Share to:

 

เหตุการณ์การสูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน–ไทรแอสซิก

ขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิกที่หาด Frazer ในรัฐนิวเซาท์เวลส์ โดยมีเหตุการณ์สูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิกอยู่เหนือชั้นถ่านหิน[1]

เหตุการณ์การสูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิก (Permian–Triassic extinction event) หรือในชื่อ การสูญพันธุ์ P–Tr (P–Tr extinction)[2], การสูญพันธุ์ P–T (P–T extinction)[3], การสูญพันธ์ช่วงจบยุคเพอร์เมียน (End-Permian Extinction)[4] หรือที่เรียกทั่วไปว่า การตายครั้งใหญ่ (Great Dying)[5] เป็นจุดแบ่งระหว่างยุคเพอร์เมียนและไทรแอสซิก รวมถึงมหายุคพาลีโอโซอิกและนีโอโพรเทอโรโซอิก เมื่อ 251.9 ล้านปีก่อน เป็นการสูญพันธุ์ครั้งที่ใหญ่ที่สุดที่โลกเคยพบเห็น ด้วยสิ่งมีชีวิตน้ำมากกว่า 81%[6][7][8] และสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกอีกมากกว่า 70%[9] สูญพันธุ์ นอกจากนั้นยังเป็นการสูญพันธุ์ครั้งที่ใหญ่ที่สุดของแมลงอีกด้วย โดยประมาณ 57% ของวงศ์ทางชีววิทยาทั้งหมดและ 83% ของสกุลทั้งหมดสูญพันธุ์

มีหลักฐานว่ามีระยะการสูญพันธุ์หนึ่งถึงสามระยะ[10][11][12][13] สาเหตุที่เป็นไปได้ของการแต่ละระยะ ได้แก่ เกิดการชนโดยอุกกาบาตขนาดใหญ่อย่างน้อยหนึ่งครั้ง เกิดการระเบิดของภูเขาไฟขนาดใหญ่ (เช่นไซบีเรียนแทรป[14]) และการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่เกิดจากการปล่อยแก๊สมีเทนใต้น้ำครั้งใหญ่ จุลินทรีย์ที่สร้างแก๊สมีเทน หรือการเผาไหม้ของเชื้อเพลิงฟอสซิล[15][16]

ความเร็วในการฟื้นตัวจากการสูญพันธุ์ยังมีการถกเถียงกันอยู่ นักวิทยาศาสตร์บางคนคาดว่าต้องใช้เวลา 10 ล้านปี (จนถึงไทรแอสซิกกลาง) เนื่องจากความรุนแรงของเหตุการณ์ครั้งนี้และเนื่องจากสภาพที่เลวร้ายกลับมาเป็นระยะ ๆ ไปอีก 5 ล้านปี[17] อย่างไรก็ตามการศึกษาในแบร์เลคเคาน์ตี้ใกล้กับปารีส, ไอดาโฮ แสดงให้เห็นว่าระบบนิเวศทางทะเลในไทรแอสสิกต้นฟื้นตัวอย่างรวดเร็วโดยใช้เวลาประมาณ 2 ล้านปีในการฟื้นตัว[18] แสดงให้เห็นว่าผลกระทบของการสูญพันธุ์อาจได้รับความรุนแรงน้อยกว่าในบางพื้นที่

รูปแบบการสูญพันธุ์

การสูญพันธ์ของสัตว์ทะเล การสูญพันธ์ของสกุล คำอธิบาย
Arthropoda
Eurypterids 100% อาจสูญพันธุ์ไปไม่นานก่อนถึงขอบเขต P – Tr
Ostracods 59%  
Trilobites 100% ลดลงตั้งแต่ยุคดีโวเนียน; มีเพียง 2 สกุลเท่านั้นที่มีชีวิตอยู่ก่อนการสูญพันธุ์
Brachiopoda
Brachiopods 96% Orthids และ productids สูญพันธ์ไป
Bryozoa
Bryozoans 79% Fenestrates, trepostomes, และ cryptostomes สูญพันธ์ไป
Chordata
Acanthodians 100% ลดลงตั้งแต่ยุคดีโวเนียน; มีเพียง 1 สกุลเท่านั้นที่มีชีวิตอยู่ก่อนการสูญพันธุ์
Cnidaria
Anthozoans 96% ปะการัง Tabulate และ rugose สูญพันธ์
Echinodermata
Blastoids 100% อาจสูญพันธุ์ไปไม่นานก่อนถึงขอบเขต P – Tr
Crinoids 98% Inadunates และ camerates สูญพันธ์
Mollusca
Ammonites 97% Goniatites สูญพันธ์
Bivalves 59%  
Gastropods 98%  
Retaria
Foraminiferans 97% Fusulinids สูญพันธ์, แต่เกือบสูญพันธุ์อยู่แล้วก่อนภัยพิบัติ
Radiolarians 99%[19]

สิ่งมีชีวิตทะเล

สัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลได้รับความสูญเสียมากที่สุดในช่วงการสูญพันธุ์ P-Tr หลักฐานนี้พบในตัวอย่างจากภาคใต้ของจีนที่ขอบเขต P–Tr ซึ่ง 286 จาก 329 สกุลของสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลหายไปภายจากโซนตะกอนสองโซนสุดท้ายที่มีคอนโดดอนต์จากยุคเพอร์เมียน[20] การลดลงของความหลากหลายอาจเกิดจากการสูญพันธุ์ที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วมากกว่าการลดลงของการเกิดสปีชีส์[21]

การสูญพันธุ์ส่วนใหญ่ส่งผลกระทบต่อสิ่งมีชีวิตที่มีโครงกระดูกที่สร้างจากแคลเซียมคาร์บอเนต โดยเฉพาะอย่างยิ่งสิ่งมีชีวิตที่อาศัยระดับ CO2 ที่คงที่ในการสร้างกระดูกของพวกมัน[22] สิ่งมีชีวิตเหล่านี้มีความอ่อนไหวต่อผลกระทบของการเป็นกรดในมหาสมุทรซึ่งเป็นผลมาจากจำนวน CO2 ในชั้นบรรยากาศที่เพิ่มขึ้น

ในบรรดาชีวินก้นทะเลเหตุการณ์การสูญพันธุ์ทำให้อัตราการสูญพันธุ์ในพื้นหลังทวีคูณ และทำให้เกิดการสูญเสียสายพันธุ์กับหน่วยอนุกรมวิธานที่มีอัตราการสูญพันธุ์ในพื้นหลังสูง[23][24] อัตราการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตในทะเลอยู่ในระดับภัยพิบัติ[25][26][27][28]

กลุ่มสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลที่รอดการสูญพันธ์ ได้แก่ แบรคิโอพอด (จำพวกที่มีบานพับ) ซึ่งมีจำนวนลดลงอย่างช้า ๆ นับตั้งแต่การสูญพันธุ์ P-Tr[29], อันดับ Ceratitida ของแอมโมไนต์[30], และไครนอยด์ (พลับพลึงทะเล)[31] ซึ่งเกือบจะสูญพันธุ์ แต่ต่อมากลับมีจำนวนมากมายและหลากหลาย

กลุ่มที่มีอัตราการรอดชีวิตสูงสุดโดยทั่วไปมีการควบคุมระบบไหลเวียน กลไกการแลกเปลี่ยนแก๊สที่ซับซ้อน และการสร้างปูนด้วยแสง สิ่งมีชีวิตใช้แคลเซียมอย่างหนักและมีระบบหายใจที่ง่ายนั้นมีการสูญเสียความหลากหลายของสายพันธุ์มากที่สุด[32] ในกรณีของแบรคิโอพอด หน่วยอนุกรมวิธานที่ยังมีชีวิตอยู่โดยทั่วไปมีขนาดเล็กและเป็นสมาชิกที่หายากในกลุ่มที่หลากหลายในอดีต[33]

แอมโมไนต์ที่อยู่ในช่วงลดลงระยะยาวมาเป็นเวลา 30 ล้านปีนับตั้งแต่ Roadian (ยุคเพอร์เมียนกลาง) ประสบกับระยะการสูญพันธุ์เมื่อ 10 ล้านปีก่อนการสูญพันธุ์ครั้งหลักในช่วงจบของระยะ Capitanian ในการสูญพันธุ์ก่อนเวลานี้ลดความไม่เสมอกันหรือกิลด์ที่แตกต่างกันในระบบนิเวศลงอย่างมาก ปัจจัยด้านสิ่งแวดล้อมอาจเป็นต้นเหตุ ความหลากหลายและความไม่เสมอกันลดลงไปอีกจนถึงขอบเขตของ P–Tr ในช่วงไทรแอสซิกความหลากหลายของมันเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว แต่ความไม่เสมอกันยังคงอยู่ในระดับต่ำ[34]

ช่วงของ morphospace (รูปแบบรูปร่างหรือโครงสร้างที่เป็นไปได้) ของแอมโมไนต์ถูกจำกัดมากขึ้นตามยุคเพอร์เมียน ไม่กี่ล้านปีในยุคไทรแอสซิกโครงสร้างแอมโมไนต์แบบดั้งเดิมสามารถนำกลับมาใช้ใหม่ได้อีกครั้ง แต่ลักษณะพิเศษได้มีการแบ่งที่แตกต่างกันระหว่างแต่ละเคลด[35]

สัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังบก

ในยุคเพอร์เมียนแมลงและสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังชนิดอื่น ๆ มีความหลากหลายมาก รวมถึงมีแมลงที่ใหญ่ที่สุดที่เคยมีมา ช่วงจบเพอร์เมียนเป็นการสูญพันธุ์ของแมลงที่ใหญ่เท่าที่ทราบ[36] ตามแหล่งข้อมูลบางแห่งยังบอกว่านี่เป็นการสูญพันธุ์เพียงครั้งเดียวของแมลง[37][38] อันดับของแมลงแปดหรือเก้าชนิดสูญพันธุ์ไปและอีกสิบชนิดลดความหลากหลายลงอย่างมาก Palaeodictyopteroids (แมลงที่มีปากสำหรับเจาะและดูด) เริ่มลดลงในช่วงกลางของยุคเพอร์เมียน การสูญพันธุ์เหล่านี้เชื่อมโยงกับการเปลี่ยนแปลงของพืช การลดลงมากที่สุดเกิดขึ้นในปลายยุคเพอร์เมียน และอาจไม่ได้เกิดจากการเปลี่ยนของพืชที่เกี่ยวข้องกับสภาพอากาศโดยตรง[39]

ซากดึกดำบรรพ์กลุ่มแมลงส่วนใหญ่ที่พบหลังขอบเขตการสูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิก แตกต่างอย่างมีนัยสำคัญกับแมลงก่อนหน้านี้ ในกลุ่มแมลงยุคพาลีโอโซอิกมีเพียง Glosselytrodea, Miomoptera และ Protorthoptera เท่านั้นที่ถูกค้นพบในแหล่งสะสมหลังการสูญพันธุ์ครั้งนี้ caloneurodeans, monurans, paleodictyopteroids, protelytropterans และ protodonates ได้สูญพันธุ์ไปในตอนท้ายของยุคเพอร์เมียน ซากดึกดำบรรพ์ในยุคไทรแอสสิกตอนปลายที่ได้รับการบันทึกไว้เป็นอย่างดี พบว่าเต็มไปด้วยด้วยฟอสซิลกลุ่มแมลงสมัยใหม่[40]

พืชบก

การตอบสนองของระบบนิเวศของพืช

บันทึกทางธรณีวิทยาของพืชบนบกมีจำนวนน้อยนิด และส่วนใหญ่อาศัยการศึกษาเกี่ยวกับละอองเรณูและสปอร์ พืชมีภูมิคุ้มกันต่อการสูญพันธุ์เป็นจำนวนมากโดยผลกระทบของการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ทั้งหมด "ไม่มีนัยสำคัญ" ในระดับวงศ์[41] ถึงแม้พบการลดลงของความหลากหลายของสปีชีส์ (50%) ส่วนใหญ่อาจเกิดจากกระบวนการเกี่ยวกับการเกิดฟอสซิล[41] อย่างไรก็ตามการจัดเรียงระบบนิเวศใหม่ครั้งใหญ่ได้เกิดขึ้น โดยความอุดมสมบูรณ์ของพืชและการกระจายตัวเปลี่ยนไปอย่างมาก และป่าทั้งหมดแทบจะหายไป[41][42] พืชพาลีโอโซอิกแทบไม่เหลือรอดจากการสูญพันธุ์นี้[43]

