Extinción masiva do Capitaniano

CámbricoOrdovícicoSilúricoDevonianoCarboníferoPermianoTriásicoXurásicoCretáceoPaleoxenoNeoxeno
Intensidade das extincións mariñas no Fanerozoico
%
Millóns de anos
CámbricoOrdovícicoSilúricoDevonianoCarboníferoPermianoTriásicoXurásicoCretáceoPaleoxenoNeoxeno
Gráfico da intensidade de extinción (porcentaxe de xéneros que están presentes en cada intervalo de tempo pero que non existen no seguinte intervalo) respecto ao tempo no pasado referido a xéneros mariños.[1] Os períodos xeolóxicos están indicados arriba (por abreviatura e cor). O episodio de extinción do Capitaniano ocorreu hai entre 260 e 259 millóns de anos, ~7 millóns de anos antes do evento de extinción do Permiano–Triásico, no que só un 35% (segundo esta fonte) non conseguiu sobrevivir. (información da fonte e imaxe)

A extinción masiva do Capitaniano, tamén chamada evento de extinción masiva do Capitaniano, evento de extinción do final do Guadalupiano,[2] extinción masiva do límite Guadalupiano-Lopingiano,[3] crise do Lopingiano,[4] ou extinción do Permiano medio, foi un episodio de extinción masiva que precedeu á grande extinción de finais do Permiano. Esta extinción masiva ocorreu durante un período de diminución da riqueza de especies e incremento da taxa de extinción preto do final do Permiano medio, tamén coñecido como época ou serie do Guadalupiano. A miúdo tamén se chama evento de extinción do final do Guadalupiano debido a que se descubriu inicialmente entre as series do Guadalupiano e Lopingiano; porén, estudos estratigráficos máis refinados suxiren que os picos de extinción en moitos grupos taxonómicos ocorreron dentro do Guadalupiano, na última metade da idade ou piso Capitaniano.[5] Argumentouse que este evento de extinción empezou hai uns 262 millóns de anos coa crise do Guadalupiano tardío, aínda que os seus pulsos máis intensos ocorreron hai 259 millóns de anos no que se denomina evento do límite Guadalupiano-Lopingiano.[6]

Este episodio de extinción historicamente foi considerado como parte do evento de extinción do final do Permiano, e só empezou a verse como un evento separado en tempos relativamente recentes,[7] pero hoxe crese que esta extinción masiva foi a terceira máis grande do Fanerozoico en canto a porcentaxe de especies perdidas, despois das extincións do final do Permiano e do Ordovícico tardío, por esta orde,[8] e considérase o quinto peor en canto á gravidade ecolóxica.[9] A natureza global da extinción masiva do Capitaniano foi cuestionada por algúns paleontólogos como resultado dalgunhas análises que atoparon que esta afectara só aos taxons de latitudes baixas do hemisferio norte.[10]

Magnitude

Despois da extinción de Olson, a diversidade global aumentou durante o Capitaniano. Isto probablemente foi o resultado de que os taxons desastre substituíron os gremios extintos. A extinción en masa do Capitaniano reduciu moito a disparidade (o rango de diferentes gremios); desapareceron oito gremios. Afectou a diversidade dentro de comunidades individuais máis gravemente que o evento de extinción do Permiano–Triásico.[11] Aínda que as faunas empezaron a recuperarse inmediatamente despois do evento de extinción do Capitaniano,[12][13] reconstruíndo complexas estruturas tróficas e reenchendo os gemios,[11] a diversidade e disparidade diminuíron máis ata o límite Permiano–Triásico.[14]

Ecosistemas mariños

O impacto da extinción do Capitaniano sobre os ecosistemas mariños aínda é moi discutido polos paleontólogos. As estimacións iniciais indicaban unha perda de xéneros de invertebrados mariños de entre o 35 e o 47 %,[15][16] mentres que unha estimación publicada en 2016 suxeriu unha perda de 33–35 % dos xéneros mariños cando se corrixían coa extinción de fondo, o efecto de Signor-Lipps e o agrupamento de extincións en certos taxons.[17] A perda de invertebrados mariños durante a extinción do Capitaniano era comparable en magnitude á do evento de extinción Cretáceo–Paleoxeno.[18] Algúns estudos considerárono a terceira ou cuarta maior extinción masiva en canto á proporción de xéneros de invertebrados mariños desaparecidos; outro estudo atopou que a extinción do Capitaniano era só a novena peor en gravidade taxonómica (número de xéneros perdidos), pero atopou que era a quinta peor polo seu impacto ecolóxico (é dicir, o grao de reestruturación taxonómica nos ecosistemas ou a perda de nichos ecolóxicos ou mesmo de ecosistemas enteiros).[19]

Ecosistemas terrestres

Hai poucas estimacións publicadas do impacto sobre os ecosistemas terrestres da extinción do Capitaniano. Entre os vertebrados, Day e colegas suxeriron un 74–80 % de perda na riqueza de xéneros en tetrápodos da cunca do Karoo en África do Sur,[20] incluíndo a extinción dos dinocéfalos.[21] En plantas terrestres, Stevens e colegas atoparon unha extinción do 56 % de especies de plantas rexistrada na formación Shihhotse media-superior do norte da China,[22] a cal ten unha idade de aproximadamente o Capitaniano medio. O 24 % das especies de plantas do sur da China extinguíronse.[23]

Cronoloxía

Aínda que se sabe que a extinción masiva do Capitaniano ocorreu despois da extinción de Olson e antes do evento de extinciónn do Permiano–Triásico,[11] a idade exacta da extinción do Capitaniano é polémica. Isto débese en parte á que o propio límite do Capitaniano–Wuchiapingiano é un tanto circunstancial, e estímase actualmente en aproximadamente hai 259,1 millóns de anos,[20][21][24] pero está suxeita a ser cambiada pola Subcomisión sobre a Estratigrafía do Permiano da Comisión Internacional de Estratigrafía. Adicionalmente, hai unha disputa sobre a gravidade da extinción e se a extinción na China tivo lugar ao mesmo tempo que a extinción en Spitsbergen.[25] De acordo cun estudo, a extinción do Capitaniano non foi un evento discreto senón un declive continuo na diversidade que empezou ao final do Wordiano.[26] Outro estudo que examinou facies fosilíferas de Svalbard non atopou probas dunha súbita extinción en masa, senón que atribuíu os cambios bióticos locais durante o Capitaniano á migración cara ao sur de moitos taxons a través do mar de Zechstein.[27] Depólsitos de plataformas carbonatadas en Hungría e Hidra (Grecia) non mostran signos dun episodio de extinción ao final do Capitaniano; o evento de extinción está rexistrado ali no Capitaniano medio.[28]

As emisións volcánicas das trapps de Emeishan, que están intercaladas con estratos de plataformas de carbonatos tropicais da formación Maokou, son únicas para preservar unha extinción en masa e a causa desa extinción masiva.[23] Ocorreron grandes erupcións freatomagmáticas cando empezaron a erupcionar as primeiras trapps de Emeishan, que orixinaron a extinción de foraminíferos fusulináceos e algas calcarias.[29]

