カーニアン期雨期
三畳紀における大規模な気候変動と生物の入れ替わり
三畳紀のグラフィカルタイムライン
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Pz
中生代
ペルム紀
三畳紀
ジュラ紀
ET
真ん中
遅い
インドゥアン
オレネキアン
アニシアン
ラディニアン
カーニアン
ノリアン
レーティッシュ
 
 
 
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硬
サンゴ類と石灰化海綿動物[1]
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カーニアン期雨期
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石炭の帰還[2]
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木本樹の完全回復[3]
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ICSによる三畳紀の区分（2024年時点）。[5]
縦軸スケール：百万年前

カーニアン多雨期（CPE）は、しばしばカーニアン多雨イベントとも呼ばれ、地球規模の気候における大きな変化の時期であり、海と陸の両方で地球の生物相に大きな変化が生じた時期と一致していた。これは、後期三畳紀の最初の区分であるカーニアン期の後半に発生し、おそらく100万年から200万年（約2億3400万年から2億3200万年前）続いた。[6] [7]北米沖の火山活動は、地球温暖化と陸上の降雨量の増加、そして海洋の炭酸塩台地の減少をもたらした。 「pluvial」とは「雨の、あるいは雨に関連する、多量の雨、雨の多い」という意味である。[8]

CPEは、今日重要な多くの分類群の進化と多様化における重大なエピソードに相当します。最古の恐竜（鳥類の祖先を含む）、鱗竜（現代のトカゲ、ヘビ、ムカシトカゲの祖先）、そしておそらく哺乳類形質（哺乳類の祖先）はすべて、この出来事の間に多様化しました。海洋領域では、円石類と渦鞭毛藻類の微小プランクトンで初めてこの現象が見られました。 [9] [7] [10]後者は、サンゴ内部に共生する褐虫藻を確立することにより、硬サンゴの急速な多様化と関連しています。CPEでは、多くの水生無脊椎動物種、特にアンモナイト、コケムシ、ウミユリの絶滅も見られました。[6]

CPEの証拠は、世界中のカーニアン期の地層と、陸上および海洋環境の堆積物で観察されています。陸上では、超大陸 パンゲアの大部分に広がっていた乾燥気候が、一時的により高温多湿な気候へと移行し、降雨量と流出量が大幅に増加しました。[6] [11] [9] [12] [13]海洋では、石灰岩などの炭酸塩鉱物の堆積が減少し、泥を多く含む層が地質学的マーカーとして目立つようになりました。炭酸塩の破壊は、多くの炭酸塩形成生物の絶滅を反映している可能性がありますが、炭酸塩補償深度の上昇による可能性もあります。この深度以下では、ほとんどの炭酸塩殻が溶解し、海底に堆積物を形成する炭酸塩粒子がほとんど残っていません。[14] [15] [16] [17]

カーニアン期の多雨期における気候変動は、CPE全域のカーニアン期の地層の化学変化に反映されています。炭素循環やその他の自然システムへの大きな混乱は、当時地球温暖化が蔓延していたことを示しています。この気候変動は、ランゲリア・テレーンが北アメリカプレートの北西端に付加する過程で、広範囲にわたる洪水玄武岩の噴火と火山性CO2ガス放出に関連していた可能性が高いと考えられます。[11]

歴史と命名法

地球規模の気候変動が提唱されるはるか以前から、カーニアン期の堆積物には環境擾乱と高い絶滅率が観測されていた。シュラーガーとシェールンベルガー（1974）は、北部石灰岩アルプスにおける長期間の炭酸塩堆積を突然中断させた暗色の珪砕屑層に注目した。[18]彼らはこの地層の「転換点」をライングラーベン・ヴェンデと名付け、ライングラーベン・イベントまたはライブル・イベントとも呼ばれている。[15] [19]カーニアン期の陸生層（ドイツのシルフサンドシュタインやイギリスのマーシア泥岩層の様々な層）は、より乾燥した地層の間に堆積したにもかかわらず、カオリナイト粘土や植物残骸を多く含んだ河川堆積物の区間である。ニューブランズウィック州の湿度に適応した花粉化石、英国のカルスト地形、イスラエルの炭素同位体異常は、1989年以前のカーニアン期中期に報告されていた。ユリウス-ツバリ境界では多くの海洋無脊椎動物の絶滅率が高かったが、カーニアン期後期には陸生脊椎動物の絶滅が起こったと示唆されている。[6]