ที่ขอบเขตของ P – Tr กลุ่มพืชที่โดดเด่นเปลี่ยนไปจากเดิม โดยพืชบกหลายกลุ่มเข้าสู่การลดลงอย่างกะทันหัน เช่น Cordaites (พืชเมล็ดเปลือย) และ Glossopteris (เฟิร์นเมล็ด)[44] สกุลของพืชเมล็ดเปลือยที่โดดเด่นถูกแทนที่ด้วยไลโคไฟต์หลังขอบเขตนี้ โดยไลโคไฟต์ที่ยังหลงเหลืออยู่เป็นผู้ตั้งนิคมใหม่บนพื้นที่ที่ถูกรบกวน[45]

เรณูวิทยาหรือการศึกษาเกี่ยวกับละอองเรณูจากชั้นหินตะกอนของกรีนแลนด์ตะวันออกในช่วงการสูญพันธุ์บ่งชี้ว่า มีพื้นที่ป่าพืชเมล็ดเปลือยหนาแน่นก่อนเกิดเหตุการณ์นี้ ในขณะเดียวกันกับที่แมคโครฟาวนาสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลลดลง ป่าไม้ขนาดใหญ่เหล่านี้ก็ตายไป และตามมาด้วยความหลากหลายของไม้ล้มลุกขนาดเล็กรวมทั้งตระกูลไลโคโปดิโอไฟตาเช่น Selaginella และ Isoetales ต่อมากลุ่มพืชเมล็ดเปลือยกลุ่มอื่น ๆ กลับมามีบทบาทสำคัญอีกครั้ง แต่ก็ประสบปัญหาการตายครั้งใหญ่อีกครั้งด้วยเช่นกัน การเปลี่ยนแปลงของพืชที่เป็นวัฏจักรเหล่านี้เกิดขึ้นอีกหลายครั้งในช่วงการสูญพันธุ์และหลังจากนั้น ความผันผวนของพืชที่โดดเด่นระหว่างหน่วยอนุกรมวิธานที่เป็นไม้ต้นและไม้ล้มลุกบ่งบอกถึงความเครียดจากสิ่งแวดล้อมเรื้อรัง ส่งผลให้สูญเสียพันธุ์ไม้ที่มีขนาดใหญ่ในป่าจำนวนมาก การสืบทอดและการสูญพันธุ์ของชุมชนพืชไม่สอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงของค่า δ13C แต่เกิดขึ้นหลายปีหลังจากนั้น[46] การฟื้นตัวของป่าพืชเมล็ดเปลือยใช้เวลา 4-5 ล้านปี[41]

ช่องว่างของถ่านหิน

ไม่ทราบแหล่งสะสมถ่านหินตั้งแต่ยุคไทรแอสซิกตอนต้นและในกลุ่มไทรแอสซิกตอนกลางนั้นบางและมีคุณภาพต่ำ[47] "ช่องว่างถ่านหิน" นี้สามารถอธิบายในหลาย ๆ ทาง มีการเสนอว่าเชื้อรา แมลง และสัตว์มีกระดูกสันหลังชนิดใหม่ที่ก้าวร้าววิวัฒนาการขึ้นและฆ่าต้นไม้จำนวนมาก แต่ผู้ย่อยสลายเหล่านี้ได้รับความสูญเสียอย่างหนักจากสิ่งมีชีวิตในช่วงการสูญพันธุ์และไม่ถือว่าเป็นสาเหตุของช่องว่างของถ่านหิน[47] อาจเป็นไปได้ว่าพืชที่สร้างถ่านหินทั้งหมดสูญพันธุ์ไปแล้วจากการสูญพันธุ์ P–Tr และพืชชุดใหม่ต้องใช้เวลา 10 ล้านปีในการปรับตัวให้เข้ากับสภาพที่ชื้นและเป็นกรดของบึงพรุ[47] ปัจจัยที่ไม่ได้เกิดจากสิ่งมีชีวิต เช่น ปริมาณน้ำฝนที่ลดลง หรือการเพิ่มขึ้นของตะกอนที่จับตัวเป็นก้อนก็อาจเป็นสาเหตุได้เช่นกัน[41]

ในทางกลับกันการขาดถ่านหินอาจสะท้อนให้เห็นถึงความขาดแคลนของตะกอนที่ทราบทั้งหมดจากยุคไทรแอสซิกตอนต้น[41] ระบบนิเวศที่ผลิตถ่านหินแทนที่จะหายไปอาจย้ายไปอยู่ในพื้นที่ที่เราไม่มีบันทึกตะกอนสำหรับยุดไทรแอสซิกตอนต้น ตัวอย่างเช่นในออสเตรเลียตะวันออก สภาพอากาศหนาวเย็นเป็นเกิดขึ้นมาเป็นเวลานาน โดยระบบนิเวศของดินพรุปรับให้เข้ากับสถานการณ์เหล่านี้ ประมาณ 95% ของพืชที่ผลิตพรุเหล่านี้สูญพันธุ์จากท้องถิ่นช่วงขอบเขต P–Tr[48] ตะกอนถ่านหินในออสเตรเลียและแอนตาร์กติกาหายไปอย่างมีนัยสำคัญก่อนขอบเขต P–Tr[41]

สัตว์มีกระดูกสันหลังบก

มีหลักฐานเพียงพอที่จะบ่งชี้ว่ากว่าสองในสามของสัตว์ครึ่งบกครึ่งน้ำบกชนิด labyrinthodont, sauropsid ("สัตว์เลื้อยคลาน"), และ therapsid ("สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมดั้งเดิม") ได้สูญพันธุ์ไปแล้ว สัตว์กินพืชขนาดใหญ่ได้รับความสูญเสียหนักที่สุด

สัตว์เลื้อยคลานอะแนปซิดยุคเพอร์เมียนทั้งหมดสูญพันธุ์ยกเว้น procolophonids (แม้ว่า testudines จะมีกะโหลกศีรษะที่มีรูปร่างสัณฐานอะแนปซิดา แต่ตอนนี้คิดว่าพวกมันมีวิวัฒนาการแยกจากบรรพบุรุษของไดแอปซิด) Pelycosaurs สูญพันธุ์ก่อนที่ยุคเพอร์เมียนจะสิ้นสุดลง พบฟอสซิลไดแอปซิดยุคเพอร์เมียนน้อยเกินกว่าที่จะสนับสนุนข้อสรุปใด ๆ เกี่ยวกับผลกระทบของการสูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียนที่มีต่อไดแอปซิด (กลุ่ม "สัตว์เลื้อยคลาน" ที่พวกกิ้งก่า งู จระเข้ และไดโนเสาร์ (รวมถึงนก) วิวัฒนาการมา)[49][50]

กลุ่มที่รอดชีวิตต้องสูญเสียสปีชีส์จำนวนมาก และกลุ่มสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกบางกลุ่มเกือบจะสูญพันธุ์ในตอนท้ายของยุคเพอร์เมียน กลุ่มที่รอดชีวิตบางกลุ่มไม่ได้คงอยู่มานานจนถึงช่วงเวลานี้ แต่กลุ่มอื่น ๆ ที่แทบจะไม่รอดชีวิตก็ยังคงสร้างเชื้อสายที่หลากหลายและยาวนาน อย่างไรก็ตามสัตว์มีกระดูกสันหลังบนบกต้องใช้เวลาถึง 30 ล้านปีในการฟื้นตัวอย่างสมบูรณ์ทั้งในเชิงตัวเลขและทางนิเวศวิทยา[51]

คำอธิบายที่เป็นไปได้

การวิเคราะห์ซากดึกดำบรรพ์ทางทะเลจากขั้นตอนสุดท้ายของ Changhsingian ของยุคเพอร์เมียน พบว่าสิ่งมีชีวิตในทะเลที่มีความทนทานต่อภาวะ hypercapnia (ความเข้มข้นคาร์บอนไดออกไซด์สูง) ต่ำ มีอัตราการสูญพันธุ์สูงและสิ่งมีชีวิตที่อดทนได้มากที่สุดมีการสูญเสียเล็กน้อยมาก

สิ่งมีชีวิตในทะเลที่ส่งผลมากที่สุดคือสิ่งมีชีวิตที่สร้างชิ้นส่วนแข็งจากแคลเซียมคาร์บอเนต และมีอัตราการเผาผลาญต่ำ และมีระบบทางเดินหายใจที่อ่อนแอ โดยเฉพาะอย่างยิ่งฟองน้ำที่ใช้แคลเซียม, ปะการัง Rugosa และ Tabulata, แบรคีโอพอดที่สะสมแคลไซต์, ไบรโอซัว, และอิคีเนอเดอร์ม ประมาณ 81% ของสกุลดังกล่าวสูญพันธุ์ สิ่งมีชีวิตที่ไม่มีชิ้นส่วนแข็งจากแคลเซียมได้รับความสูญเสียเพียงเล็กน้อย เช่น ดอกไม้ทะเล ซึ่งการวิวัฒนาการมาเป็นปะการังในปัจจุบัน สัตว์ที่มีอัตราการเผาผลาญสูง ระบบทางเดินหายใจที่พัฒนามาอย่างดี และชิ้นส่วนแข็งที่ไม่ได้มาจากแคลเซียม มีการสูญเสียเล็กน้อยยกเว้นคอนโดดอนต์ซึ่ง 33% ของสกุลทั้งหมดสูญพันธุ์[52]

รูปแบบนี้สอดคล้องกับสิ่งผลกระทบเกี่ยวกับภาวะขาดออกซิเจน แต่ไม่ใช่การขาดออกซิเจนทั้งหมด อย่างไรก็ตามภาวะขาดออกซิเจนไม่สามารถเป็นกลไกการฆ่าสิ่งมีชีวิตในทะเลเพียงอย่างเดียว น่านน้ำไหล่ทวีปเกือบทั้งหมดจะต้องมีภาวะขาดออกซิเจนอย่างรุนแรงถึงมีการสูญพันธุ์ขนาดนี้ได้ แต่ภัยพิบัติดังกล่าวจะทำให้ยากที่จะอธิบายรูปแบบการเลือกสูญพันธุ์แบบนี้ได้ แบบจำลองทางคณิตศาสตร์ของบรรยากาศยุคเพอร์เมียนตอนปลายและยุคไทรแอสซิกตอนต้นแสดงให้เห็นว่า ระดับออกซิเจนในบรรยากาศลดลงอย่างมีนัยสำคัญ แต่เป็นแบบยืดเยื้อโดยไม่มีความเร่งใกล้กับขอบเขต P–Tr ระดับออกซิเจนในบรรยากาศขั้นต่ำในยุคไทรแอสซิกตอนต้นไม่เคยน้อยกว่าระดับปัจจุบัน ดังนั้นการลดลงของระดับออกซิเจนจึงไม่ตรงกับรูปแบบชั่วคราวของการสูญพันธุ์[53]

สิ่งมีชีวิตในทะเลมีความไวต่อการเปลี่ยนแปลงของระดับ CO2 (คาร์บอนไดออกไซด์) มากกว่าสิ่งมีชีวิตบนบกด้วยเหตุผลหลายประการ CO2 ละลายในน้ำได้มากกว่าออกซิเจนถึง 28 เท่า โดยปกติสัตว์ทะเลจะทำงานโดยมีความเข้มข้นของ CO2 ในร่างกายต่ำกว่าสัตว์บก เนื่องจากการกำจัด CO2 ในสัตว์ที่มีใช้อากาศหายใจจะถูกขัดขวางโดยความต้องการให้แก๊สผ่านเยื่อหุ้มระบบทางเดินหายใจ (ถุงลมปอดและหลอดลมเป็นต้น) แม้ว่า CO2 จะแพร่กระจายได้ง่ายกว่าออกซิเจน ในสิ่งมีชีวิตทะเล การเพิ่มขึ้นความเข้มข้นของ CO2 ที่ค่อนข้างน้อยแต่อย่างต่อเนื่องจะขัดขวางการสังเคราะห์โปรตีน ลดอัตราการปฏิสนธิ และทำให้เกิดความผิดปกติในส่วนแข็งที่เป็นแคลเซียม[54] นอกจากนี้การเพิ่มขึ้นของความเข้มข้นของ CO2 นั้นเชื่อมโยงกับการเป็นกรดในมหาสมุทรอย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้ ซึ่งสอดคล้องกับการสูญพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตในหน่วยอนุกรมวิธานที่มีแคลเซียมมาก และสัญญาณอื่น ๆ ที่บันทึกในหินที่บ่งบอกว่ามหาสมุทรมีกรดมากขึ้น[55] ค่า pH ในมหาสมุทรที่ลดลงคำนวณได้ 0.7 หน่วย[56]