En ausencia de idades radiométricas que restrinxan directamente os propios horizontes temporais de extinción nas seccións mariñas, os estudos máis recentes abstéñense de poñerlle número á súa idade, mais baseándose en extrapolacións da escala de tempo do Permiano estimouse unha idade de aproximadamente 260–262 millóns de anos (Ma);[20][30] isto axústase grosso modo coas idades radiométricas do dominio terrestre, asumindo que os dous eventos son contemporáneos. As perdas de plantas aconteceron ao mesmo tempo que as extincións mariñas ou despois delas.[23]

Dominio mariño

A extinción dos foraminíferos fusulináceos no suroeste da China datouse orixinalmente no final do Guadalupiano, pero estudos publicados en 2009 e 2010 datárona no Capitaniano medio.[31] As perdas dos braquiópodos e corais ocorreron na metade do piso Capitaniano.[32] A extinción sufrida polos amonoideos puido ocorrer a inicos do Wuchiapingiano.[32]

Dominio terestre

A existencia de cambios nas faunas de tetrápodos no Permiano medio coñécese desde hai tempo no sur de África e Rusia. En Rusia, corresponde co límite entre o que se coñece como superzona de Titanophoneus e a superzona de Scutosaurus[33] e posteriormente a superensamblaxe de dinocéalos e a superensamblaxe de Teriodontes, respectivamente. No sur de África isto corresponde co límite entre a zona da ensamblaxe variadamente coñecida como de Pareiasaurus, dinocéfalos ou Tapinocephalus e as ensamblases supraxacentes.[34][35][36][37] Tanto en Rusia coma en África do Sur, esta transición estivo asociada coa extinción do grupo previamente dominante de terápsidos amniotas dos dinocéfalos, á que se debe a súa última denominación como extinción dos dinocéfalos.[38] As taxas de formación de novas especies post-extinción seguiron sendo baixas na zona da ensamblaxe de Pristerognathus por polo menos 1 millón de anos, o cal suxire que houbo unha recuperación tardía dos ecosistemas da cunca do Karoo.[39]

Despois do recoñecemento dunha extinción masiva mariña distinta ao final do Guadalupiano, a extinción dos dinocéfalos considerouse que representa o seu correlato terrestre.[18] Aínda que se suxeriu posteriormente que como a fauna rusa de Ischeevo, que foi considerada a fauna de dinocéfalos máis xove nesa rexión, estaba restrinxida por debaixo da inversión magnética de Illawarra e, por tanto, tivo que ocorrer no piso Wordiano, bastante antes do final do Guadalupiano,[38] esta restrición aplicouse soamente á localidade tipo. O recoñecemento dunha fauna de dinocéfalos anterior en Rusia (a ensamblaxe de tetrápodos de Sundyr)[40] e a recuperación de idades radiométricas ben limitadas bioestratigraficamente por datación de uranio-chumbo da toba da zona da ensamblaxe de Tapinocephalus da cunca do Karoo[20][41] demostrou que a extinción dos dinocéfalos se produciu no Capitaniano tardío, hai arredor de 260 millóns de anos.

Efectos sobre os seres vivos

Vida mariña

Nos océanos a extinción do Capitaniano causou altas taxas de extinción entre os amonoideos, corais e organismos algais construtores dos arrecifes calcarios, foraminiferos, briozoos e braquiópodos. Parece que foi especialmente selectiva contra os taxons de augas pouco profundas que dependían da fotosíntese ou dunha relación fotosimbiótica;[42] moitas especies con fisioloxías respiratorias pouco robustas tamén se extinguiron.[43][44] O episodio de extinción levou ao colapso da factoría de arrecifes de carbonatos nos mares de augas pouco profundas que rodeaban o sur da China.[45][46]

Os amonoideos, que estiveran experimentando un longo declive durante 30 millóns de anos desde o Roadiano, sufriron un pulso de extinción selectiva ao final do Capitaniano.[14] Extinguíronse o 75,6 % das familias do coral, o 77,8 % dos xéneros do coral e o 82,2 % das especies de coral que había na China permiana desapareceron durante a extinción en masa do Capitaniano.[47] Os Verbeekinidae, unha familia de grandes foraminíferos fusulínidos, tamén se extinguiron.[48]

O 87 % das especies de braquiópodos atopadas na formación Kapp Starostin de Spitsbergen desapareceron nun período de decenas de miles de anos; aínda que apareceron novas especies de braquiópodos e bivalvos despois da extinción, a posición dominante dos braquiópodos foi ocupada polos bivalvos.[49] Aproximadamente o 70 % doutras especies atopadas na formación Kapp Starostin tamén se desvaneceron.[50] O rexistro fósil do leste de Groenlandia é similar ao de Spitsbergen; as perdas faunísticas na cunca de Sverdrup do Canadá son comparables ás extincións de Spitsbergen e leste de Groenlandia, mais a recuperación post-extinción que ocorreu en Spitsbergen e o leste de Groenlandia non se produciu na cunca de Sverdrup.[30] Mentres que os braquiópodos rinconeliformes constituían ata o 99,1 % dos individuos atopados en carbonatos tropicais no oeste dos Estados Unidos, sur da China e Grecia antes da extinción, os moluscos supoñían o 61,2 % dos individuos atopados en ambientes similares despois da extinción.[51] Desapareceron o 87% das especies de braquiópodos e o 82% das especies de foraminíferos fusulináceos no sur da China.[30] Aínda que o impacto da extinción do Capitaniano foi grave para a diversidade dos braquiópodos, foi moito menos forte que o da extinción de final do Permiano.[52]

As evidencias dos biomarcadores indican que as algas vermellas e as bacterias fotoautótrofas dominaban as comunidades microbianas mariñas. Ocorreron recambios significativos en ecosistemas microbianos durante a extinción do Capitaniano, aínda que foron de menor magnitude que os asociados coa extinción do final do Permiano.[53]

A maioría das vítimas mariñas da extinción eran ou ben especies endémicas de mares epicontinentais arredor da Panxea que morreron cando se pecharon os mares, ou ben eran especies dominantes do océano Paleo-Tetis.[54] Probas obtidas en depólsitos mariños do Xapón e Primorye suxiren que a vida mariña de latitudes medias foi afectada antes polo episodio de extinción que os organismos mariños dos trópicos.[55]

Se a latitude afectou ou non ou en que grao á probabilidade de extinción dun taxon é unha cuestión que segue sendo discutida entre os paleontólogos. Aínda que algúns estudos conclúen que o episodio de extinción foi de alcance rexional e limitado a áreas tropicais,[10] outros suxiren que houbo pouca variación latitudinal nos padróns de extinción.[56] Un estudo que examinou as extincións de foraminíferos atopou que no Paleo-Tetis central e occidental experimentáronse perdas taxonómicas de menor magnitude que no Paleo-Tetis setentrional e oriental, que tivo a magnitude de extinción máis alta. O mesmo estudo atopou que a magnitude de extinción global en Pantalasa foi similar á do Paleo-Tetis central e occidental, pero que tivo unha maior magnitude de extinción de taxons endémicos.[57]

