นระหว่างดวงดาว
จอห์น กริบบินแย้งว่าระบบสุริยะเคยเคลื่อนผ่านแขนก้นหอยของทางช้างเผือก ครั้งล่าสุด เมื่อประมาณ 250 ล้านปีก่อน และเมฆก๊าซฝุ่น ที่เกิดขึ้น อาจทำให้ดวงอาทิตย์หรี่แสงลง ซึ่งเมื่อรวมกับผลกระทบของแพนเจีย อาจทำให้เกิดยุคน้ำแข็งได้[ 542 ]
การเปรียบเทียบกับภาวะโลกร้อนในปัจจุบัน
PTME ถูกนำมาเปรียบเทียบกับ สถานการณ์ ภาวะโลกร้อนที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ ในปัจจุบัน และการสูญพันธุ์ในยุคโฮโลซีนเนื่องจากมีลักษณะร่วมกันคือการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์อย่างรวดเร็ว แม้ว่าอัตราการปล่อยก๊าซเรือนกระจกในปัจจุบันจะมากกว่าอัตราที่วัดได้ในช่วง PTME มากกว่าหนึ่งอันดับ แต่การปล่อยก๊าซเรือนกระจกในช่วง PTME นั้นไม่สามารถระบุช่วงเวลาทางธรณีวิทยาได้อย่างชัดเจน และมีแนวโน้มที่จะเกิดขึ้นเป็นช่วงๆ และจำกัดอยู่ในช่วงเวลาสั้นๆ ที่สำคัญไม่กี่ช่วง มากกว่าที่จะเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องในอัตราคงที่ตลอดช่วงเวลาการสูญพันธุ์ทั้งหมด อัตราการปล่อยคาร์บอนภายในช่วงเวลาเหล่านี้มีแนวโน้มที่จะคล้ายคลึงกับการปล่อยก๊าซที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ในปัจจุบัน[ 361 ]เช่นเดียวกับที่เกิดขึ้นในช่วง PTME มหาสมุทรในปัจจุบันกำลังประสบกับการลดลงของค่า pH และระดับออกซิเจน ซึ่งกระตุ้นให้เกิดการเปรียบเทียบเพิ่มเติมระหว่างสภาพทางนิเวศวิทยาที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ในปัจจุบันกับ PTME [ 543 ]เหตุการณ์การสร้างแคลเซียมทางชีวภาพอีกครั้งที่มีผลกระทบต่อระบบนิเวศทางทะเลในปัจจุบันคล้ายคลึงกันนั้น คาดว่าจะเกิดขึ้นหากระดับก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ยังคงเพิ่มสูงขึ้น[ 441 ]การเปลี่ยนแปลงในปฏิสัมพันธ์ระหว่างพืชและแมลงที่เกิดจาก PTME ยังถูกนำมาใช้เป็นตัวบ่งชี้ที่เป็นไปได้ของระบบนิเวศในอนาคตของโลกอีกด้วย[ 544 ]ความคล้ายคลึงกันระหว่างเหตุการณ์การสูญพันธุ์ทั้งสองครั้งนำไปสู่คำเตือนจากนักธรณีวิทยาเกี่ยวกับความจำเป็นเร่งด่วนในการลดการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ หากต้องการป้องกันไม่ให้เกิดเหตุการณ์ที่คล้ายกับ PTME ขึ้นอีก[ 361 ]
เช่นเดียวกับในช่วง PTME มหาสมุทรในปัจจุบันกำลังเผชิญกับการเปลี่ยนแปลงอย่างรุนแรงในรูปแบบของการลดลงของค่า pH และระดับออกซิเจน ซึ่งยิ่งตอกย้ำความเชื่อมโยงระหว่างสองเหตุการณ์นี้นักธรณีวิทยาลี คัมป์ ได้เน้นย้ำประเด็นนี้ :
การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกเป็นเครื่องเตือนใจที่ชัดเจนถึงผลที่ตามมาจากการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์อย่างรวดเร็ว ในช่วง PTME กิจกรรมของภูเขาไฟได้ปลดปล่อย CO₂ จำนวนมหาศาล ส่งผลให้เกิดภาวะความเป็นกรดของมหาสมุทร การขาดออกซิเจน และการล่มสลายของระบบนิเวศอย่างกว้างขวาง ในปัจจุบัน เราเห็นกิจกรรมของมนุษย์กำลังขับเคลื่อนกระบวนการที่คล้ายคลึงกันในอัตราที่เร็วกว่าเดิม บันทึกทางธรณีวิทยาแสดงให้เห็นว่าเมื่อถึงจุดวิกฤตเหล่านี้ ผลกระทบต่อเนื่องต่อระบบนิเวศสามารถคงอยู่ได้นานหลายล้านปี[ 545 ] [ 546 ]
หากอุณหภูมิยังคงสูงขึ้นต่อไป ผลที่ตามมาอาจเป็นวิกฤตการสร้างแคลเซียมทางชีวภาพอีกครั้ง ดังที่ดูเหมือนจะเคยเกิดขึ้นในบันทึกฟอสซิล ซึ่งจะส่งผลร้ายแรงต่อระบบนิเวศทางทะเลในปัจจุบัน
ดูเพิ่มเติม
หมายเหตุ
Further reading
- Over, D. Jeffrey, ed. (2005). Understanding Late Devonian and Permian-Triassic biotic and climate events: towards an integrated approach. Developments in palaeontology and stratigraphy (1. ed.). Amsterdam: Elsevier. ISBN 978-0-444-52127-9.
- Sweet, Walter Clarence; Yang, Zunyi, eds. (1992). Permo-triassic events in the Eastern tethys: stratigraphy, classification and relations with the Western tethys. World and regional geology (1. ed.). Cambridge u.a: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-38214-4.
External links
- "Siberian Traps". Retrieved 2011-04-30.
- "Big Bang In Antarctica: Killer Crater Found Under Ice". Retrieved 2011-04-30.
- "Global Warming Led To Atmospheric Hydrogen Sulfide And Permian Extinction". Retrieved 2011-04-30.
- Morrison, D. "Did an Impact Trigger the Permian-Triassic Extinction?". NASA. Archived from the original on 2011-06-10. Retrieved 2011-04-30.
- "Permian Extinction Event". Retrieved 2011-04-30.
- Ogden, DE; Sleep, NH (2012). "Explosive eruption of coal and basalt and the end-Permian mass extinction". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 109 (1): 59–62. Bibcode:2012PNAS..109...59O. doi:10.1073/pnas.1118675109. PMC 3252959. PMID 22184229.
- "BBC Radio 4 In Our Time discussion of the Permian-Triassic boundary". Retrieved 2012-02-01. Podcast available.
- Zimmer, Carl (2018-12-07). "The Planet Has Seen Sudden Warming Before. It Wiped Out Almost Everything". The New York Times. Retrieved 2018-12-10.
- "The Great Dying: Earth's largest-ever mass extinction is a warning for humanity". CBS News. Retrieved 2021-03-05.