1989年、マイケル・J・シムズとアラステア・H・ラッフェルは、これらの異なる観察結果を統合して新しい仮説を立て、カーニアン期中期に降雨量の増加と生態系の大幅な入れ替わりが同時に起こったことを指摘した。[6]この論文は、1987年11月10日にバーミンガム大学で行われたシムズとラッフェルの会話に触発されたもので、その会話では、ラッフェルのマーシア泥岩層の岩相変化に関する研究と、シムズのウミユリ類の絶滅に関する研究が関連づけられていた。[20]彼らの仮説の重要な点は、気候変動を証明するために使用された証拠が、生物の変化の証拠とはまったく独立しているという点であった。つまり、化石は気候変動を推測するために一切使用されていないのである。彼らがカーニアン多雨期と名付けた仮説的な気候変動は、パンゲア大陸の初期の分裂に関連した海洋および/または火山の不安定性の結果であると暫定的に考えられていたが、当時はこの可能性を直接示す証拠はなかった。[6]

シムズとラッフェルはその後も数本の論文を発表したが[21] [22]、彼らの仮説は広く受け入れられることはなかった。[20]ヴィッシャーら（1994）は、乾燥に適応した花粉がドイツのカーニアン期全体を通して豊富に存在し続け、シルフサンドシュタインの出現は広範囲にわたる気候変動ではなく、単に河川システムの侵略を示唆していると主張した。[23]彼らの批判は「カーニアン多雨事象」という用語を生み出し、これは後にこの気候変動の最も一般的な名称の一つとなった。[17] [24]

シムズとラッフェルの仮説の曖昧さは、イタリアのカーニアン期の遺跡に関する研究によってさらに裏付けられるようになり、2000年代後半に薄れ始めた。[17] [25] [20]この仮説への関心は、2008年にイタリアのボルツァーノにある南チロル自然博物館で開催された三畳紀の気候に関する会議とワークショップによって大幅に高まった。[24] [20]しかし、CPE の地球規模での性質がますます認められるようになっても、その究極の原因は 2010 年代に入っても依然として激しく議論されていた。その命名法でさえ合意に至っておらず、様々な研究者が中期カーニアン湿潤間期、[26] [27] カーニアン湿潤エピソード、[21] [28] [29] カーニアン多雨期、[30] [31]カーニアン危機などの名称を用いていた。[32]今後数年間に発表される炭素およびオスミウム同位体の記録は、カーニアン期の気候変動とランゲリア大火成岩地域との強い関連性を裏付けているが、多くの疑問が未解明のままである。 [33] [11] 2018年、ドイツのデルメンホルストにあるハンザ・ヴィッセンシャフトスコレグ（HWK）高等研究所で、カーニアン期の気候変動に焦点を当てた地質学ワークショップが開催された。このワークショップは、カーニアン期のメカニズム、影響、地層学、そして現代の気候変動の理解における関連性について、さらなる研究を促進することを目的としていた。また、CPEの命名法の標準化も試みられ、「イベント」（通常、100万年未満の地質学的プロセスに適用される）や「中期カーニアン」（同等の地質学的サブステージがない漠然とした用語）といった記述子は使用されなかった。[34]

環境破壊

カーニアン期の多雨期の気候

カーニアン期の多雨期は、地球全体に顕著な湿潤をもたらし、三畳紀後期の乾燥した気候を中断させました。この湿度は、カーニアン期の降雨量の増加と関連しており、その証拠として以下のことが挙げられます。