Esta extinción en masa marcou o principio da transición entre as faunas do Paleozoico e as faunas evolutivas modernas.[2] Sinalouse que a transición braquiópodos-moluscos que caracterizou o maior cambio do Paleozoico ás faunas modernas tivo as súas raíces no evento de extinción do Capitaniano, aínda que outros investigadores concluíron que isto pode ser unha ilusión creada por nesgos tafonómicos en ensamblaxes fósiles silicificadas, e a transición empezaría só despois da extinción máis cataclísmica do final do Permiano.[58] Despois da extinción en masa do Capitaniano, fixéronse abundantes os taxons desastre como Earlandia e Diplosphaerina no que hoxe é o sur da China.[5] A recuperación inicial de arrecifes estivo protagonizada polos arrecifes que non eran de metazoos, é dicir, biohermos algais e acumulación de arrecifes de algas e esponxas. Este intervalo de recuperación inicial foi seguido por un intervalo de arrecifes dominados por Tubiphytes, que á súa vez foron seguidos por un retorno dos arrecifes dominados por metazoos e esponxas.[59] En conxunto, a recuperación dos arrecifes tardou aproximadamente 2,5 millóns de anos.[3]

Vida terrestre

Entre os vertebrados terrestres as principais vítimas foron os terápsidos dinocéfalos, que eran un dos compoñentes máis comúns da fauna de tetrápodos do Guadalupiano; só un xénero de dinocéfalos sobreviviu ao episodio de extinción do Capitaniano.[18] A diversidade dos anomodontos que viviron durante o Guadalupiano tardío quedou reducida á metade pola extinción do Capitaniano.[60] Os superviventes terrestres da extinción do Capitaniano pesaban normalmente entre 20 e 50 kg e encontráronse comunmente en toqueiras.[18]

Causas

Trapps de Emeishan

Emisións volcánicas

Crese que a extinción, que coincidiu co inicio dunha excursión negativa importante de δ13C que significaba que había unha grave alteración do ciclo do carbono,[61][23] foi desencadeada polas erupcións da gran provincia ígnea das trapps de Emeishan,[62][63][22] que son capas de basalto que actualmente cobren unha área de 250.000 a 500.000 km2, aínda que o seu volume orixinal puido ser de entre 500.000 km3 a 1.000.000 km3.[44] A idade do episodio de extinción e a deposición dos basaltos de Emeishan concordan ben.[64][65] Os arrecifes e outros sedimentos mariños intercalados entre as capas de basalto indican que o vulcanismo de Emeishan se desenvolveu inicialmente baixo a auga; os fluxos terrestres de lava ocorreron máis tarde no período de actividade da gran provincia ígnea.[66] Estas erupcións liberarían altas doses de mercurio tóxico;[67][68] e o incremento das concentracións de mercurio coinciden coa excursión negativa de isótopos de carbono, o que indica unha causa volcánica común.[69] O enriquecemento en coroneno (un hidrocarburo aromático policíclico) no límite Guadalupiano-Lopingiano é outra confirmación da existencia dunha actividade volcánica masiva; o coroneno só se pode formar a temperaturas extremadamente altas creadas por impactos de corpos extraterrestres ou por vulcanismo masivo, e a primeira desas posibilidades debe ser descartada debido á ausencia de anomalías de iridio contemporáneas coas anomalías de mercurio e coroneno.[70] Crese que se descargou unha gran cantidade de dióxido de carbono e dióxido de xofre á estratosfera tanto no norte coma no sur debido á localización ecuatorial das trapps de Emeishan, o que conduciría a un arrefriamento global súbito e a un quecemento global a longo prazo.[29] As trapps de Emeishan descargaron entre 130 e 188 teratoneladas de dióxido de carbono en total, facéndoo a un ritmo de entre 0,08 e 0,25 xigatoneladas ao ano, o que as fai responsables dun incremento no dióxido de carbono atmosférico que foi un dos máis grandes e rápidos de toda a historia xeolóxica da Terra.[71] A taxa de emisións de dióxido de carbono durante a extinción masiva do Capitaniano, aínda que extremadamente abrupta, foi, non obstante, significativamente máis lenta que a da extinción do final do Permiano, durante a cal eses niveis de dióxido de carbono acadáronse cinco veces máis rápido segundo un estudo.[72] Liberáronse cantidades significativas de metano pola intrusión de diques e sills por entre depósitos ricos en carbón que supuxeron un xerador adicional do quecemento,[73] aínda que esta idea foi posta en dúbida por estudos que, ao contrario, conclúen que a extinción foi precipitada directamente polas trapps de Emeishan ou pola súa interacción con plataformas de carbonatos.[74]

Anoxia e euxinia

O quecemento global resultante da actividade da gran provincia ígnea foi considerado a causa dunha anoxia mariña.[75] Ocorreron dous episodios anóxicos, chamados Capitaniano medio OAE-C1 e Capitaniano final OAE-C2, debido á actividade volcánica de Emeishan.[76] A liberación de gas invernadoiro volcánico e quecemento global incrementou a meteorización continental e a erosión mineral, o cal, á súa vez, propúxose como factor que potencia a euxinia oceánica (acumulación de sulfuros).[77] A euxinia puido exacerbarse aínda máis polo incremento da lentitude da circulación oceánica resultante do quecemento derivado do volcanismo.[78] A natureza hidrotermal inicial das trapps de Emeishan implica que a vida mariña local arredor do sur da China estaría especialmente en perigo de sufrir anoxia debido ao desenvolvemento de hialoclastitas en cuncas limitadas por fallas restrinxidas.[66] Propúxose que a expansión da anoxia oceánica ocorreu lixeiramente antes da propia extinción do Capitaniano de acordo con algúns estudos, aínda que é probable que o afloramento de augas anóxicas antes da extinción en masa fose un fenómeno local específico do sur da China.[79]

Hipercapnia e acidificación

Como o océano actúa como sumidoiro de carbono absorbendo dióxido de carbono atmosférico, é probable que as excesivas emisións volcánicas de dióxido de carbono causasen unha hipercapnia mariña (exceso de CO2 disolto), que actuaría en conxunción con outros mecanismos letais para incrementar a intensidade da crise biótica.[80] A disolución de dióxido de carbono emitido polo vulcanismo nos océanos desencadeou unha acidificación oceánica,[30][25][49] que probablemente contribuíu á desaparición de varios organismos calcarios mariños, espacialmente dos bivalvos xigantes alatocónquidos.[81] Por mor da maior solubilidade do dióxido de carbono en augas máis frías, a acidificación oceánica foi especialmente letal en augas de latitudes altas.[75] Ademais, a chuvia ácida xurdiría como outra consecuencia biocida adicional das intensas emisións de xofre producidas polo vulcanismo das trapps de Emeishan.[29] Isto tivo como resultado unha acidificación do solo e un declive dos vertebrados terrestres.[82] Algúns investigadores expuxeron as súas dúbidas sobre se realmente tivo lugar unha acidificación significativa global, concluíndo que a perturbación do ciclo do carbono era demasiado pequena para causar unha baixada importante en todo o mundo do pH.[83]