เป็นการยากที่จะวิเคราะห์การสูญพันธุ์และอัตราการรอดชีวิตของสิ่งมีชีวิตบนบกโดยละเอียด เนื่องจากมีซากดึกดำบรรพ์บนบกมีเพียงไม่กี่แห่งที่ครอบคลุมขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิก แมลงยุคไทรแอสซิกแตกต่างจากยุคเพอร์เมียนมาก แต่ช่องว่างในซากฟอสซิลของแมลงมีระยะเวลาประมาณ 15 ล้านปีจากยุคเพอร์เมียนตอนปลายถึงยุคไทรแอสซิกตอนต้น บันทึกที่รู้จักกันดีที่สุดเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงของสัตว์มีกระดูกสันหลังในขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิกมีอยู่ใน Karoo Supergroup ของแอฟริกาใต้ แต่การวิเคราะห์ทางสถิติยังไม่ได้ข้อสรุปที่ชัดเจน[57] อย่างไรก็ตามการวิเคราะห์การสะสมของซากดึกดำบรรพ์ของแม่น้ำในที่ราบน้ำท่วม บ่งบอกถึงการเปลี่ยนรูปแบบของแม่น้ำจากการคดเคี้ยวไปเป็บแบบประสานสาย ซึ่งบ่งบอกถึงสภาพภูมิอากาศที่แห้งลงอย่างกะทันหัน[58] การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอาจใช้เวลาเพียง 100,000 ปีกระตุ้นให้เกิดการสูญพันธุ์ของพืช Glossopteris และสัตว์กินพืชที่กินมัน ตามด้วยกิลด์ของสัตว์กินเนื้อ[59] การสูญพันธุ์ช่วงจบยุคเพอร์เมียนไม่ได้เกิดขึ้นในช่วงเวลาสั้น ๆ โดยเฉพาะอย่างยิ่งการสูญพันธุ์ของพืชล่าช้าไปตามกาลเวลา[60]

ทฤษฎีของสาเหตุ

การระบุสาเหตุที่แท้จริงของ/เหตุการณ์สูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิกเป็นเรื่องยาก ส่วนใหญ่เป็นเพราะมันเกิดขึ้นเมื่อ 250 ล้านปีก่อน และตั้งแต่นั้นมาหลักฐานส่วนใหญ่ที่สามารถชี้หาสาเหตุถูกทำลายหรือจมลึกลงไปใต้หลาย ๆ ชั้นหินของโลก นอกจากนั้นก้นทะเลทั้งหมดถูกแปลงใหม่อย่างสมบูรณ์ทุก ๆ 200 ล้านปีโดยการแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาคอย่างต่อเนื่องและการขยายตัวของพื้นมหาสมุทรโดยไม่ทิ้งสิ่งบ่งบอกต่าง ๆ ที่เป็นประโยชน์ไว้ใต้มหาสมุทร

ถึงอย่างนั้น นักวิทยาศาสตร์ได้รวบรวมหลักฐานสำคัญสำหรับสาเหตุและมีการเสนอกลไกที่เกิดขึ้นหลายอย่าง ข้อเสนอนี้มีทั้งกระบวนการที่รุนแรงแบบหายนะและแบบค่อยเป็นค่อยไป (เช่นเดียวกับทฤษฎีสำหรับเหตุการณ์การสูญพันธุ์ยุคครีเทเชียส–พาลีโอจีน)

การชนของอุกกาบาต

การวาดภาพตามความคิดของศิลปินเกี่ยวกับเหตุการณ์สำคัญ: การชนกันระหว่างโลกและดาวเคราะห์น้อยที่มีเส้นผ่านศูนย์กลางไม่กี่กิโลเมตรจะปล่อยพลังงานออกมามากพอ ๆ กับการระเบิดของอาวุธนิวเคลียร์หลายล้านชิ้น

หลักฐานที่บ่งชี้สิ่งทีทำให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์ยุคครีเทเชียส–พาลีโอจีนได้นำไปสู่การคาดเดาว่าการชนที่คล้ายคลึงกันนี้อาจเป็นสาเหตุของเหตุการณ์การสูญพันธุ์อื่น ๆ รวมถึงการสูญพันธุ์ P-Tr ด้วย และด้วยเหตุนี้ทำให้เกิดการค้นหาหลักฐานของการชนในช่วงเวลาของการสูญพันธุ์อื่น ๆ เช่น หลุมอุกกาบาตขนาดใหญ่ที่มีอายุการชนตรงกับยุคต่าง ๆ

หลักฐานที่ได้รับรายงานสำหรับเหตุการณ์ที่ส่งผลกระทบในช่วงของ P–Tr ได้แก่ ช็อคเก็ดควอตซ์ (shocked quartz) ที่หาได้ยากซึ่งพบในออสเตรเลียและแอนตาร์กติกา[61][62] ฟูลเลอรีนที่มีแก๊สจากนอกโลก[63] เศษอุกกาบาตในแอนตาร์กติกา[64] และธัญพืชที่อุดมไปด้วยธาตุเหล็ก นิกเกิล และซิลิกอน ซึ่งอาจสร้างขึ้นจากการชน[65] อย่างไรก็ตามก็ยังคงมีการถกเถียงถึงความถูกต้องของหลักฐานเหล่านี้[66][67][68][69] ตัวอย่างเช่นควอตซ์จากยอดกราไฟต์ในแอนตาร์กติกาซึ่งเมื่อก่อนเคยคิดว่าเป็นแบบ "ช็อคเก็ด" ได้รับการตรวจสอบอีกครั้งด้วยกล้องจุลทรรศน์อิเล็กตรอนแบบออปติกและแบบส่องผ่าน คุณสมบัติที่สังเกตได้สรุปได้ว่าไม่ได้เกิดจากการช็อค แต่เป็นการเสียรูปของสภาพพลาสติก ซึ่งตรงกับการก่อตัวบนสภาพแวดล้อมของเปลือกโลกเช่นเหตุการณ์ต่าง ๆ ที่เกี่ยวกับภูเขาไฟ[70]

หลุมอุกกาบาตบนพื้นทะเลน่าจะเป็นหลักฐานที่แสดงถึงสาเหตุที่เป็นไปได้ของการสูญพันธุ์ P-Tr แต่ในตอนนี้หลุมดังกล่าวหายไปแล้ว เนื่องจาก 70% ของพื้นผิวโลกในปัจจุบันเป็นทะเล ทำให้ดาวเคราะห์น้อยหรือดาวหางอาจมีแนวโน้มที่จะพุ่งชนมหาสมุทรมากกว่าพื้นดินสองเท่า อย่างไรก็ตามเปลือกโลกมหาสมุทรที่เก่าแก่ที่สุดของโลกมีอายุเพียง 200 ล้านปีเนื่องจากถูกทำลายและสร้างใหม่ต่อเนื่องโดยการขยายตัวของพื้นมหาสมุทร นอกจากนี้หลุมอุกกาบาตที่เกิดขึ้นอาจถูกปกปิดโดยการท่วมของหินบะซอลต์จากด้านล่างจากการที่เปลือกโลกถูกเจาะหรืออ่อนตัวลง[71] อย่างไรก็ตามการถูกทำลายของพื้นทะเลไม่สามารถยอมรับเป็นคำอธิบายโดยสิ้นเชิงของเหตุการณ์นี้

สถานที่ที่อาจเกิดการชน

ได้รับการเสนอหลุมอุกกาบาตที่ทำให้เกิดการสูญพันธุ์ P–Tr หลายแห่ง รวมถึงโครงสร้าง Bedout 250 กม. (160 ไมล์) นอกชายฝั่งทางตะวันตกเฉียงเหนือของออสเตรเลีย[72] และหลุมอุกกาบาตวิลค์สแลนด์ขนาด 480 กม. ทางตะวันออกของแอนตาร์กติกา[73][74] หลุมอุกกาบาตทั้งสองแห่งยังไม่ได้รับการพิสูจน์และแนวคิดดังกล่าวได้รับการวิพากษ์วิจารณ์อย่างกว้างขวาง ลักษณะทางธรณีใต้น้ำแข็งของวิลค์สแลนด์มีอายุไม่แน่นอนมากอาจหลังกว่าการสูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิกเสียอีก

หลุมอุกกาบาต Araguainha ในบราซิลที่มีความยาว 40 กม. ได้รับการประมาณการชนเมื่อไม่นานมานี้ว่าเกิดขึ้นเมื่อ 254.7 ± 2.5 ล้านปีที่แล้วซึ่งทับซ้อนกับการประมาณของขอบเขตยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสซิก[75] หินที่พบในท้องที่ส่วนใหญ่เป็นหินน้ำมัน พลังงานโดยประมาณที่ปล่อยออกมาจากชนของ Araguainha นั้นไม่เพียงพอที่จะทำให้เกิดการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ทั่วโลกโดยตรง แต่แรงสั่นสะเทือนของโลกในพื้นที่ขนาดมหึมาสามารถปล่อยน้ำมันและกแก๊สจำนวนมากออกจากหินที่แตกเป็นเสี่ยง ๆ ได้ ภาวะโลกร้อนอย่างกะทันหันที่เกิดขึ้นอาจส่งผลให้เหตุการณ์การสูญพันธุ์ยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกได้[76]

ภูเขาไฟ

ช่วงสุดท้ายของยุคเพอร์เมียนมีเหตุการณ์การท่วมของบะซอลต์สองครั้ง เอ๋อเหมยซานแทรปในประเทศจีนที่มีขนาดเล็กกว่าเกิดขึ้นในเวลาเดียวกันกับระยะการสูญพันธุ์สมัย Guadalupian ตอนปลายในพื้นที่ใกล้กับเส้นศูนย์สูตรในเวลานั้น[77][78] การปะทุของหินบะซอลต์ที่ก่อให้เกิดไซบีเรียนแทรปถือเป็นหนึ่งในเหตุการณ์เกี่ยวกับภูเขาไฟที่เป็นที่รู้จักที่ใหญ่ที่สุดในโลก ครอบคลุมพื้นที่กว่า 2,000,000 ตารางกิโลเมตร (770,000 ตารางไมล์)[79][80][81] วันที่เกิดไซบีเรียนแทรปและเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งนี้เชื่อมโยงกัน[82][83]

การปะทุของเอ๋อเหมยซานแทรปและไซบีเรียนแทรปอาจทำให้เกิดเมฆฝุ่นและละอองกรดซึ่งจะปิดกั้นแสงแดด ทำให้การสังเคราะห์แสงหยุดชะงักทั้งบนบกและในเขตมีแสงของมหาสมุทร ทำให้ห่วงโซ่อาหารพังทลาย การปะทุอาจทำให้เกิดฝนกรดเมื่อละอองลอยออกจากบรรยากาศ ซึ่งอาจฆ่าพืชบกหอยและสิ่งมีชีวิตที่เป็นแพลงก์ตอนซึ่งมีเปลือกแคลเซียมคาร์บอเนต การปะทุจะปล่อยแก๊สคาร์บอนไดออกไซด์ออกมาทำให้เกิดภาวะโลกร้อน เมื่อเมฆฝุ่นและละอองลอยทั้งหมดออกจากชั้นบรรยากาศ แก๊สคาร์บอนไดออกไซด์ส่วนเกินยังจะทำให้ความร้อนดำเนินต่อไปโดยไม่มีการบรรเทาใด ๆ[84]