CPEのこの湿潤な気候は、後期三畳紀の他の時期に典型的な乾燥した気候によって周期的に中断された。[30]ある気候シミュレーションでは、CPEの間にパンゲア内部は実際には乾燥し、東縁部と高緯度地域では雨量が増加したと主張している。このエピソードの始まりは非常に急速（約15,800年）で、炭素循環のフィードバック効果によって増幅された可能性がある。[39]

地球温暖化

カーニアン期の多雨期には、地球温暖化も顕著であった。これは、カーニアン期のコノドントアパタイトの酸素同位体分析によって裏付けられており、安定同位体δ18Oが約1.5 ‰減少したことが示されている。この結果は、カーニアン期における地球温暖化が少なくとも3～4℃、あるいは海水塩分の変化を示唆している 。 [ 32 ] [ 40 ]より広範囲のサンプル採取では、4～8℃程度の温暖化が裏付けられている。[29] [9] [41]この温暖化は、カーニアン期全体の炭素同位体傾向からも明らかなように、当時の大規模な火山活動とほぼ確実に関連していた。[11]この火山活動は、おそらく同時期に起こったランゲル大火成岩地域の形成と関係があり、北アメリカプレートの北西端（現在のアラスカ州ランゲル山脈とバンクーバー島の大部分を覆う推定6kmの厚さの層）に大量の火成岩（火山岩）が堆積した。[11]

風化の進行

中国北部の火山湖灰中のリチウム同位体によると、CPE（温暖化前期）の期間中、化学的風化が激化した。この現象以前は、リチウムは低濃度で存在し、主に冷涼で乾燥した気候下での空中灰に由来する。CPE期間中は、河川流入がシステムへのより大きな影響を及ぼし、高温多湿の気候により陸上の灰層からのリチウム風化量が増加した。[42]風化は先史時代のヨーロッパ沿岸部でも見られ、泥質の海層を形成する陸生堆積物の流出を促進した。地球がより乾燥した気候に戻った後も、高い風化速度が続いたことから、CPEによってこの地域の堆積物が侵食され、基盤岩が露出したことが示唆されている。[43]

炭酸塩プラットフォームへの影響

イタリア・ドロミテ山脈のセッラ・グループの山頂。傾斜した地層は、炭酸塩岩台地（垂直の石灰岩の崖）がより侵食されやすい頁岩と泥岩の流入によって分断されたカルニアン期の多雨期を表している。

CPEの開始は、中央ヨーロッパから東アジアに至るテチス海全域にわたる炭酸塩岩台地の形状と組成に急激な変化をもたらしました。 [15] [44] [45] [29]カーニアン期初期は、急斜面に囲まれた、主に孤立した高起伏の小規模炭酸塩岩台地が特徴でした。CPE期には、これらの台地は低起伏で傾斜角の緩やかな（ランプ状の）炭酸塩岩台地に置き換えられました。この変化は、炭酸カルシウムの沈殿を担う生物群集（言い換えれば「炭酸塩工場」）の大きな変化に関連しています。高起伏台地は、炭酸塩を分泌する微生物からなる生産性の高い生物群集に依存していました。CPE期に微生物由来の炭酸塩が減少すると、生産性の低い動物優位の炭酸塩岩群集がその不足分を補うようになり、骨格粒子（貝殻片）とウーイドが石灰岩の主成分となりました。[46] [47]

多くの地域では、陸上での降雨や河川活動により、砂、シルト、泥、粘土の海洋への流入が増加しました。これらの陸生珪質砕屑堆積物は、本来炭酸塩岩が優勢な地域において、侵食されやすい明確な層を形成します。[17] [48]南イタリアで見られる稀な深海堆積物では、炭酸塩岩の堆積は全く見られません。炭酸塩補償深度（炭酸カルシウムが完全に溶解する最小深度）は、CPE期にはその前後よりも浅かったと考えられます。[17]カーニアン期に赤道付近にあったトルコでは、炭酸塩岩台地の消滅は北方の海域に比べて遅れました。[44]