Críticas á hipótese da causa volcánica

Porén, non todos os estudos apoian a hipótese do quecemento volcánico; a análise dos valores de δ13C e δ18O da apatita dos dentes de espécimes de Diictodon feliceps do supergrupo Karoo mostra unha excursión positiva de δ13C e chega á conclusión de que o final do Capitaniano estivo marcado pola acidificación masiva na rexión, aínda que a temperatura permaneceu en boa medida igual, o que suxire que o cambio climático global non pode explicar o evento de extinción.[84] A análise das taxas de extrinción de vertebrados na cunca do Karoo, concretamente na formación Abrahamskraal superior e na formación Teekloof inferior, mostran que a diminución a grande escala da diversidade de vertebrados terrestres coincidiu co vulcanismo das trapps de Emeishan, aínda que non hai evidencias robustas dunha relación causal entre estes dous eventos.[85] Un estudo de 2015 formulou a cuestión de se a extinción masiva do Capitaniano foi de natureza global ou simplemente unha crise biótica rexional limitada ao sur da China e unhas poucas áreas máis, e non atopou evidencias de extincións terrestres ou mariñas no leste de Australia ligadas ás trapps de Emeishan ou a calquera causa de extinción proposta para explicar a perda de biodiversidade nas latitudes baixas do hemisferio norte.[10]

Baixada do nivel do mar

A extinción en masa do Capitaniano foi atribuída a unha regresión mariña (baixada do nivel do mar),[86] cunha morte en todo o mundo dos arrecifes ligada a esta regresión mariña.[80] O límite Guadalupiano-Lopingiano coincidiu cunha das regresións mariñas de primeira orde máis prominentes do Fanerozoico.[5] As evidencias dunha baixada abrupta do nivel do mar ao final do Guadalupiano proceden das evaporitas e facies terrestres que se superpoñen a depósitos mariños de carbonatos a través da transición Guadalupiano-Lopingiano.[80] Adicionalmente, unha tremenda desconformidade asóciase co límite Guadalupiano-Lopingiano en estratos mariños en todo o mundo.[87] O peche do canal marítimo sino-mongol ao final do Capitaniano foi proposto como un posible causante da perda de biodiversidade no océano Paleo-Tetis.[88]

Outras hipóteses

O desecamento global, a tectónica de placas e a competición biolóxica puideron exercer un papel na extinción.[5][22][47][84] Entre os posibles causantes da extinción propostos para explicar o declive dos arrecifes ao final do Guadalupiano están as flutuacións de salinidade e as colisións tectónicas de microcontinentes.[80]