ไซบีเรียนแทรปมีลักษณะที่ผิดปกติซึ่งทำให้อันตรายมากกว่าธรรมดา การท่วมหินบะซอลต์บริสุทธิ์ผลิตของเหลวลาวาที่มีความหนืดต่ำและไม่ปล่อยเศษเล็กเศษน้อยสู่ชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม 20% ของผลผลิตของไซบีเรียแทรปที่ปะทุพบว่าเป็นไพโรคลาสติก (ประกอบด้วยเถ้าและเศษซากอื่น ๆ ที่สมารถปล่อยในชั้นบรรยากาได้ศสูง) ซึ่งจะเพิ่มผลการเย็นในระยะสั้น[85] ลาวาบะซอลต์ที่ปะทุหรือแทรกซึมเข้าไปในหินคาร์บอเนตจะกลายเป็นตะกอนที่อยู่ระหว่างการก่อตัวเป็นถ่านหินขนาดใหญ่ ซึ่งทั้งสองอย่างนี้จะปล่อยแก๊สคาร์บอนไดออกไซด์จำนวนมาก ซึ่งนำไปสู่ภาวะโลกร้อนที่รุนแรงขึ้นหลังจากฝุ่นและละอองลอยออกจากบรรยากาศ[86]

ในเดือนมกราคม 2011 ทีมงานซึ่งนำโดย Stephen Grasby จากการสำรวจทางธรณีวิทยาแห่งแคนาดา (Geological Survey of Canada) ที่คัลการี รายงานหลักฐานว่าภูเขาไฟทำให้ถ่านหินขนาดใหญ่ลุกเป็นไฟซึ่งอาจปล่อยคาร์บอนมากกว่า 3 ล้านล้านตัน ทีมงานพบคราบขี้เถ้าในชั้นหินลึกใกล้กับที่ปัจจุบันคือทะเลสาบบูคานัน ตามบทความของพวกเขา "เถ้าถ่านหินที่กระจายตัวจากการปะทุของไซบีเรียแทรปคาดว่าจะมีการปลดปล่อยองค์ประกอบที่เป็นพิษที่เกี่ยวข้องลงในแหล่งน้ำที่ได้รับผลกระทบ ซึ่งขี้เถ้าลอยที่เกิดการปะทุระดับ Mafic megascale เป็นเหตุการณ์ที่เกิดขึ้นในระยะยาวซึ่งจะทำให้เกิดการสะสมของเมฆเถ้าทั่วโลกอย่างมีนัยสำคัญ"[87][88] ในแถลงการณ์ Grasby กล่าวว่า "นอกจากภูเขาไฟเหล่านี้จะก่อให้เกิดการไหม้ของถ่านหินแล้ว เถ้าถ่านที่พ่นออกมายังมีพิษสูงและถูกปล่อยออกมาทั้งบนบกและในน้ำซึ่งอาจนำไปสู่เหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งเลวร้ายที่สุดในประวัติศาสตร์โลก"[89] ในปี 2013 ทีมที่นำโดย Q.Y. Yang รายงานปริมาณสารระเหยที่สำคัญทั้งหมดที่ปล่อยออกมาจากไซบีเรียนแทรปซึ่งก็คือ 8.5 × 107 Tg CO2, 4.4 × 106 Tg CO, 7.0 × 106 Tg H2S และ 6.8 × 107 Tg SO2 ซึ่งข้อมูลดังกล่าวสนับสนุนแนวคิดที่ว่างการสูญพันธุ์ช่วงจบยุคเพอร์เมียนของโลกเกิดจากการปล่อยสารระเหยจำนวนมหาศาลจากไซบีเรียนแทรปสู่ชั้นบรรยากาศ[90]

ในปี 2015 มีหลักฐานและเส้นเวลาระบุว่าการสูญพันธุ์เกิดจากเหตุการณ์ในจังหวัดหินอัคนีขนาดใหญ่ของไซบีเรียนแทรป[91][92][93][94]

ในปี 2020 นักวิทยาศาสตร์ได้สร้างกลไกที่สามารถนำไปสู่เหตุการณ์การสูญพันธุ์ได้ในแบบจำลองทางชีวเคมี แสดงให้เห็นถึงผลที่ตามมาของปรากฏการณ์เรือนกระจกที่มีต่อสิ่งแวดล้อมทางทะเล และรายงานว่าการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่สามารถย้อนกลับไปสู่การปล่อยแก๊สคาร์บอนไดออกไซด์จากภูเขาไฟ[95][96] มีการเผยแพร่หลักฐานเพิ่มเติม (อ้างอิงจากการเพิ่มขึ้นของการจับคู่กันระหว่างโคโรนานินและปรอท) ว่าการเผาไหม้ของภูเขาไฟเป็นสาเหตุของการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ได้รับการตีพิมพ์ในปี 2020[97][98]

การทำให้เป็นแก๊สของมีเทนไฮเดรต

นักวิทยาศาสตร์พบหลักฐานการลดลงของอัตราส่วนไอโซโทป 13C/12C ไป 1% อย่างรวดเร็วในหินคาร์บอเนตจากช่วงจบยุคเพอร์เมียน[99][100] นี่เป็นครั้งแรก ครั้งที่ใหญ่ที่สุด และครั้งที่เร็วที่สุด ของการลดลงและเพิ่มขึ้นของสารในเวลาสั้น ๆ (ลดลงและเพิ่มขึ้นในอัตราส่วน 13C/12C) ที่ดำเนินต่อไปจนกว่าอัตราส่วนไอโซโทปจะคงที่อย่างกะทันหันในยุคไทรแอสซิกกลาง ตามมาด้วยการฟื้นตัวของชีวิตที่สร้างปูน (สิ่งมีชีวิตที่ใช้แคลเซียมคาร์บอเนตเพื่อสร้างชิ้นส่วนแข็งเช่นเปลือกหอย)

มีปัจจัยหลายประการที่อาจมีส่วนทำให้อัตราส่วนของ 13C/12C ลดลง แต่ส่วนใหญ่พบว่าไม่เพียงพอที่จะอธิบายจำนวนที่เห็นนี้ได้ครบถ้วน:[101]

  • แก๊สจากการระเบิดของภูเขาไฟมีอัตราส่วน 13C / 12C ต่ำกว่ามาตรฐานประมาณ 0.5 ถึง 0.8% (δ13C ประมาณ −0.5 ถึง −0.8%) แต่การประเมินในปี 1995 สรุปได้ว่าปริมาณที่ต้องใช้ในการลดอัตราส่วนลงประมาณ 1.0% ทั่วโลกจำเป็นต้องมีการปะทุที่มีอันดับของขนาดมากกว่าหลักฐานใด ๆ ที่ถูกค้นพบ[102] (อย่างไรก็ตามการวิเคราะห์นี้ระบุเฉพาะ CO2 ที่เกิดจากหินหนืดเท่านั้น ไม่ใช่จากปฏิกิริยากับตะกอนที่มีคาร์บอนตามที่เสนอในภายหลัง)
  • การลดลงของกิจกรรมอินทรีย์จะดึง 12C ออกจากสิ่งแวดล้อมได้ช้าลงและปล่อยให้มันรวมอยู่ในตะกอนได้มากขึ้นซึ่งจะช่วยลดอัตราส่วน 13C / 12C กระบวนการทางชีวเคมีมักใช้ไอโซโทปที่เบากว่าเนื่องจากปฏิกิริยาเคมีจะถูกขับเคลื่อนด้วยแรงแม่เหล็กไฟฟ้าระหว่างอะตอม และไอโซโทปที่เบากว่าจะตอบสนองต่อแรงเหล่านี้ได้เร็วกว่า แต่จากการศึกษาการลดลงของ 13C / 12C ไป 0.3 ถึง 0.4% (δ13C −3 ถึง −4 ‰) ที่ Paleocene-Eocene Thermal Maximum (PETM) สรุปได้ว่าแม้การถ่ายเทคาร์บอนอินทรีย์ทั้งหมด (ในสิ่งมีชีวิต ดิน และที่ละลายในมหาสมุทร) เป็นตะกอนก็ยังคงไม่เพียงพอ แม้แต่หลุมที่อุดมไปด้วย 12C ขนาดใหญ่ ก็จะไม่ทำให้อัตราส่วน 13C / 12C ของหินรอบ PETM ลดลง[103]
  • สารอินทรียที่ฝังอยู่มีอัตราส่วน 13C / 12C ต่ำกว่าปกติ 2.0 ถึง 2.5% (δ13C −2.0 ถึง −2.5%) ในทางทฤษฎีหากระดับน้ำทะเลลดลงอย่างรวดเร็วตะกอนในทะเลตื้นจะเกิดออกซิเดชัน แต่คาร์บอนอินทรีย์ 6500–8400 กิกะตัน (1 กิกะตัน = 109 เมตริกตัน) จะต้องถูกออกซิไดซ์และกลับคืนสู่ระบบบรรยากาศในมหาสมุทรภายในเวลาไม่กี่แสนปีเพื่อลดอัตราส่วน 13C / 12C ลง 1.0% ซึ่งก็ไม่คิดว่าจะเป็นไปได้จริง[104] ยิ่งไปกว่านั้นระดับน้ำทะเลยังเพิ่มสูงขึ้นไม่ใช่ลดลงในช่วงเวลาที่สูญพันธุ์[105]
  • แทนที่จะเกิดการลดลงอย่างกะทันหันของระดับน้ำทะเลที่ก้นมหาสมุทร ช่วงที่มีภาวะ hyperoxia และ anoxia เป็นระยะ ๆ (สภาวะออกซิเจนสูงและออกซิเจนต่ำหรือเป็นศูนย์) อาจทำให้อัตราส่วน 13C / 12C ผันผวนในช่วงต้นของไทรแอสซิก และภาวะ anoxia ทั่วโลกอาจเป็นที่มาของปัญหาที่เกิดขึ้นชั่วคราวในช่วงจบยุคเพอร์เมียน ทวีปในช่วงปลายยุคเพอร์เมียนและตอนต้นของไทรแอสซิกอยู่รวมกันในเขตร้อนมากกว่าที่เป็นอยู่ในขณะนี้ และแม่น้ำในเขตร้อนขนาดใหญ่จะทิ้งตะกอนลงในแอ่งมหาสมุทรขนาดเล็กที่ถูกปิดล้อมบางส่วนที่ละติจูดต่ำ เงื่อนไขดังกล่าวสนับสนุนช่วงเวลาที่เต็มไปด้วยออกซิเจนและขาดออกซิเจน การเกิน/การขาดออกซิเจนจะส่งผลให้เกิดการปลดปล่อย/การฝังตามลำดับของคาร์บอนอินทรีย์จำนวนมากอย่างรวดเร็ว ซึ่งมีอัตราส่วน 13C / 12C ต่ำเนื่องจากกระบวนการทางชีวเคมีใช้ไอโซโทปที่เบากว่า[106] นั่นหรือเหตุผลอื่น ๆ จากอินทรีย์อาจมีส่วนรับผิดชอบต่อการผันผวนอัตราส่วน 13C / 12C ในทั้งสองเหตุการณ์ข้างต้นและรูปแบบเดียวกันในช่วงปลายของโปรเตโรโซอิก/แคมเบรียน

สมมติฐานอื่น ๆ ได้แก่ พิษในมหาสมุทรครั้งใหญ่ การปล่อย CO2 จำนวนมาก[107] และการจัดโครงสร้างใหม่ของวัฏจักรคาร์บอนในระยะยาวทั่วโลก[108]