南中国ブロックでは、炭酸塩プラットフォームの消滅が、無酸素環境に典型的な堆積物（黒色頁岩）の堆積と結びついています。深海の酸素レベルが低いため、動物の遺骸はラガーシュテッテンと呼ばれる堆積性堆積物中によく保存されています。これらのラガーシュテッテンには、ウミユリや魚竜などの爬虫類が豊富に含まれています。[49]化石が豊富な地層の一部は、珠江坡層から小巴層への移行期など、カーニアン多雨期と重なっています。[45] [29]それでも、黒色頁岩は、他の絶滅期（通常は海洋無酸素イベントと一致する） と比較して、CPEではそれほど豊富ではありません。

CPE期には、海底のユーキニア（酸素がなく、有毒な硫化物濃度が高い状態）の証拠がいくつか存在します。朱干坡層の上部付近の石灰岩はマンガンイオンに富んでいます。マンガンイオンは深層のユーキニア水に濃縮され、溶解しますが、酸素化帯の底部では炭酸塩中に沈殿します。マンガン濃度の上昇は、酸素化帯の狭まりと、それに伴うユーキニア水の拡大を示しています。[29]

人生への影響

  • 海洋絶滅[9]
    海洋絶滅[9]
  • 主要な生物学的変化のいくつか[9]
    主な生物学的変化のいくつか[9]
  • 三畳紀のアルプスの地層、生物圏、気候と関連付けた四肢動物の足跡[50]
    三畳紀のアルプスの地層、生物圏、気候と関連付けた四肢動物の足跡地図[50]

コノドント、アンモナイト、ウミユリ、コケムシ、緑藻類は、 CPE期に高い絶滅率を経験しました。恐竜、石灰質ナノ化石、サンゴ、針葉樹など、他の生物は、この間に放散し多様化しました。[6] [21] [22] [9]

恐竜

ヘレラサウルス（上）とエオラプトル（下）は、保存状態の良い最古の恐竜の一つです。アルゼンチンのイスチグアラスト層から発見され、CPE（クレーター形成期）からわずか数百万年後に堆積しました。

いくつかの研究では、CPEは恐竜の多様化を可能にした重要な地生物学的イベントであると解釈されている。[50] [51] [52]恐竜の化石を含む最も古い地質学的単位は、ブラジルのサンタマリア層とアルゼンチンのイスキグアラスト層である。後者の最も古い恐竜を含む地層は、放射年代測定法によって2億3030万年前から2億3140万年前と測定されている。これは、CPEの初期最​​小年代推定値（約2億3090万年前）とほぼ一致する。より最近の研究では、CPEは数百万年前、その下にあるロス・ラストロス層の開始点付近に位置付けられている。[51]

CPEの前、最中、そして後の四肢動物の生痕化石（足跡）の比較は、カーニアン湿潤期によって恐竜の個体数が爆発的に増加したことを示唆している。 [50]しかし、アベメタタタルサリアの多様性、多様化率、サイズの差はカーニアン期を通して確かに増加するものの、ラディニアン期とノーリアン期の増加速度が速いことから、CPEは恐竜の台頭に大きな影響を与えなかったことが示唆されている。[53]後期三畳紀全体を通して、降水量と恐竜の多様性の間には明らかな相関関係はなく、緯度がより適切な指標となっている。[54]

その他の四肢動物

CPE によって、一般的なリンコサウルス類が絶滅し、後の絶滅の危険にさらされていた特殊化したヒエロダペドン亜科リンコサウルス類 (写真のBeesiiwoなど)だけが残った可能性がある。