Notas

  1. ↑ Rohde, R.A.; Muller, R.A. (2005). "Cycles in fossil diversity". Nature 434 (7030): 209–210. Bibcode:2005Natur.434..208R. PMID 15758998. doi:10.1038/nature03339. 
  2. ↑ 2,0 2,1 De la Horra, R.; Galán-Abellán, A. B.; López-Gómez, José; Sheldon, Nathan D.; Barrenechea, J. F.; Luque, F. J.; Arche, A.; Benito, M. I. (agosto-setembro de 2012). "Paleoecological and paleoenvironmental changes during the continental Middle–Late Permian transition at the SE Iberian Ranges, Spain". Global and Planetary Change. 94-95: 46–61. Bibcode:2012GPC....94...46D. doi:10.1016/j.gloplacha.2012.06.008. Consultado o 15 de decembro de 2022. 
  3. ↑ 3,0 3,1 Huang, Yuangeng; Chen, Zhong-Qiang; Zhao, Laishi; Stanley Jr., George D.; Yan, Jiaxin; Pei, Yu; Yang, Wanrong; Huang, Junhua (1 de abril de 2019). "Restoration of reef ecosystems following the Guadalupian–Lopingian boundary mass extinction: Evidence from the Laibin area, South China". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 519: 8–22. Bibcode:2019PPP...519....8H. doi:10.1016/j.palaeo.2017.08.027. Consultado o 8 de xaneiro de 2023. 
  4. ↑ Shen, Shu-Zhong; Shi, G. R. (setembro de 2009). "Latest Guadalupian brachiopods from the Guadalupian/Lopingian boundary GSSP section at Penglaitan in Laibin, Guangxi, South China and implications for the timing of the pre-Lopingian crisis". Palaeoworld 18 (2–3): 152–161. doi:10.1016/j.palwor.2009.04.010. Consultado o 21 de decembro de 2022. 
  5. ↑ 5,0 5,1 5,2 5,3 Bond, D. P. G., Wignall, P. B., Wang, W., Izon, G., Jiang, H. S., Lai, X. L., Sund, Y.-D., Newtona, R.J., Shaoe, L.-Y., Védrinea, S. & Cope, H. (2010). "The mid-Capitanian (Middle Permian) mass extinction and carbon isotope record of South China". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 292 (1-2), pp. 282-294. https://dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2010.03.056
  6. ↑ Kaiho, Kunio (22 de xullo de 2022). "Relationship between extinction magnitude and climate change during major marine and terrestrial animal crises". Biogeosciences 19 (14): 3369–3380. doi:10.5194/bg-19-3369-2022. Consultado o 18 de marzo de 2023. 
  7. ↑ Rampino, Michael R.; Shen, Shu-Zhong (5 de setembro de 2019). "The end-Guadalupian (259.8 Ma) biodiversity crisis: the sixth major mass extinction?". Historical Biology 33 (5): 716–722. doi:10.1080/08912963.2019.1658096. Consultado o 26 de decembro de 2022. 
  8. ↑ Isozaki, Yukio; Servais, Thomas (8 de decembro de 2017). "The Hirnantian (Late Ordovician) and end-Guadalupian (Middle Permian) mass-extinction events compared". Lethaia 51 (2): 173–186. doi:10.1111/let.12252. Consultado o 23 de outubro de 2022. 
  9. ↑ McGhee Jr., George R.; Clapham, Matthew E.; Sheehan, Peter M.; Bottjer, David J.; Droser, Mary L. (15 de xaneiro de 2013). "A new ecological-severity ranking of major Phanerozoic biodiversity crises". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 370: 260–270. Bibcode:2013PPP...370..260M. doi:10.1016/j.palaeo.2012.12.019. Consultado o 2 de decembro de 2022. 
  10. ↑ 10,0 10,1 10,2 Metcalfe, I.; Crowley, J. L.; Nicholl, R. S.; Schmitz, M. (agosto de 2015). "High-precision U-Pb CA-TIMS calibration of Middle Permian to Lower Triassic sequences, mass extinction and extreme climate-change in eastern Australian Gondwana". Gondwana Research 28 (1): 61–81. Bibcode:2015GondR..28...61M. doi:10.1016/j.gr.2014.09.002. Consultado o 22 de decembro de 2022. 
  11. ↑ 11,0 11,1 11,2 Sahney, S.; Benton, M.J. (2008). "Recovery from the most profound mass extinction of all time". Proceedings of the Royal Society B 275 (1636): 759–765. PMC 2596898. PMID 18198148. doi:10.1098/rspb.2007.1370. 
  12. ↑ Zazzali, Sindbad; Crasquin, Sylvie; Deconinck, Jean-François; Feng, Qinglai (25 de setembro de 2015). "Biodiversity across the Guadalupian-Lopingian Boundary: first results on the ostracod (Crustacea) fauna, Chaotian section (Sichuan Province, South China)". Geodiversitas 37 (3): 283–313. doi:10.5252/g2015n3a1. Consultado o 2 de decembro de 2022. 
  13. ↑ Marchetti, Lorenzo; Logghe, Antoine; Mujal, Eudald; Barrier, Pascal; Montenat, Christian; Nel, André; Pouillon, Jean-Marc; Garrouste, Romain; Steyer, J. Sébastien (1 de agosto de 2022). "Vertebrate tracks from the Permian of Gonfaron (Provence, Southern France) and their implications for the late Capitanian terrestrial extinction event". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 599: 111043. Bibcode:2022PPP...599k1043M. doi:10.1016/j.palaeo.2022.111043. Consultado o 2 de decembro de 2022. 
  14. ↑ 14,0 14,1 Villier, L.; Korn, D. (outubro de 2004). "Morphological Disparity of Ammonoids and the Mark of Permian Mass Extinctions". Science 306 (5694): 264–266. Bibcode:2004Sci...306..264V. ISSN 0036-8075. PMID 15472073. doi:10.1126/science.1102127. 
  15. ↑ Sepkoski Jr., J. J. (1996). "Patterns of Phanerozoic Extinction: a Perspective from Global Data Bases". In: Walliser, O. H. (Ed.), Global Events and Event Stratigraphy in the Phanerozoic. Springer-Verlag, Berlin, pp. 35–51. https://doi.org/10.1007%2F978-3-642-79634-0_4
  16. ↑ Bambach, R. K.; Knoll, A. H.; Wang, S. C. (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. 
  17. ↑ Stanley, S. M., 2016. "Estimates of the magnitudes of major marine mass extinctions in earth history". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 113 (42), E6325–E6334.
  18. ↑ 18,0 18,1 18,2 18,3 Retallack, G. J., Metzger, C. A., Greaver, T., Jahren, A. H., Smith, R. M. H. & Sheldon, N. D. (2006). "Middle-Late Permian mass extinction on land". Geological Society of America Bulletin 118 (11-12): 1398-1411.
  19. ↑ McGhee, G.R., Sheehan, P.M., Bottjer, D.J. & Droser, M.L., 2004. "Ecological ranking of Phanerozoic biodiversity crises: Ecological and taxonomic severities are decoupled". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 211 (3-4), pp. 289–297. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2004.05.010
  20. ↑ 20,0 20,1 20,2 20,3 Day, M.O., Ramezani, J., Bowring, S.A., Sadler, P.M., Erwin, D.H., Abdala, F. and Rubidge, B.S., xullo de 2015. "When and how did the terrestrial mid-Permian mass extinction occur? Evidence from the tetrapod record of the Karoo Basin, South Africa". Proceedings of the Royal Society B 282 (1811). https://doi.org/10.1098/rspb.2015.0834