ก่อนที่จะมีการพิจารณาการเผาตะกอนคาร์บอเนตโดยภูเขาไฟ กลไกที่เสนอเพียงอย่างเดียวที่เพียงพอที่จะทำให้อัตราส่วน 13C / 12C ลดลง 1% ทั่วโลกคือการปล่อยแก๊สมีเทนจากมีเทนคลาเทรต แบบจำลองวัฏจักรคาร์บอนยืนยันว่ามีผลเพียงพอที่จะทำให้เกิดการลดลงที่เห็นนี้ได้[109][110] มีเทนคลาเทรตหรือที่เรียกว่ามีเธนไฮเดรตประกอบด้วยโมเลกุลของมีเธนที่ติดอยู่ในกรงของโมเลกุลของน้ำ แก๊สมีเทนที่ผลิตโดยเมทาโนเจน (สิ่งมีชีวิตเซลล์เดียวที่เห็นด้วยกล้องจุลทรรศน์) มีอัตราส่วน 13C / 12C ต่ำกว่าปกติประมาณ 6.0% (δ13C −6.0%) เมื่อความดันและอุณหภูมิผสมกันอย่างเหมาะสมมันจะถูกขังอยู่ในคลาเทรตใกล้กับพื้นผิวของดินระเบิดและในปริมาณมากที่ขอบทวีป (ไหล่ทวีปและก้นทะเลที่ใกล้กับไหล่ทวีป) โดยปกติแล้วมีเธนไฮเดรตในมหาสมุทรจะถูกฝังอยู่ในตะกอนที่น้ำทะเลมีความลึกอย่างน้อย 300 ม. (980 ฟุต) สามารถพบได้สูงถึง 2,000 ม. (6,600 ฟุต) ใต้พื้นทะเล แต่โดยปกติแล้วจะอยู่ใต้พื้นทะเลประมาณ 1,100 ม. (3,600 ฟุต) เท่านั้น[111]

พื้นที่ที่ลาวาปกคลุมจากการปะทุของไซบีเรียนแทรปมีขนาดใหญ่กว่าที่คิดไว้ในตอนแรกประมาณสองเท่าและพื้นที่เพิ่มเติมส่วนใหญ่เป็นทะเลตื้นในเวลานั้น ก้นทะเลอาจมีการสะสมของแก๊สมีเทนไฮเดรตและลาวาทำให้เกิดการแยกตัวออกจากกันปล่อยแก๊สมีเทนจำนวนมหาศาล[112] การปล่อยแก๊สมีเทนจำนวนมากอาจทำให้เกิดภาวะโลกร้อนอย่างมีนัยสำคัญเนื่องจากแก๊สมีเทนเป็นแก๊สเรือนกระจกที่ทรงพลังมาก มีหลักฐานที่ชัดเจนแสดงให้เห็นว่าอุณหภูมิของโลกเพิ่มขึ้นประมาณ 6°C (10.8°F) ใกล้เส้นศูนย์สูตรและเพิ่มขึ้นอีกตามละติจูดที่สูงขึ้น เช่น อัตราส่วนไอโซโทปของออกซิเจนลดลงอย่างรวดเร็ว (18O/16O)[113] และการสูญพันธุ์ของพืช Glossopteris (Glossopteris และพืชที่เติบโตในพื้นที่เดียวกัน) ซึ่งต้องการสภาพอากาศที่หนาวเย็นซึ่งแทนที่ด้วยพืชที่อยู่ในละติจูดสมัยก่อนที่ต่ำกว่า[114]

อย่างไรก็ตามรูปแบบของการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปที่คาดว่าจะเป็นผลมาจากการปล่อยแก๊สมีเทนจำนวนมากไม่ตรงกับรูปแบบที่เห็นตลอดช่วงแรกของยุคไทรแอสซิก ไม่ใช่เพียงแค่เหตุการณ์ขนาดนั้นต้องมีการปล่อยแก๊สมีเทนมากถึงห้าเท่าตามที่เกิดขึ้นในช่วง PETM แต่จะต้องได้รับการฝังซ้ำในอัตราที่สูงเกินความเป็นจริงเพื่ออธิบายการเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของอัตราส่วน 13C / 12C (ตอนที่มี δ13C เป็นบวกสูง) ตลอดช่วงต้นไทรแอสซิกก่อนที่จะมีการปล่อยออกมาอีกหลายครั้ง

การขาดออกซิเจน

พบหลักฐานการเกิด anoxia (การขาดออกซิเจนอย่างรุนแรง) ในมหาสมุทรอย่างกว้างขวาง และ euxinia (การมีไฮโดรเจนซัลไฟด์) จากยุคเพอร์เมียนตอนปลายถึงยุคไทรแอสซิกตอนต้น ตลอดทั้งมหาสมุทร Tethys และ Panthalassic ส่วนใหญ่มีหลักฐานเกี่ยวกับ anoxia รวมถึงการเคลือบผิวในตะกอนไพไรต์ framboids ขนาดเล็ก อัตราส่วนยูเรเนียม/ทอเรียมสูง และเครื่องหมายทางชีวภาพสำหรับแบคทีเรียกำมะถันสีเขียว ปรากฏในเหตุการณ์การสูญพันธุ์[115] อย่างไรก็ตามในบางพื้นที่รวมถึง เหมยซานในประเทศจีน และกรีนแลนด์ตะวันออก มีหลักฐานการเกิด anoxia ก่อนการสูญพันธุ์[116][117] ตัวบ่งชี้ทางชีวภาพสำหรับแบคทีเรียกำมะถันสีเขียว เช่น isorenieratane ซึ่งเป็นผลิตภัณฑ์จากกระบวนการก่อตัวใหม่ของ isorenieratene ถูกใช้กันอย่างแพร่หลายเป็นตัวบ่งชี้ของการเกิด euxinia ในเขตมีแสง เนื่องจากแบคทีเรียกำมะถันสีเขียวต้องการทั้งแสงแดดและไฮโดรเจนซัลไฟด์เพื่อความอยู่รอด การพบอยู่จำนวนมากในตะกอนจากขอบเขต P-T บ่งชี้ว่ามีไฮโดรเจนซัลไฟด์อยู่แม้ในน้ำตื้น

การแพร่กระจายของน้ำที่เป็นพิษและไม่มีออกซิเจนนี้จะส่งผลเสียต่อสิ่งมีชีวิตในทะเล ทำให้เกิดการตายอย่างกว้างขวาง แบบจำลองของเคมีในมหาสมุทรชี้ให้เห็นว่าการเกิด anoxia และ euxinia มีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับ hypercapnia (มีคาร์บอนไดออกไซด์สูง) สิ่งนี้ชี้ให้เห็นว่าพิษจากไฮโดรเจนซัลไฟด์ การเกิด anoxia และ hypercapnia ทำหน้าที่ร่วมกันเป็นกลไกในการฆ่า Hypercapnia อธิบายการสูญพันธุ์ของแต่ละสปีชีส์ได้ดีที่สุด แต่ภาวะ anoxia และ euxinia อาจมีส่วนทำให้เหตุการณ์นี้มีการตายจำนวนมาก การคงอยู่ของ anoxia ในช่วงต้นของไทรแอสซิกอาจอธิบายถึงการฟื้นตัวอย่างช้า ๆ ของสิ่งมีชีวิตในทะเลหลังการสูญพันธุ์ แบบจำลองยังแสดงให้เห็นว่าเหตุการณ์ anoxic ทำให้เกิดภัยพิบัติการปล่อยไฮโดรเจนซัลไฟด์สู่ชั้นบรรยากาศ[118]

ลำดับเหตุการณ์ที่นำไปสู่การเกิด anoxic ในมหาสมุทรอาจถูกกระตุ้นโดยการปล่อยแก๊สคาร์บอนไดออกไซด์จากการระเบิดของไซบีเรียนแทรป[118] ในสถานการณ์นั้น ความร้อนจากปรากฏการณ์เรือนกระจกที่เพิ่มขึ้นจะลดความสามารถในการละลายของออกซิเจนในน้ำทะเล ทำให้ความเข้มข้นของออกซิเจนลดลง การผุกร่อนของทวีปที่เพิ่มขึ้นเนื่องจากความร้อนและการเร่งความเร็วของวัฏจักรน้ำ จะเพิ่มการไหลของฟอสเฟตจากแม่น้ำสู่มหาสมุทร ฟอสเฟตจะช่วยเพิ่มผลผลิตในพื้นผิวมหาสมุทร การเพิ่มขึ้นของการผลิตสารอินทรีย์จะทำให้สารอินทรีย์จมลงสู่มหาสมุทรลึกมากขึ้น ซึ่งการหายใจของมันจะลดความเข้มข้นของออกซิเจนลงไปอีก เมื่อเกิดภาวะ anoxia แล้วก็จะได้รับการตอบรับอย่างต่อเนื่อง เนื่องจากภาวะ anoxia ในน้ำลึกมีแนวโน้มที่จะเพิ่มประสิทธิภาพในการนำฟอสเฟตมาใช้ใหม่ซึ่งนำไปสู่ผลผลิตที่สูงขึ้น

การปล่อยแก๊สไฮโดรเจนซัลไฟด์

เหตุการณ์ anoxic ที่รุนแรงในตอนท้ายของยุคเพอร์เมียนจะทำให้แบคทีเรียลดซัลเฟตเจริญเติบโตได้ดี ทำให้เกิดไฮโดรเจนซัลไฟด์จำนวนมากในมหาสมุทร การแช่อยู่ในน้ำนี้อาจปล่อยแก๊สไฮโดรเจนซัลไฟด์จำนวนมากสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งเป็นพิษต่อพืชและสัตว์บนบก และทำให้ชั้นโอโซนลดลงอย่างรุนแรง ทำให้ชีวิตที่เหลืออยู่ส่วนใหญ่เจอกับรังสี UV ระดับร้ายแรง[119] อันที่จริงแล้ว หลักฐานทางชีวภาพสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสงแบบไม่ใช้ออกซิเจนโดย Chlorobiaceae (แบคทีเรียกำมะถันสีเขียว) จากยุคเพอร์เมียนตอนปลายไปสู่ไทรแอสซิบตอนต้น ่งชี้ว่าไฮโดรเจนซัลไฟด์อยู่ในน้ำตื้นได้ดีเนื่องจากแบคทีเรียเหล่านี้ถูก ำกัด ว้ทในเขตมีลสงแใช้ซัลไฟด์เป็นผู้บริจาคอิเล็กตรอน

สมมติฐานนี้สามารถอธิบายการสูญพันธุ์ของพืชจำนวนมาก ซึ่งเพิ่มระดับแก๊สมีเทนและควรเจริญเติบโตในบรรยากาศที่มีแก๊สคาร์บอนไดออกไซด์สูง ฟอสซิลสปอร์จากปลายเพอร์เมียนสนับสนุนทฤษฎีนี้[120] ซึ่งพบความผิดปกติที่อาจเกิดจากรังสีอัลตราไวโอเลต ซึ่งมีจำนวนมากขึ้นหลังจากการปล่อยแก๊สไฮโดรเจนซัลไฟด์ทำให้ชั้นโอโซนลดลง