CPE は草食四肢動物の多様性と形態的 差異（形の多様性）に大きな影響を与えた。[55]これは、強力な剪断および粉砕顎を持つ爬虫類のグループであるリンコサウルスで例証されている。中期三畳紀に一般的だったリンコサウルスの系統は絶滅し、グループの代表として特殊化したヒペルオダペドンティスだけが残った。CPE の直後、ヒペルオダペドンティスは後期カーニアン世界に広く分布し、豊富に存在していたことから、気候変動または花のターンオーバーの恩恵を受けていたことが示唆される。[56]ヒペルオダペドンティスの豊富さは長くは続かず、彼らも前期ノーリアンに絶滅した。CPE はリンコサウルスをより一般化されたニッチから切り離すことで、彼らの汎用性を低下させ、絶滅に対する長期的な脆弱性を高めたであろう。同様の傾向はディキノドンティスにも見られるが、彼らは三畳紀のはるか後期まで生き残った。逆に、アエトサウルスや竜脚形類恐竜のような、より多様で汎用性の高い草食動物は、CPE後に多様化するだろう。[55]

いくつかの研究では、哺乳類はCPE期に起源を持つと主張されている。[9]より正確には、「哺乳類」とは、哺乳類形質（現代哺乳類の共通祖先よりも以前に出現した、極めて哺乳類に類似したキノドン類）を指す。最古の哺乳類形質とされるのは、ティキテリウム（インド産）とアデロバシレウス（テキサス産）である。しかし、どちらもカーニアン期よりも新しい可能性が高い。ティキテリウムは新生代のトガリネズミの誤認と思われるが、[ 57]アデロバシレウスは「2億2500万年前より古くはない」とされている。[58]哺乳類形質と、その近縁種である出っ歯のトリティロドン類は、合わせてMammaliamorpha（哺乳類形質亜綱）のグループを構成する。Mammaliamorphaは最初の完全内温性キノドン類であり、その祖先はCPE期にまで遡ることができる。[59]その後のノーリアン期には、モルガヌコドン類、ハラミイド類などの明確な哺乳類形態がヨーロッパとグリーンランド全土に出現した。 [9]

現代のムカシトカゲの近縁種であるリンコケファルスは、カーニアン期末までに世界中に分布するようになりました。ワニ形類、植竜類、カメ類もCPE以降に多様化を始めました。[9] CPEと陸生生物の多様化イベントとの因果関係については、曖昧な点が多く残されています。陸生生物の多様化イベントの多くは、三畳紀中期から後期にかけて長期にわたって進行しました。[60]

植物

イタリア産の三畳紀の琥珀。

針葉樹、シダ植物、そして現在は絶滅したベネッティタレア類は、いずれもCPE期およびその後に大きく多様化し、中生代植物相の主力となりました。ほとんどの地域では、三畳紀初期と比較して、この時期に湿生植物（好湿性植物）の割合が高まっています。シダ植物や淡水藻類の胞子は、花粉学サンプルにしばしば豊富に含まれています。カーニアン期には、大規模な内陸湖と泥炭湿地が再び出現し、ペルム紀-三畳紀の大量絶滅によって引き起こされた前期-中期三畳紀の「石炭ギャップ」は終焉を迎えました。植物の成長と石炭の埋没の増加は、おそらくCO2濃度の減少に寄与し、CPE後の大気をより正常な状態に戻しました。[61]

石炭紀の古い岩石にも微量の琥珀の痕跡が見られますが、最も古い広範囲に分布する琥珀の堆積物はCPEにまで遡ります。[38]イタリアの古土壌から発見されたカーニアン期の琥珀の滴は、節足動物や微生物を保存していることが知られている最古の琥珀の堆積物です。[62]琥珀はジュラ紀後期まで化石記録に再び現れませんが、カーニアン期の琥珀と同等かそれ以上の濃度で琥珀が産出されるのは白亜紀前期までかかりました。 [63] [38]

海洋生物

放散虫の多様性は、おそらくCPEの温暖多湿な気候下で大陸風化が進んだ結果、増加したと考えられる。[64]最初のプランクトン性石灰化生物はCPEの直後に出現し、石灰質渦鞭毛藻類の石灰質嚢子であった可能性がある。[9]有孔虫は、古テチス海域における局所的な減少を除いて、CPE全域で世界的な絶滅を経験しなかった。[65]