  21. ↑ 21,0 21,1 "South Africa's Great Karoo reveals mass extinction". ScienceDaily. 7 de xullo de 2015. 
  22. ↑ 22,0 22,1 22,2 Stevens, L.G., Hilton, J., Bond, D.P.G., Glasspool, I.J. & Jardine, P.E., 2011. "Radiation and extinction patterns in Permian floras from North China as indicators for environmental and climate change". Journal of the Geological Society 168, pp. 607–619.
  23. ↑ 23,0 23,1 23,2 23,3 Keller, Gerta; Kerr, Andrew C., eds. (2014). Volcanism, Impacts, and Mass Extinctions: Causes and Effects. The Geological Society of America. p. 37. ISBN 978-0-8137-2505-5. 
  24. ↑ Zhong, Y.-T., He, B., Mundil, R., and Xu, Y.-G. (2014). CA-TIMS zircon U–Pb dating of felsic ignimbrite from the Binchuan section: Implications for the termination age of Emeishan large igneous province Arquivado 24 de xuño de 2019 en Wayback Machine.. Lithos 204, pp. 14-19.
  25. ↑ 25,0 25,1 Hand, Eric (16 de abril de 2015). "Sixth extinction, rivaling that of the dinosaurs, should join the big five, scientists say". Science. 
  26. ↑ Clapham, Matthew E.; Shen, Shuzhong; Bottjer, David J. (8 de abril de 2016). "The double mass extinction revisited: reassessing the severity, selectivity, and causes of the end-Guadalupian biotic crisis (Late Permian)". Paleobiology 35 (1): 32–50. doi:10.1666/08033.1. Consultado o 22 de marzo de 2023. 
  27. ↑ Lee, Sangmin; Shi, Guang R.; Nakrem, Hans A.; Woo, Jusun; Tazawa, Jun-Ichi (4 de febreiro de 2022). "Mass extinction or extirpation: Permian biotic turnovers in the northwestern margin of Pangea". Geological Society of America Bulletin 134 (9–10): 2399–2414. doi:10.1130/B36227.1. hdl:10852/101313. Consultado o 2 de abril de 2023. 
  28. ↑ Wignall, Paul B.; Bond, David P. G.; Haas, János; Wang, Wei; Jiang, Haishui; Lai, Xulong; Altiner, Demir; Védrine, Stéphanie; Hips, Kinga; Zajzon, Norbert; Sun, Yadong; Newton, Robert J. (1 de febreiro de 2012). "CAapitanian (Middle Permian) Mass Extinction ans Recovery in Western Tethys: A Fossil, Facies, and δ13C Study from Hungary and Hydra Island (Greece)". Palaios 27 (2): 78–89. doi:10.2110/palo.2011.p11-058r. Consultado o 6 de abril de 2023. 
  29. ↑ 29,0 29,1 29,2 Wignall, Paul B.; Sun, Yadong; Bond, David P. G.; Izon, Gareth; Newton, Robert J.; Védrine, Stéphanie; Widdowson, Mike; Ali, Jason R.; Lai, Xulong; Jiang, Haishui; Cope, Helen; Bottrell, Simon H. (2009). "Volcanism, Mass Extinction, and Carbon Isotope Fluctuations in the Middle Permian of China". Science 324 (5931): 1179–1182. Bibcode:2009Sci...324.1179W. PMID 19478179. doi:10.1126/science.1171956. 
  30. ↑ 30,0 30,1 30,2 30,3 Bond, D.P.G., Wignall, P.B., Joachimski, M.M., Sun, Y., Savov, I., Grasby, S.E., Beauchamp, B. and Blomeier, D.P. 2015. An abrupt extinction in the Middle Permian (Capitanian) of the Boreal Realm (Spitsbergen) and its link to anoxia and acidification. Geological Society of America Bulletin, 127 (9-10): 1411-1421.
  31. ↑ Keller, Gerta; Kerr, Andrew C., eds. (2014). Volcanism, Impacts, and Mass Extinctions: Causes and Effects. The Geological Society of America. pp. 36–37. ISBN 978-0-8137-2505-5. 
  32. ↑ 32,0 32,1 Bond, D.P.G.; Hilton, J.; Wignall, P.B.; Ali, J.R.; Steven, L.G.; Sun, Y.; Lai, X. Setembro de 2010. The Middle Permian (Capitanian) mass extinction on land and in the oceans. Earth-Science Reviews 102 (1-2): 100-116.
  33. ↑ Ivakhnenko, M. F., Golubev, V. K., Gubin, Yu. M., Kalandadze, N. N., Novikov, I. V., Sennikov, A. G. & Rautian, A. S. 1997. "Permskiye I Triasovyye tetrapody vostochnoi Evropy (Permian and Triassic Tetrapods of Eastern Europe)". GEOS, Moscow (orixinal en ruso).
  34. ↑ Kitching, James W. (1977). The Distribution of the Karroo Vertebrate Fauna: With Special Reference to Certain Genera and the Bearing of this Distribution on the Zoning of the Beaufort Beds. Memoir No. 1. Johannesburg: Bernard Price Institute for Palaeontological Research, University of the Witwatersrand. pp. 1–131. ISBN 9780854944279. 
  35. ↑ Keyser, A. W. & Smith, R. H. M. 1979. "Vertebrate biozonation of the Beaufort Group with special reference to the Western Karoo Basin." Annals of the Geological Survey of South Africa 12, pp. 1-36.
  36. ↑ Broom, R. 1906. "On the Permian and Triassic Faunas of South Africa." Geological Magazine 3 (1), pp. 29-30. https://doi.org/10.1017/S001675680012271X
  37. ↑ Watson, D. M. S. Maio de 1914. "The Zones of the Beaufort Beds of the Karoo System in South Africa." Geological Magazine 1 (5), pp. 203-208. https://doi.org/10.1017/S001675680019675X
  38. ↑ 38,0 38,1 Lucas, S. G. (2009). "Timing and magnitude of tetrapod extinctions across the Permo-Triassic boundary". Journal of Asian Earth Sciences 36 (6): 491–502. Bibcode:2009JAESc..36..491L. doi:10.1016/j.jseaes.2008.11.016. 
  39. ↑ M. O. Day. The Pristerognathus AZ and the aftermath of the Capitanian extinction event in the main Karoo Basin. 35th International Geological Congress. Cape Town. 
  40. ↑ Golubev, V. K. (2015). "Dinocephalian stage in the history of the Permian tetrapod fauna of Eastern Europe". Paleontological Journal 49 (12): 1346–1352. doi:10.1134/S0031030115120059. 
  41. ↑ Rubidge, B. S., Erwin, D. H., Ramezani, J., Bowring, S. A. & De Klerk, W. J. (2013). "High-precision temporal calibration of Late Permian vertebrate biostratigraphy: U-Pb zircon constraints from the Karoo Supergroup, South Africa". Geology 41 (3): 363-366.
  42. ↑ Kofukuda, Daisuke; Isozaki, Yukio; Igo, Hisayoshi (15 de marzo de 2014). "A remarkable sea-level drop and relevant biotic responses across the Guadalupian–Lopingian (Permian) boundary in low-latitude mid-Panthalassa: Irreversible changes recorded in accreted paleo-atoll limestones in Akasaka and Ishiyama, Japan". Journal of Asian Earth Sciences 82: 47–65. Bibcode:2014JAESc..82...47K. doi:10.1016/j.jseaes.2013.12.010. Consultado o 25 de decembro de 2022. 
  43. ↑ Wei, Hengye; Tang, Zhanwen; Yan, Detian; Wang, Jianguo; Roberts, Andrew P. (30 de decembro de 2019). "Guadalupian (Middle Permian) ocean redox evolution in South China and its implications for mass extinction". Chemical Geology 530: 119318. Bibcode:2019ChGeo.530k9318W. doi:10.1016/j.chemgeo.2019.119318. Consultado o 25 de decembro de 2022. 