ดูเพิ่ม

อ้างอิง

  1. ↑ McLoughlin, Steven (8 January 2021). "Age and Paleoenvironmental Significance of the Frazer Beach Member—A New Lithostratigraphic Unit Overlying the End-Permian Extinction Horizon in the Sydney Basin, Australia". Frontiers in Earth Science. 8 (600976). สืบค้นเมื่อ 26 March 2021.
  2. ↑ Dirson Jian Li (18 December 2012). "The tectonic cause of mass extinctions and the genomic contribution to biodiversification". Quantitative Biology. arXiv:1212.4229. Bibcode:2012arXiv1212.4229L.
  3. ↑ Algeo, Thomas J. (5 February 2012). "The P-T Extinction was a Slow Death". Astrobiology Magazine.
  4. ↑ ""Great Dying" lasted 200,000 years". National Geographic. 23 November 2011. สืบค้นเมื่อ 1 April 2014.
  5. ↑ St. Fleur, Nicholas (16 February 2017). "After Earth's worst mass extinction, life rebounded rapidly, fossils suggest". The New York Times. สืบค้นเมื่อ 17 February 2017.
  6. ↑ Stanley, Steven M. (2016-10-18). "Estimates of the magnitudes of major marine mass extinctions in earth history". Proceedings of the National Academy of Sciences (ภาษาอังกฤษ). 113 (42): E6325–E6334. doi:10.1073/pnas.1613094113. ISSN 0027-8424. PMC 5081622. PMID 27698119.
  7. ↑ Benton M J (2005). When Life Nearly Died: The greatest mass extinction of all time. London: Thames & Hudson. ISBN 978-0-500-28573-2.
  8. ↑ Carl T. Bergstrom; Lee Alan Dugatkin (2012). Evolution. Norton. p. 515. ISBN 978-0-393-92592-0.
  9. ↑ Sahney S, Benton MJ (2008). "Recovery from the most profound mass extinction of all time". Proceedings of the Royal Society B. 275 (1636): 759–765. doi:10.1098/rspb.2007.1370. PMC 2596898. PMID 18198148.
  10. ↑ Sahney S, Benton MJ (2008). "Recovery from the most profound mass extinction of all time". Proceedings of the Royal Society B. 275 (1636): 759–765. doi:10.1098/rspb.2007.1370. PMC 2596898. PMID 18198148.
  11. ↑ Jin YG, Wang Y, Wang W, Shang QH, Cao CQ, Erwin DH (2000). "Pattern of marine mass extinction near the Permian–Triassic boundary in south China". Science. 289 (5478): 432–436. Bibcode:2000Sci...289..432J. doi:10.1126/science.289.5478.432. PMID 10903200.
  12. ↑ Yin H, Zhang K, Tong J, Yang Z, Wu S (2001). "The Global Stratotype Section and Point (GSSP) of the Permian-Triassic Boundary". Episodes. 24 (2): 102–114. doi:10.18814/epiiugs/2001/v24i2/004.
  13. ↑ Yin HF, Sweets WC, Yang ZY, Dickins JM (1992). "Permo-Triassic events in the eastern Tethys–an overview". ใน Sweet WC (บ.ก.). Permo-Triassic events in the eastern Tethys: stratigraphy, classification, and relations with the western Tethys. Cambridge, UK: Cambridge University Press. pp. 1–7. ISBN 978-0-521-54573-0.
  14. ↑ Darcy E. Ogdena & Norman H. Sleep (2011). "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.
  15. ↑ David L. Chandler (31 March 2014). "Ancient whodunit may be solved: The microbes did it!". MIT News Office. MIT News. Massachusetts Institute of Technology.
  16. ↑ Joel, Lucas (2020-11-18). "Burning Fossil Fuels Helped Drive Earth's Most Massive Extinction". The New York Times (ภาษาอังกฤษแบบอเมริกัน). ISSN 0362-4331. สืบค้นเมื่อ 2020-11-26.
  17. ↑ "It took Earth ten million years to recover from greatest mass extinction". ScienceDaily. 27 May 2012. สืบค้นเมื่อ 28 May 2012.
  18. ↑ Brayard, Arnaud; Krumenacker, L. J.; Botting, Joseph P.; Jenks, James F.; Bylund, Kevin G.; Fara1, Emmanuel; Vennin, Emmanuelle; Olivier, Nicolas; Goudemand, Nicolas; Saucède, Thomas; Charbonnier, Sylvain; Romano, Carlo; Doguzhaeva, Larisa; Thuy, Ben; Hautmann, Michael; Stephen, Daniel A.; Thomazo, Christophe; Escarguel, Gilles (15 February 2017). "Unexpected Early Triassic marine ecosystem and the rise of the Modern evolutionary fauna". Science Advances. 13 (2): e1602159. Bibcode:2017SciA....3E2159B. doi:10.1126/sciadv.1602159. PMC 5310825. PMID 28246643.
  19. ↑ Racki G (1999). "Silica-secreting biota and mass extinctions: survival processes and patterns". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 154 (1–2): 107–132. Bibcode:1999PPP...154..107R. doi:10.1016/S0031-0182(99)00089-9.
  20. ↑ Jin YG, Wang Y, Wang W, Shang QH, Cao CQ, Erwin DH (2000). "Pattern of marine mass extinction near the Permian–Triassic boundary in south China". Science. 289 (5478): 432–436. Bibcode:2000Sci...289..432J. doi:10.1126/science.289.5478.432. PMID 10903200.
  21. ↑ Bambach, R.K.; Knoll, A.H.; Wang, S.C. (December 2004). "Origination, extinction, and mass depletions of marine diversity". Paleobiology. 30 (4): 522–542. doi:10.1666/0094-8373(2004)030<0522:OEAMDO>2.0.CO;2. ISSN 0094-8373.
  22. ↑ Knoll AH (2004). "Biomineralization and evolutionary history". ใน Dove PM, DeYoreo JJ, Weiner S (บ.ก.). Reviews in Mineralogy and Geochemistry (PDF). คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2010-06-20.
  23. ↑ Stanley, S.M. (2008). "Predation defeats competition on the seafloor". Paleobiology. 34 (1): 1–21. doi:10.1666/07026.1. S2CID 83713101. สืบค้นเมื่อ 2008-05-13.
  24. ↑ Stanley, S.M. (2007). "An Analysis of the History of Marine Animal Diversity". Paleobiology. 33 (sp6): 1–55. doi:10.1666/06020.1. S2CID 86014119.
  25. ↑ Jin YG, Wang Y, Wang W, Shang QH, Cao CQ, Erwin DH (2000). "Pattern of marine mass extinction near the Permian–Triassic boundary in south China". Science. 289 (5478): 432–436. Bibcode:2000Sci...289..432J. doi:10.1126/science.289.5478.432. PMID 10903200.
  26. ↑ Erwin, D.H. (1993). The great Paleozoic crisis; Life and death in the Permian. Columbia University Press. ISBN 978-0-231-07467-4.
  27. ↑ McKinney, M.L. (1987). "Taxonomic selectivity and continuous variation in mass and background extinctions of marine taxa". Nature. 325 (6100): 143–145. Bibcode:1987Natur.325..143M. doi:10.1038/325143a0. S2CID 13473769.
  28. ↑ Twitchett RJ, Looy CV, Morante R, Visscher H, Wignall PB (2001). "Rapid and synchronous collapse of marine and terrestrial ecosystems during the end-Permian biotic crisis". Geology. 29 (4): 351–354. Bibcode:2001Geo....29..351T. doi:10.1130/0091-7613(2001)029<0351:RASCOM>2.0.CO;2. ISSN 0091-7613.
  29. ↑ "Permian : The Marine Realm and The End-Permian Extinction". paleobiology.si.edu. สืบค้นเมื่อ 2016-01-26.
  30. ↑ "Permian extinction". Encyclopædia Britannica. สืบค้นเมื่อ 2016-01-26.
  31. ↑ "Permian extinction". Encyclopædia Britannica. สืบค้นเมื่อ 2016-01-26.
  32. ↑ Knoll, A.H.; Bambach, R.K.; Canfield, D.E.; Grotzinger, J.P. (1996). "Comparative Earth history and Late Permian mass extinction". Science. 273 (5274): 452–457. Bibcode:1996Sci...273..452K. doi:10.1126/science.273.5274.452. PMID 8662528. S2CID 35958753.
  33. ↑ Leighton, L.R.; Schneider, C.L. (2008). "Taxon characteristics that promote survivorship through the Permian–Triassic interval: transition from the Paleozoic to the Mesozoic brachiopod fauna". Paleobiology. 34 (1): 65–79. doi:10.1666/06082.1. S2CID 86843206.
  34. ↑ Villier, L.; Korn, D. (October 2004). "Morphological Disparity of Ammonoids and the Mark of Permian Mass Extinctions". Science. 306 (5694): 264–266. Bibcode:2004Sci...306..264V. doi:10.1126/science.1102127. ISSN 0036-8075. PMID 15472073. S2CID 17304091.
  35. ↑ Saunders, W. B.; Greenfest-Allen, E.; Work, D. M.; Nikolaeva, S. V. (2008). "Morphologic and taxonomic history of Paleozoic ammonoids in time and morphospace". Paleobiology. 34 (1): 128–154. doi:10.1666/07053.1. S2CID 83650272.
  36. ↑ Labandeira, Conrad (1 January 2005), "The fossil record of insect extinction: New approaches and future directions", American Entomologist, 51: 14–29, doi:10.1093/ae/51.1.14
  37. ↑ Labandeira CC, Sepkoski JJ (1993). "Insect diversity in the fossil record". Science. 261 (5119): 310–315. Bibcode:1993Sci...261..310L. CiteSeerX 10.1.1.496.1576. doi:10.1126/science.11536548. PMID 11536548.
  38. ↑ Sole RV, Newman M (2003). "Extinctions and Biodiversity in the Fossil Record". ใน Canadell JG, Mooney HA (บ.ก.). Encyclopedia of Global Environmental Change, The Earth System. Biological and Ecological Dimensions of Global Environmental Change. Vol. 2. New York: Wiley. pp. 297–391. ISBN 978-0-470-85361-0.
  39. ↑ Erwin, D.H. (1993). The great Paleozoic crisis; Life and death in the Permian. Columbia University Press. ISBN 978-0-231-07467-4.
  40. ↑ Labandeira CC, Sepkoski JJ (1993). "Insect diversity in the fossil record". Science. 261 (5119): 310–315. Bibcode:1993Sci...261..310L. CiteSeerX 10.1.1.496.1576. doi:10.1126/science.11536548. PMID 11536548.
  41. ↑ 41.0 41.1 41.2 41.3 41.4 41.5 41.6 McElwain, J. C.; Punyasena, S. W. (2007). "Mass extinction events and the plant fossil record". Trends in Ecology & Evolution. 22 (10): 548–557. doi:10.1016/j.tree.2007.09.003. PMID 17919771.
  42. ↑ "The Dino Directory – Natural History Museum".
  43. ↑ Cascales-Miñana, B.; Cleal, C. J. (2011). "Plant fossil record and survival analyses". Lethaia. 45: 71–82. doi:10.1111/j.1502-3931.2011.00262.x.
  44. ↑ Retallack GJ (1995). "Permian–Triassic life crisis on land". Science. 267 (5194): 77–80. Bibcode:1995Sci...267...77R. doi:10.1126/science.267.5194.77. PMID 17840061. S2CID 42308183.
  45. ↑ Looy CV, Brugman WA, Dilcher DL, Visscher H (1999). "The delayed resurgence of equatorial forests after the Permian–Triassic ecologic crisis". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 96 (24): 13857–13862. Bibcode:1999PNAS...9613857L. doi:10.1073/pnas.96.24.13857. PMC 24155. PMID 10570163.
  46. ↑ Looy CV, Twitchett RJ, Dilcher DL, van Konijnenburg-Van Cittert JH, Visscher H (2005). "Life in the end-Permian dead zone". Proceedings of the National Academy of Sciences. 98 (4): 7879–7883. Bibcode:2001PNAS...98.7879L. doi:10.1073/pnas.131218098. PMC 35436. PMID 11427710. See image 2
  47. ↑ 47.0 47.1 47.2 Retallack, G. J.; Veevers, J. J.; Morante, R. (1996). "Global coal gap between Permian–Triassic extinctions and middle Triassic recovery of peat forming plants". GSA Bulletin. 108 (2): 195–207. Bibcode:1996GSAB..108..195R. doi:10.1130/0016-7606(1996)108<0195:GCGBPT>2.3.CO;2.
  48. ↑ Michaelsen P (2002). "Mass extinction of peat-forming plants and the effect on fluvial styles across the Permian–Triassic boundary, northern Bowen Basin, Australia". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 179 (3–4): 173–188. Bibcode:2002PPP...179..173M. doi:10.1016/S0031-0182(01)00413-8.