ハンガリー沿岸のオストラコダ類群集は、CPE全域で大きな変化を経験した。ユリアン2年までに、陸生堆積物が海盆に孤立して堆積し、炭酸塩岩を主とするバイルディッド類やヒールディッド類は、浅い珪質砕屑海に耐性を持つカニ類のベクタシアに取って代わられた。ユリアン・ツヴァリア境界を越えてさらに浅海化したことで、限られた沿岸海盆における激しい塩分変動に対応できる、ごく少数の異常なリムノキテリッド類（レンガルテネラ、シメオネラ）とキテルリッド類（ケロキテレ）のみが残された。危機の終息とともに海盆が深くなり、炭酸塩岩が再び確保され、通気性も改善されたバイルディッド類は、勢力を回復した。[66]

考えられる原因と影響

ランゲリア洪水玄武岩の噴火

CPEのタイムラインと地図。地球の生態系、δ13C、気温（△T）への影響を示している。ランゲリア大火成岩地域は（26）の赤い部分である[ 9] 。

カーニアン期多雨期の原因として、パンサラサン海における大規模な火山活動地帯であるランゲリア 大火成岩区（LIP）が有力視されています。現在、これらの火山岩はアラスカとブリティッシュコロンビアに集積しています。最近、顕著なδ13Cの発見がありました。高等植物のn-アルカンの負のシフトは、CPEの基底部にある大気海洋系への大規模なCO2注入を示唆している。CPEの最小放射年代（≈2億3090万年）は、ランゲリアLIPの玄武岩の年代とほぼ同程度である。地質学的記録では、LIPの火山活動は、大規模な気候変動や絶滅のエピソードと相関していることが多く、これらはCO2やSO2などの火山ガスの大量放出による生態系の汚染によって引き起こされた可能性がある。コノドント生層序と磁気層序は、その時期をさらに明確にし、約2億3450万年頃に始まったことを示唆している。[67]

ランゲリア火山による大気海洋システムへの大量のCO2放出は、CPE期に観測されたように、盆地への珪質砕屑物の供給増加を説明できる。大気中のCO2増加は地球温暖化とそれに伴う水循環の加速をもたらし、大陸風化を著しく促進した可能性がある。さらに、 pCO2レベルの急激な上昇が十分に急速であれば、海水の酸性化を招き、炭酸塩補償深度（CCD）の上昇と炭酸塩沈殿の危機（例えば、テチス海西部の炭酸塩プラットフォームの消滅）を引き起こした可能性がある。それに加えて、洪水玄武岩イベントによって引き起こされた地球温暖化は、メタンクラスレートの放出によって悪化した可能性が高い。[68]

火山活動の地球化学的痕跡

CPEは地球化学的循環、特に炭素循環の混乱を特徴とする。このエピソードの基底部に相当する堆積物は、顕著な-2～-4‰のδ13Cエクスカーションを示しており、これは軽量炭素同位体である炭素12が大気中に放出されたことを示している。[47]このエクスカーションはイスラエルの炭酸塩で初めて言及され[6]、後にドロミテの炭化した木の破片からより詳細に報告された。[11]これはヨーロッパとアジアの様々な炭素ベースの堆積物で確認されている。[47] [29] [69] [70] [67]

ヨーロッパの露頭をより精密に地層学的に評価した結果、このエクスカーションは、ユリウス暦後期からツヴァラ暦前期にかけての3つ、あるいはおそらくは4つの主要なパルスに分けられることが判明しました。各パルスは、陸地および海域における異常な堆積作用の期間と対応づけられます。ユリウス暦とツヴァラ暦の境界における3つ目のエクスカーションは、主要なアンモナイトおよびコノドントの絶滅と相関しています。[48]陸域システム、特に華北の湖沼および河川堆積物においても、4つのパルスが同時に発生した可能性が強く示唆されています。[41] [71] [72] [73]