  44. ↑ 44,0 44,1 Keller, Gerta; Kerr, Andrew C., eds. (2014). Volcanism, Impacts, and Mass Extinctions: Causes and Effects. The Geological Society of America. p. 38. ISBN 978-0-8137-2505-5. 
  45. ↑ Lai, Xulong; Wang, Wei; Wignall, Paul B.; Bond, David P. G.; Jiang, Haishui; Ali, J. R.; John, E. H.; Sun, Yadong (4 de novembro de 2008). "Palaeoenvironmental change during the end-Guadalupian (Permian) mass extinction in Sichuan, China". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 269 (1–2): 78–93. Bibcode:2008PPP...269...78L. doi:10.1016/j.palaeo.2008.08.005. Consultado o 21 de decembro de 2022. 
  46. ↑ Meng, Qi; Xue, Wuqiang; Chen, Fayao; Yan, Jiaxin; Cai, Jiahua; Sun, Yadong; Wignall, Paul B.; Liu, Ke; Liu, Zhichen; Chen, Deng (maio de 2022). "Stratigraphy of the Guadalupian (Permian) siliceous deposits from central Guizhou of South China: Regional correlations with implications for carbonate productivity during the Middle Permian biocrisis". Earth-Science Reviews 228: 104011. Bibcode:2022ESRv..22804011M. doi:10.1016/j.earscirev.2022.104011. Arquivado dende o orixinal o 22 de decembro de 2022. Consultado o 21 de decembro de 2022. 
  47. ↑ 47,0 47,1 Wang, X.-D.; Sugiyama, T. (decembro de 2000). "Diversity and extinction patterns of Permian coral faunas of China". Lethaia 33 (4): 285–294. doi:10.1080/002411600750053853. 
  48. ↑ Ota, A.; Isozaki, Y. (marzo de 2006). "Fusuline biotic turnover across the Guadalupian–Lopingian (Middle–Upper Permian) boundary in mid-oceanic carbonate buildups: Biostratigraphy of accreted limestone in Japan". Journal of Asian Earth Sciences 26 (3–4): 353–368. Bibcode:2006JAESc..26..353O. doi:10.1016/j.jseaes.2005.04.001. 
  49. ↑ 49,0 49,1 Berezow, Alex (21 de abril de 2015). "New mass extinction event identified by geologists". BBC. 
  50. ↑ Kaplan, Sarah (23 de abril de 2015). "Tantalizing evidence of a mass extinction". The Washington Post. 
  51. ↑ Clapham, M.E., Bottjer, D.J. and Shen, S. (2006). "Decoupled diversity and ecology during the end-Guadalupian extinction (late Permian)". Geological Society of America Abstracts with Programs 38 (7): 117. Arquivado dende o orixinal o 2015-12-08. Consultado o 2019-07-10. 
  52. ↑ Shen, Shu-Zhong; Zhang, Yi-Chun (14 de xullo de 2015). "Earliest Wuchiapingian (Lopingian, late Permian) brachiopods in southern Hunan, South China: implications for the pre-Lopingian crisis and onset of Lopingian recovery/radiation". Journal of Paleontology 82 (5): 924–937. doi:10.1666/07-118.1. Consultado o 22 de marzo de 2023. 
  53. ↑ Xie, Shucheng; Algeo, Thomas J.; Zhou, Wenfeng; Ruan, Xiaoyan; Luo, Genming; Huang, Junhua; Yan, Jiaxin (15 de febreiro de 2017). "Contrasting microbial community changes during mass extinctions at the Middle/Late Permian and Permian/Triassic boundaries". Earth and Planetary Science Letters 460: 180–191. Bibcode:2017E&PSL.460..180X. doi:10.1016/j.epsl.2016.12.015. Consultado o 4 de xaneiro de 2023. 
  54. ↑ Yugan, J.; Jing, Z.; Shang, Q. (1994). "Two Phases of the End-Permian Mass Extinction". Pangea: Global Environments and Resources (Memoir 17): 813–822. 
  55. ↑ Kani, Tomomi; Isozaki, Yukio; Hayashi, Ryutaro; Zakharov, Yuri; Popov, Alexander (15 de xuño de 2018). "Middle Permian (Capitanian) seawater 87Sr/86Sr minimum coincided with disappearance of tropical biota and reef collapse in NE Japan and Primorye (Far East Russia)". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 499: 13–21. Bibcode:2018PPP...499...13K. doi:10.1016/j.palaeo.2018.03.033. Consultado o 2 de decembro de 2022. 
  56. ↑ Allen, Bethany J.; Clapham, Matthew E.; Saupe, Erin E.; Wignall, Paul B.; Hill, Daniel J.; Dunhill, Alexander M. (10 de febreiro de 2023). "Estimating spatial variation in origination and extinction in deep time: a case study using the Permian–Triassic marine invertebrate fossil record". Paleobiology 49 (3): 509–526. doi:10.1017/pab.2023.1. Consultado o 22 de marzo de 2023. 
  57. ↑ Bond, David P. G.; Wignall, Paul B. (8 de abril de 2016). "Latitudinal selectivity of foraminifer extinctions during the late Guadalupian crisis". Paleobiology 35 (4): 465–483. doi:10.1666/0094-8373-35.4.465. Consultado o 23 de marzo de 2023. 
  58. ↑ Clapham, Matthew E. (24 de febreiro de 2015). "Ecological consequences of the Guadalupian extinction and its role in the brachiopod-mollusk transition". Paleobiology 41 (2): 266–279. doi:10.1017/pab.2014.15. Consultado o 20 de febreiro de 2023. 
  59. ↑ Wang, X.; Foster, W. J.; Yan, J.; Li, A.; Mutti, M. (setembro de 2019). "Delayed recovery of metazoan reefs on the Laibin-Heshan platform margin following the Middle Permian (Capitanian) mass extinction". Global and Planetary Change 180: 1–15. Bibcode:2019GPC...180....1W. doi:10.1016/j.gloplacha.2019.05.005. Consultado o 6 de xaneiro de 2023. 
  60. ↑ J. Fröbisch (novembro de 2008). "Global Taxonomic Diversity of Anomodonts (Tetrapoda, Therapsida) and the Terrestrial Rock Record Across the Permian-Triassic Boundary". PLOS ONE 3 (11): e3733. Bibcode:2008PLoSO...3.3733F. PMC 2581439. PMID 19011684. doi:10.1371/journal.pone.0003733. 
  61. ↑ Shen, Shu-zhong; Cao, Chang-qun; Zhang, Hua; Bowring, Samuel A.; Henderson, Charles M.; Payne, Jonathan L.; Davydov, Vladimir I.; Chen, Bo; Yuan, Dong-xun; Zhang, Yi-zhun; Wang, Wei; Zheng, Quan-feng (1 de agosto de 2013). "High-resolution δ13Ccarb chemostratigraphy from latest Guadalupian through earliest Triassic in South China and Iran". Earth and Planetary Science Letters 375: 156–165. Bibcode:2013E&PSL.375..156S. doi:10.1016/j.epsl.2013.05.020. Consultado o 13 de xaneiro de 2023. 
  62. ↑ Ling, Kunyue; Wen, Hanjie; Grasby, Stephen E.; Zhao, Haonan; Deng, Changzhou; Yin, Runsheng (5 de febreiro de 2023). "The Emeishan large igneous province eruption triggered coastal perturbations and the Capitanian mass extinction: Insights from mercury in Permian bauxite beds". Chemical Geology 617: 121243. doi:10.1016/j.chemgeo.2022.121243. Consultado o 14 de marzo de 2023. 
  63. ↑ Arefifard, Sakineh; Payne, Jonathan L. (15 de xullo de 2020). "End-Guadalupian extinction of larger fusulinids in central Iran and implications for the global biotic crisis". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 550: 109743. Bibcode:2020PPP...550j9743A. doi:10.1016/j.palaeo.2020.109743. Consultado o 5 de novembro de 2022. 