  49. ↑ Maxwell, W.D. (1992). "Permian and Early Triassic extinction of non-marine tetrapods". Palaeontology. 35: 571–583.
  50. ↑ Erwin, D.H. (1990). "The End-Permian Mass Extinction". Annual Review of Ecology and Systematics. 21: 69–91. doi:10.1146/annurev.es.21.110190.000441.
  51. ↑ "Bristol University – News – 2008: Mass extinction".
  52. ↑ Knoll AH, Bambach RK, Payne JL, Pruss S, Fischer WW (2007). "Paleophysiology and end-Permian mass extinction" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 256 (3–4): 295–313. Bibcode:2007E&PSL.256..295K. doi:10.1016/j.epsl.2007.02.018. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2020-10-04. สืบค้นเมื่อ 2008-07-04.
  53. ↑ Knoll AH, Bambach RK, Payne JL, Pruss S, Fischer WW (2007). "Paleophysiology and end-Permian mass extinction" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 256 (3–4): 295–313. Bibcode:2007E&PSL.256..295K. doi:10.1016/j.epsl.2007.02.018. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2020-10-04. สืบค้นเมื่อ 2008-07-04.
  54. ↑ Knoll AH, Bambach RK, Payne JL, Pruss S, Fischer WW (2007). "Paleophysiology and end-Permian mass extinction" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 256 (3–4): 295–313. Bibcode:2007E&PSL.256..295K. doi:10.1016/j.epsl.2007.02.018. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2020-10-04. สืบค้นเมื่อ 2008-07-04.
  55. ↑ Payne, J.; Turchyn, A.; Paytan, A.; Depaolo, D.; Lehrmann, D.; Yu, M.; Wei, J. (2010). "Calcium isotope constraints on the end-Permian mass extinction". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 107 (19): 8543–8548. Bibcode:2010PNAS..107.8543P. doi:10.1073/pnas.0914065107. PMC 2889361. PMID 20421502.
  56. ↑ Clarkson, M.; Kasemann, S.; Wood, R.; Lenton, T.; Daines, S.; Richoz, S.; Ohnemueller, F.; Meixner, A.; Poulton, S.; Tipper, E. (2015-04-10). "Ocean acidification and the Permo-Triassic mass extinction" (PDF). Science. 348 (6231): 229–232. Bibcode:2015Sci...348..229C. doi:10.1126/science.aaa0193. hdl:10871/20741. PMID 25859043. S2CID 28891777.
  57. ↑ Knoll AH, Bambach RK, Payne JL, Pruss S, Fischer WW (2007). "Paleophysiology and end-Permian mass extinction" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 256 (3–4): 295–313. Bibcode:2007E&PSL.256..295K. doi:10.1016/j.epsl.2007.02.018. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2020-10-04. สืบค้นเมื่อ 2008-07-04.
  58. ↑ Smith, R.M.H. (16 November 1999). "Changing fluvial environments across the Permian-Triassic boundary in the Karoo Basin, South Africa and possible causes of tetrapod extinctions". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 117 (1–2): 81–104. Bibcode:1995PPP...117...81S. doi:10.1016/0031-0182(94)00119-S.
  59. ↑ Chinsamy-Turan (2012). Anusuya (บ.ก.). Forerunners of mammals : radiation, histology, biology. Bloomington: Indiana University Press. ISBN 978-0-253-35697-0.
  60. ↑ Visscher, Henk; Looy, Cindy V.; Collinson, Margaret E.; Brinkhuis, Henk; Cittert, Johanna H. A. van Konijnenburg-van; Kürschner, Wolfram M.; Sephton, Mark A. (2004-08-31). "Environmental mutagenesis during the end-Permian ecological crisis". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 101 (35): 12952–12956. Bibcode:2004PNAS..10112952V. doi:10.1073/pnas.0404472101. ISSN 0027-8424. PMC 516500. PMID 15282373.
  61. ↑ Retallack GJ, Seyedolali A, Krull ES, Holser WT, Ambers CP, Kyte FT (1998). "Search for evidence of impact at the Permian–Triassic boundary in Antarctica and Australia". Geology. 26 (11): 979–982. Bibcode:1998Geo....26..979R. doi:10.1130/0091-7613(1998)026<0979:SFEOIA>2.3.CO;2.
  62. ↑ Becker L, Poreda RJ, Basu AR, Pope KO, Harrison TM, Nicholson C, Iasky R (2004). "Bedout: a possible end-Permian impact crater offshore of northwestern Australia". Science. 304 (5676): 1469–1476. Bibcode:2004Sci...304.1469B. doi:10.1126/science.1093925. PMID 15143216. S2CID 17927307.
  63. ↑ Becker L, Poreda RJ, Hunt AG, Bunch TE, Rampino M (2001). "Impact event at the Permian–Triassic boundary: Evidence from extraterrestrial noble gases in fullerenes". Science. 291 (5508): 1530–1533. Bibcode:2001Sci...291.1530B. doi:10.1126/science.1057243. PMID 11222855. S2CID 45230096.
  64. ↑ Basu AR, Petaev MI, Poreda RJ, Jacobsen SB, Becker L (2003). "Chondritic meteorite fragments associated with the Permian–Triassic boundary in Antarctica". Science. 302 (5649): 1388–1392. Bibcode:2003Sci...302.1388B. doi:10.1126/science.1090852. PMID 14631038. S2CID 15912467.
  65. ↑ Kaiho K, Kajiwara Y, Nakano T, Miura Y, Kawahata H, Tazaki K, Ueshima M, Chen Z, Shi GR (2001). "End-Permian catastrophe by a bolide impact: Evidence of a gigantic release of sulfur from the mantle". Geology. 29 (9): 815–818. Bibcode:2001Geo....29..815K. doi:10.1130/0091-7613(2001)029<0815:EPCBAB>2.0.CO;2. ISSN 0091-7613.
  66. ↑ Farley KA, Mukhopadhyay S, Isozaki Y, Becker L, Poreda RJ (2001). "An extraterrestrial impact at the Permian–Triassic boundary?". Science. 293 (5539): 2343a–2343. doi:10.1126/science.293.5539.2343a. PMID 11577203.
  67. ↑ Koeberl C, Gilmour I, Reimold WU, Philippe Claeys P, Ivanov B (2002). "End-Permian catastrophe by bolide impact: Evidence of a gigantic release of sulfur from the mantle: Comment and Reply". Geology. 30 (9): 855–856. Bibcode:2002Geo....30..855K. doi:10.1130/0091-7613(2002)030<0855:EPCBBI>2.0.CO;2. ISSN 0091-7613.
  68. ↑ Isbell JL, Askin RA, Retallack GR (1999). "Search for evidence of impact at the Permian–Triassic boundary in Antarctica and Australia; discussion and reply". Geology. 27 (9): 859–860. Bibcode:1999Geo....27..859I. doi:10.1130/0091-7613(1999)027<0859:SFEOIA>2.3.CO;2.
  69. ↑ Koeberl K, Farley KA, Peucker-Ehrenbrink B, Sephton MA (2004). "Geochemistry of the end-Permian extinction event in Austria and Italy: No evidence for an extraterrestrial component". Geology. 32 (12): 1053–1056. Bibcode:2004Geo....32.1053K. doi:10.1130/G20907.1.
  70. ↑ Langenhorst F, Kyte FT, Retallack GJ (2005). "Reexamination of quartz grains from the Permian–Triassic boundary section at Graphite Peak, Antarctica" (PDF). Lunar and Planetary Science Conference XXXVI. สืบค้นเมื่อ 2007-07-13.
  71. ↑ Jones AP, Price GD, Price NJ, DeCarli PS, Clegg RA (2002). "Impact induced melting and the development of large igneous provinces". Earth and Planetary Science Letters. 202 (3): 551–561. Bibcode:2002E&PSL.202..551J. CiteSeerX 10.1.1.469.3056. doi:10.1016/S0012-821X(02)00824-5.
  72. ↑ Becker L, Poreda RJ, Basu AR, Pope KO, Harrison TM, Nicholson C, Iasky R (2004). "Bedout: a possible end-Permian impact crater offshore of northwestern Australia". Science. 304 (5676): 1469–1476. Bibcode:2004Sci...304.1469B. doi:10.1126/science.1093925. PMID 15143216. S2CID 17927307.
  73. ↑ von Frese RR, Potts L, Gaya-Pique L, Golynsky AV, Hernandez O, Kim J, Kim H, Hwang J (2006). "Permian–Triassic mascon in Antarctica". Eos Trans. AGU, Jt. Assem. Suppl. 87 (36): Abstract T41A–08. Bibcode:2006AGUSM.T41A..08V. สืบค้นเมื่อ 2007-10-22.
  74. ↑ Von Frese, R.R.B.; Potts, L.V.; Wells, S.B.; Leftwich, T.E.; Kim, H.R.; Kim, J.W.; Golynsky, A.V.; Hernandez, O.; Gaya-Piqué, L.R. (2009). "GRACE gravity evidence for an impact basin in Wilkes Land, Antarctica". Geochem. Geophys. Geosyst. t (2): Q02014. Bibcode:2009GGG....1002014V. doi:10.1029/2008GC002149.
  75. ↑ Tohver, E.; Lana, C.; Cawood, P.A.; Fletcher, I.R.; Jourdan, F.; Sherlock, S.; Rasmussen, B.; Trindade, R.I.F.; Yokoyama, E.; Filho, C.R. Souza; Marangoni, Y. (2012). "Geochronological constraints on the age of a Permo–Triassic impact event: U–Pb and 40Ar/39Ar results for the 40 km Araguainha structure of central Brazil". Geochimica et Cosmochimica Acta. 86: 214–227. Bibcode:2012GeCoA..86..214T. doi:10.1016/j.gca.2012.03.005.
  76. ↑ Biggest extinction in history caused by climate-changing meteor. University of Western Australia University News Wednesday, 31 July 2013. http://www.news.uwa.ea.au/201307315921/international/biggest-extinction-history-caused-climate-changing-meteor[ลิงก์เสีย]
  77. ↑ Zhou MF, Malpas J, Song XY, Robinson PT, Sun M, Kennedy AK, Lesher CM, Keays RR (2002). "A temporal link between the Emeishan large igneous province (SW China) and the end-Guadalupian mass extinction". Earth and Planetary Science Letters. 196 (3–4): 113–122. Bibcode:2002E&PSL.196..113Z. doi:10.1016/S0012-821X(01)00608-2.
  78. ↑ Wignall, Paul B.; และคณะ (2009). "Volcanism, Mass Extinction, and Carbon Isotope Fluctuations in the Middle Permian of China". Science. 324 (5931): 1179–1182. Bibcode:2009Sci...324.1179W. doi:10.1126/science.1171956. PMID 19478179. S2CID 206519019.
  79. ↑ Andy Saunders; Marc Reichow (2009). "The Siberian Traps – Area and Volume". สืบค้นเมื่อ 2009-10-18.
  80. ↑ Andy Saunders & Marc Reichow (January 2009). "The Siberian Traps and the End-Permian mass extinction: a critical review" (PDF). Chinese Science Bulletin. 54 (1): 20–37. Bibcode:2009ChSBu..54...20S. doi:10.1007/s11434-008-0543-7. hdl:2381/27540. S2CID 1736350.
  81. ↑ Reichow, MarcK.; Pringle, M.S.; Al'Mukhamedov, A.I.; Allen, M.B.; Andreichev, V.L.; Buslov, M.M.; Davies, C.E.; Fedoseev, G.S.; Fitton, J.G.; Inger, S.; Medvedev, A.Ya.; Mitchell, C.; Puchkov, V.N.; Safonova, I.Yu.; Scott, R.A.; Saunders, A.D. (2009). "The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: Implications for the end-Permian environmental crisis" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 277 (1–2): 9–20. Bibcode:2009E&PSL.277....9R. doi:10.1016/j.epsl.2008.09.030. hdl:2381/4204.
  82. ↑ Burgess, S.D. (2014). "High-precision timeline for Earth's most severe extinction". PNAS. 111 (9): 3316–3321. Bibcode:2014PNAS..111.3316B. doi:10.1073/pnas.1317692111. PMC 3948271. PMID 24516148.
  83. ↑ Kamo, SL (2003). "Rapid eruption of Siberian flood-volcanic rocks and evidence for coincidence with the Permian–Triassic boundary and mass extinction at 251 Ma". Earth and Planetary Science Letters. 214 (1–2): 75–91. Bibcode:2003E&PSL.214...75K. doi:10.1016/S0012-821X(03)00347-9.
  84. ↑ White RV (2002). "Earth's biggest 'whodunnit': unravelling the clues in the case of the end-Permian mass extinction" (PDF). Philosophical Transactions of the Royal Society of London. 360 (1801): 2963–2985. Bibcode:2002RSPTA.360.2963W. doi:10.1098/rsta.2002.1097. PMID 12626276. S2CID 18078072. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2020-11-11. สืบค้นเมื่อ 2008-01-12.