ラディニアン-カーニアン境界に分布するノルウェー頁岩と日本の チャートは、海水中のオスミウム同位体比に顕著な変化を示している。オスミウム187とオスミウム188の相対的な存在比は、ユリウス暦の大部分を通じて大きく減少し、ツヴァリアン暦で回復して安定する。この減少は、ランゲリア大火成岩地域の初期段階において、海洋にオスミウム188が豊富に含まれていることに起因する。オスミウム188は主にマントルから直接供給されるのに対し、オスミウム187は侵食された陸地から供給される放射性同位体である。[33] [74] [75]

アルプスでは、中程度から高い濃度の水銀が、炭素循環の混乱と並行して発生しており、これはCPEを特徴付ける堆積物の混乱の直前である。これらの水銀のスパイクは酸素を豊富に含んだ泥岩で発生するため、酸化還元変動の結果ではない。外洋環境に対応する地域では、水銀と有機炭素の比率が高く、早期に発生する。水銀のスパイクは陸地流出の指標とは相関しないものの、流出はCPEを通じて海洋中の水銀濃度を高く維持するのに役立っている可能性がある。最も簡潔な説明は、水銀が当初、特にランゲリアLIPなどの火山活動の脈動に由来するというものである。これは、カーニアン多雨期の火山活動をさらに裏付けるものである。[76]水銀のスパイクは、中国の海洋[77]堆積物と湖沼[41] [73]堆積物、および日本の海底地層でも炭素循環の混乱と同時に確認されている。 [78]これらの水銀スパイクには質量非依存分別を示す痕跡が見られず、その同位体分布は火山噴火による降下物と最も一致していることを意味する。[77]

キンメリア造山運動中の隆起

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

ローラシア山脈の南側には新たな山脈が形成されつつあり、今日のヒマラヤ山脈とアジアがインド洋に対して果たしている役割と同様に、海洋と大陸の間に強い気圧勾配を維持し、モンスーンを発生させました。夏のモンスーン風はキンメリア山脈によって遮られ、激しい雨をもたらしました。これが、テチス海西部の堆積物に見られる湿潤気候への転換を説明しています。[32] [15]

逆に、中央パンゲアの山脈の浸食により、大陸内部に水分がより多く到達するようになった可能性がある。[79]

軌道周期の影響

チベットの海洋堆積物では、炭素同位体の変動、海面高水準層、および CPE 中の海洋危機から周期的なパターンが現れています。天体年代学では、 120 万年の黄道傾斜変調サイクル (地球の軸の傾きの揺れ) との強い関連がわかっています。このミランコビッチ サイクルは、海洋領域の生物のターンオーバーを促進した可能性があります。[80]ジュンガル盆地では、405 千年の離心率サイクル (太陽から地球までの距離) が陸上の環境変動を示しており、漸新世と中新世の温暖寒冷気候サイクルに似ています。[39]離心率サイクルは中国北部の済源盆地でも顕著で、165 万年の間に炭素および水銀同位体の混乱が等間隔で 4 回発生しています。 CPEの主な要因は、ランゲリアLIPにおける4回の火山活動の波であり、軌道力は各波を増幅させるのに役立ったと考えられています。[73]

石炭沼の回復

石炭湿地は、ペルム紀-三畳紀の大量絶滅で消滅してから約1500万年後のカーニアン期初期に回復しました。回復以前の三畳紀初期および中期は、生物生産性が低い時代でした。地球の気温、大気中のCO2濃度、浸食、土壌酸化はすべて非常に高かったのです。森林の復活はパラダイムを逆転させ、安定した土壌にCO2を固定するための生産的な経路を確立しました。あるモデルによると、カーニアン期初期における地球規模のCO2濃度の低下は、CPEの相対的な深刻度を高めるとされています。これは、CO2が地球の気候に対数的な影響を与えるため、ランゲリア火山の噴火のようなCO2濃度の新たな急上昇は、大気中の背景濃度の低下が先行している場合、より大きな影響を与えるためです。[79]

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