  85. ↑ "Volcanism".
  86. ↑ White RV (2002). "Earth's biggest 'whodunnit': unravelling the clues in the case of the end-Permian mass extinction" (PDF). Philosophical Transactions of the Royal Society of London. 360 (1801): 2963–2985. Bibcode:2002RSPTA.360.2963W. doi:10.1098/rsta.2002.1097. PMID 12626276. S2CID 18078072. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2020-11-11. สืบค้นเมื่อ 2008-01-12.
  87. ↑ Dan Verango (January 24, 2011). "Ancient mass extinction tied to torched coal". USA Today.
  88. ↑ Stephen E. Grasby; Hamed Sanei & Benoit Beauchamp (January 23, 2011). "Catastrophic dispersion of coal fly ash into oceans during the latest Permian extinction". Nature Geoscience. 4 (2): 104–107. Bibcode:2011NatGe...4..104G. doi:10.1038/ngeo1069.
  89. ↑ "Researchers find smoking gun of world's biggest extinction; Massive volcanic eruption, burning coal and accelerated greenhouse gas choked out life". University of Calgary. January 23, 2011. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2013-06-05. สืบค้นเมื่อ 2011-01-26.
  90. ↑ Yang, QY (2013). "The chemical compositions and abundances of volatiles in the Siberian large igneous province: Constraints on magmatic CO2 and SO2 emissions into the atmosphere". Chemical Geology. 339: 84–91. Bibcode:2013ChGeo.339...84T. doi:10.1016/j.chemgeo.2012.08.031.
  91. ↑ Burgess, Seth D.; Bowring, Samuel; Shen, Shu-zhong (2014-03-04). "High-precision timeline for Earth's most severe extinction". Proceedings of the National Academy of Sciences (ภาษาอังกฤษ). 111 (9): 3316–3321. Bibcode:2014PNAS..111.3316B. doi:10.1073/pnas.1317692111. ISSN 0027-8424. PMC 3948271. PMID 24516148.
  92. ↑ Black, Benjamin A.; Weiss, Benjamin P.; Elkins-Tanton, Linda T.; Veselovskiy, Roman V.; Latyshev, Anton (2015-04-30). "Siberian Traps volcaniclastic rocks and the role of magma-water interactions". Geological Society of America Bulletin (ภาษาอังกฤษ). 127 (9–10): B31108.1. Bibcode:2015GSAB..127.1437B. doi:10.1130/B31108.1. ISSN 0016-7606.
  93. ↑ Burgess, Seth D.; Bowring, Samuel A. (2015-08-01). "High-precision geochronology confirms voluminous magmatism before, during, and after Earth's most severe extinction". Science Advances (ภาษาอังกฤษ). 1 (7): e1500470. Bibcode:2015SciA....1E0470B. doi:10.1126/sciadv.1500470. ISSN 2375-2548. PMC 4643808. PMID 26601239.
  94. ↑ Fischman, Josh. "Giant Eruptions and Giant Extinctions [Video]". Scientific American. สืบค้นเมื่อ 2016-03-11.
  95. ↑ "Driver of the largest mass extinction in the history of the Earth identified". phys.org (ภาษาอังกฤษ). สืบค้นเมื่อ 8 November 2020.
  96. ↑ Jurikova, Hana; Gutjahr, Marcus; Wallmann, Klaus; Flögel, Sascha; Liebetrau, Volker; Posenato, Renato; Angiolini, Lucia; Garbelli, Claudio; Brand, Uwe; Wiedenbeck, Michael; Eisenhauer, Anton (November 2020). "Permian–Triassic mass extinction pulses driven by major marine carbon cycle perturbations". Nature Geoscience (ภาษาอังกฤษ). 13 (11): 745–750. doi:10.1038/s41561-020-00646-4. ISSN 1752-0908. S2CID 224783993. สืบค้นเมื่อ 8 November 2020.
  97. ↑ "Large volcanic eruption caused the largest mass extinction". phys.org (ภาษาอังกฤษ). สืบค้นเมื่อ 8 December 2020.
  98. ↑ Kaiho, Kunio; Aftabuzzaman, Md; Jones, David S.; Tian, Li (2020). "Pulsed volcanic combustion events coincident with the end-Permian terrestrial disturbance and the following global crisis". Geology (ภาษาอังกฤษ). doi:10.1130/G48022.1. สืบค้นเมื่อ 8 December 2020. Available under CC BY 4.0.
  99. ↑ Twitchett RJ, Looy CV, Morante R, Visscher H, Wignall PB (2001). "Rapid and synchronous collapse of marine and terrestrial ecosystems during the end-Permian biotic crisis". Geology. 29 (4): 351–354. Bibcode:2001Geo....29..351T. doi:10.1130/0091-7613(2001)029<0351:RASCOM>2.0.CO;2. ISSN 0091-7613.
  100. ↑ Palfy J, Demeny A, Haas J, Htenyi M, Orchard MJ, Veto I (2001). "Carbon isotope anomaly at the Triassic– Jurassic boundary from a marine section in Hungary". Geology. 29 (11): 1047–1050. Bibcode:2001Geo....29.1047P. doi:10.1130/0091-7613(2001)029<1047:CIAAOG>2.0.CO;2. ISSN 0091-7613.
  101. ↑ Berner, R.A. (2002). "Examination of hypotheses for the Permo-Triassic boundary extinction by carbon cycle modeling". Proceedings of the National Academy of Sciences. 99 (7): 4172–4177. Bibcode:2002PNAS...99.4172B. doi:10.1073/pnas.032095199. PMC 123621. PMID 11917102.
  102. ↑ Dickens GR, O'Neil JR, Rea DK, Owen RM (1995). "Dissociation of oceanic methane hydrate as a cause of the carbon isotope excursion at the end of the Paleocene". Paleoceanography. 10 (6): 965–71. Bibcode:1995PalOc..10..965D. doi:10.1029/95PA02087.
  103. ↑ Dickens GR, O'Neil JR, Rea DK, Owen RM (1995). "Dissociation of oceanic methane hydrate as a cause of the carbon isotope excursion at the end of the Paleocene". Paleoceanography. 10 (6): 965–71. Bibcode:1995PalOc..10..965D. doi:10.1029/95PA02087.
  104. ↑ Erwin, D.H. (1993). The great Paleozoic crisis; Life and death in the Permian. Columbia University Press. ISBN 978-0-231-07467-4.
  105. ↑ White, R. V. (2002). "Earth's biggest 'whodunnit': Unravelling the clues in the case of the end-Permian mass extinction". Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 360 (1801): 2963–85. Bibcode:2002RSPTA.360.2963W. doi:10.1098/rsta.2002.1097. PMID 12626276. S2CID 18078072.
  106. ↑ Schrag DP, Berner RA, Hoffman PF, Halverson GP (2002). "On the initiation of a snowball Earth". Geochemistry Geophysics Geosystems. 3 (6): 1–21. Bibcode:2002GGG....3fQ...1S. doi:10.1029/2001GC000219. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2008-04-21. สืบค้นเมื่อ 2021-03-28. Preliminary abstract at Schrag, D.P. (June 2001). "On the initiation of a snowball Earth". Geological Society of America. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2018-04-25. สืบค้นเมื่อ 2008-04-20.
  107. ↑ Benton, M.J.; Twitchett, R.J. (2003). "How to kill (almost) all life: the end-Permian extinction event". Trends in Ecology & Evolution. 18 (7): 358–365. doi:10.1016/S0169-5347(03)00093-4.
  108. ↑ Berner, R.A. (2002). "Examination of hypotheses for the Permo-Triassic boundary extinction by carbon cycle modeling". Proceedings of the National Academy of Sciences. 99 (7): 4172–4177. Bibcode:2002PNAS...99.4172B. doi:10.1073/pnas.032095199. PMC 123621. PMID 11917102.
  109. ↑ Berner, R.A. (2002). "Examination of hypotheses for the Permo-Triassic boundary extinction by carbon cycle modeling". Proceedings of the National Academy of Sciences. 99 (7): 4172–4177. Bibcode:2002PNAS...99.4172B. doi:10.1073/pnas.032095199. PMC 123621. PMID 11917102.
  110. ↑ Benton, M.J.; Twitchett, R.J. (2003). "How to kill (almost) all life: the end-Permian extinction event". Trends in Ecology & Evolution. 18 (7): 358–365. doi:10.1016/S0169-5347(03)00093-4.
  111. ↑ Dickens GR (2001). "The potential volume of oceanic methane hydrates with variable external conditions". Organic Geochemistry. 32 (10): 1179–1193. doi:10.1016/S0146-6380(01)00086-9.
  112. ↑ Reichow MK, Saunders AD, White RV, Pringle MS, Al'Muhkhamedov AI, Medvedev AI, Kirda NP (2002). "40Ar/39Ar Dates from the West Siberian Basin: Siberian Flood Basalt Province Doubled" (PDF). Science. 296 (5574): 1846–1849. Bibcode:2002Sci...296.1846R. doi:10.1126/science.1071671. PMID 12052954. S2CID 28964473.
  113. ↑ Holser WT, Schoenlaub HP, Attrep Jr M, Boeckelmann K, Klein P, Magaritz M, Orth CJ, Fenninger A, Jenny C, Kralik M, Mauritsch H, Pak E, Schramm JF, Stattegger K, Schmoeller R (1989). "A unique geochemical record at the Permian/Triassic boundary". Nature. 337 (6202): 39–44. Bibcode:1989Natur.337...39H. doi:10.1038/337039a0. S2CID 8035040.
  114. ↑ Dobruskina IA (1987). "Phytogeography of Eurasia during the early Triassic". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 58 (1–2): 75–86. Bibcode:1987PPP....58...75D. doi:10.1016/0031-0182(87)90007-1.
  115. ↑ Wignall, P.B.; Twitchett, R.J. (2002). Extent, duration, and nature of the Permian-Triassic superanoxic event. Geological Society of America Special Papers. Vol. 356. pp. 395–413. Bibcode:2002GSASP.356..679O. doi:10.1130/0-8137-2356-6.395. ISBN 978-0-8137-2356-3.
  116. ↑ Cao, Changqun; Gordon D. Love; Lindsay E. Hays; Wei Wang; Shuzhong Shen; Roger E. Summons (2009). "Biogeochemical evidence for euxinic oceans and ecological disturbance presaging the end-Permian mass extinction event". Earth and Planetary Science Letters. 281 (3–4): 188–201. Bibcode:2009E&PSL.281..188C. doi:10.1016/j.epsl.2009.02.012.
  117. ↑ Hays, Lindsay; Kliti Grice; Clinton B. Foster; Roger E. Summons (2012). "Biomarker and isotopic trends in a Permian–Triassic sedimentary section at Kap Stosch, Greenland" (PDF). Organic Geochemistry. 43: 67–82. doi:10.1016/j.orggeochem.2011.10.010. hdl:20.500.11937/26597.
  118. ↑ 118.0 118.1 Kump, Lee; Alexander Pavlov; Michael A. Arthur (2005). "Massive release of hydrogen sulfide to the surface ocean and atmosphere during intervals of oceanic anoxia". Geology. 33 (5): 397–400. Bibcode:2005Geo....33..397K. doi:10.1130/G21295.1.
  119. ↑ Kump, Lee; Alexander Pavlov; Michael A. Arthur (2005). "Massive release of hydrogen sulfide to the surface ocean and atmosphere during intervals of oceanic anoxia". Geology. 33 (5): 397–400. Bibcode:2005Geo....33..397K. doi:10.1130/G21295.1.
  120. ↑ Visscher, H.; Looy, C. V.; Collinson, M. E.; Brinkhuis, H.; van Konijnenburg-van Cittert, J. H. A.; Kurschner, W. M.; Sephton, M. A. (2004-07-28). "Environmental mutagenesis during the end-Permian ecological crisis". Proceedings of the National Academy of Sciences (ภาษาอังกฤษ). 101 (35): 12952–12956. doi:10.1073/pnas.0404472101. ISSN 0027-8424. PMC 516500. PMID 15282373.

อ่านเพิ่ม

  • Over, Jess (editor), Understanding Late Devonian and Permian–Triassic Biotic and Climatic Events (Volume 20 in series Developments in Palaeontology and Stratigraphy (2006)). The state of the inquiry into the extinction events.
  • Sweet, Walter C. (editor), Permo–Triassic Events in the Eastern Tethys : Stratigraphy Classification and Relations with the Western Tethys (in series World and Regional Geology)

แหล่งข้อมูลอื่น
Kembali kehalaman sebelumnya