  64. ↑ He, Bin; Xu, Yi-Gang; Huang, Xiao-Long; Luo, Zhen-Yu; Shi, Yu-Ruo; Yun, Qi-Jun; Yu, Song-Yue (30 de marzo de 2007). "Age and duration of the Emeishan flood volcanism, SW China: Geochemistry and SHRIMP zircon U–Pb dating of silicic ignimbrites, post-volcanic Xuanwei Formation and clay tuff at the Chaotian section". Earth and Planetary Science Letters 255 (3–4): 306–323. doi:10.1016/j.epsl.2006.12.021. Consultado o 15 de agosto de 2023. 
  65. ↑ Huang, Hu; Cawood, Peter A.; Hou, Ming-Cai; Yang, Jiang-Hai; Ni, Shi-Jun; Du, Yuan-Sheng; Yan, Zhao-Kun; Wang, Jun (1 de novembro de 2016). "Silicic ash beds bracket Emeishan Large Igneous province to < 1 m.y. at ~ 260 Ma". Lithos 264: 17–27. doi:10.1016/j.lithos.2016.08.013. Consultado o 15 de agosto de 2023. 
  66. ↑ 66,0 66,1 Jerram, Dougal A.; Widdowson, Mike; Wignall, Paul B.; Sun, Yadong; Lai, Xulong; Bond, David P. G.; Torsvik, Trond H. (1 de xaneiro de 2016). "Submarine palaeoenvironments during Emeishan flood basalt volcanism, SW China: Implications for plume–lithosphere interaction during the Capitanian, Middle Permian ('end Guadalupian') extinction event". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 441: 65–73. Bibcode:2016PPP...441...65J. doi:10.1016/j.palaeo.2015.06.009. Consultado o 19 de decembro de 2022. 
  67. ↑ Grasby, Stephen E.; Beauchamp, Benoit; Bond, David P. G.; Wignall, Paul B.; Sanei, Hamed (2016). "Mercury anomalies associated with three extinction events (Capitanian Crisis, Latest Permian Extinction and the Smithian/Spathian Extinction) in NW Pangea". Geological Magazine 153 (2): 285–297. Bibcode:2016GeoM..153..285G. doi:10.1017/S0016756815000436. Consultado o 16 de setembro de 2022. 
  68. ↑ Freydlin, Julie (16 de xullo de 2015). "Brachiopod die-off signaled mid-Permian mass extinction". Earth Magazine. 
  69. ↑ Ling, Kunyue; Wen, Hanjie; Grasby, Stephen E.; Zhao, Haonan; Deng, Changzhou; Yin, Runsheng (5 de febreiro de 2023). "The Emeishan large igneous province eruption triggered coastal perturbations and the Capitanian mass extinction: Insights from mercury in Permian bauxite beds". Chemical Geology 617: 121243. doi:10.1016/j.chemgeo.2022.121243. Consultado o 18 de abril de 2023. 
  70. ↑ Kaiho, Kunio; Grasby, Stephen E.; Chen, Zhong-Qiang (15 maio de 2023). "High-temperature combustion event spanning the Guadalupian−Lopingian boundary terminated by soil erosion". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 618: 111518. doi:10.1016/j.palaeo.2023.111518. Consultado o 20 de abril de 2023. 
  71. ↑ Jiang, Qiang; Jourdan, Fred; Olierook, Hugo K. H.; Merle, Renaud E.; Bourdet, Julien; Fougerouse, Denis; Godel, Belinda; Walker, Alex T. (25 de xullo 2022). "Volume and rate of volcanic CO2 emissions governed the severity of past environmental crises". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 119 (31): e2202039119. Bibcode:2022PNAS..11902039J. PMC 9351498. PMID 35878029. doi:10.1073/pnas.2202039119. 
  72. ↑ Wang, Wen-qian; Zheng, Feifei; Zhang, Shuang; Cui, Ying; Zheng, Quan-feng; Zhang, Yi-chun; Chang, Dong-xun; Zhang, Hua; Xu, Yi-gang; Shen, Shu-zhong (15 de xaneiro de 2023). "Ecosystem responses of two Permian biocrises modulated by CO2 emission rates". Earth and Planetary Science Letters 602: 117940. Bibcode:2023E&PSL.60217940W. doi:10.1016/j.epsl.2022.117940. Consultado o 30 de xaneiro de 2023. 
  73. ↑ Retallack, Gregory J.; Jahren, A. Hope (1 de outubro 2007). "Methane Release from Igneous Intrusion of Coal during Late Permian Extinction Events". The Journal of Geology 116 (1): 1–20. doi:10.1086/524120. Consultado o 30 de setembro de 2022. 
  74. ↑ Sheldon, Nathan D.; Chakrabarti, Ramananda; Retallack, Gregory J.; Smith, Roger M. H. (20 de febreiro de 2014). "Contrasting geochemical signatures on land from the Middle and Late Permian extinction events". Sedimentology 61 (6): 1812–1829. doi:10.1111/sed.12117. hdl:2027.42/108696. Consultado o 23 de decembro de 2022. 
  75. ↑ 75,0 75,1 Bond, David P. G.; Wignall, Paul B.; Grasby, Stephen E. (30 de agosto de 2019). "The Capitanian (Guadalupian, Middle Permian) mass extinction in NW Pangea (Borup Fiord, Arctic Canada): A global crisis driven by volcanism and anoxia". Geological Society of America Bulletin 132 (5–6): 931–942. doi:10.1130/B35281.1. Consultado o 29 de novembro de 2022. 
  76. ↑ Song, Huyue; Algeo, Thomas J.; Song, Haijun; Tong, Jinnan; Wignall, Paul B.; Bond, David P. G.; Zheng, Wang; Chen, Xinming; Romaniello, Stephen J.; Wei, Hengye; Anbar, Ariel D. (15 de maio de 2023). "Global oceanic anoxia linked with the Capitanian (Middle Permian) marine mass extinction". Earth and Planetary Science Letters 610: 118128. doi:10.1016/j.epsl.2023.118128. Consultado o 21 de abril de 2023. 
  77. ↑ Zhang, Bolin; Wignall, Paul B.; Yao, Suping; Hu, Wenxuan; Liu, Biao (xaneiro de 2021). "Collapsed upwelling and intensified euxinia in response to climate warming during the Capitanian (Middle Permian) mass extinction". Gondwana Research 89: 31–46. Bibcode:2021GondR..89...31Z. doi:10.1016/j.gr.2020.09.003. Consultado o 30 de setembro de 2022. 
  78. ↑ Zhang, Bolin; Yao, Suping; Hu, Wenxuan; Ding, Hai; Liu, Bao; Ren, Yongle (1 de outubro de 2019). "Development of a high-productivity and anoxic-euxinic condition during the late Guadalupian in the Lower Yangtze region: Implications for the mid-Capitanian extinction event". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 531: 108630. doi:10.1016/j.palaeo.2018.01.021. Consultado o 7 de novembro de 2022. 
  79. ↑ Saitoh, Masafumi; Isozaki, Yukio; Ueno, Yuichiro; Yoshida, Naohiro; Yao, Jianxin; Ji, Zhansheng (maio de 2013). "Middle–Upper Permian carbon isotope stratigraphy at Chaotian, South China: Pre-extinction multiple upwelling of oxygen-depleted water onto continental shelf". Journal of Asian Earth Sciences. 67-68: 51–62. Bibcode:2013JAESc..67...51S. doi:10.1016/j.jseaes.2013.02.009. Consultado o 14 de xaneiro de 2023. 
  80. ↑ 80,0 80,1 80,2 80,3 Weidlich, O. (2002). "Permian reefs re-examined: extrinsic control mechanisms of gradual and abrupt changes during 40 my of reef evolution". Geobios 35 (1): 287–294. doi:10.1016/S0016-6995(02)00066-9. Consultado o 13 de xaneiro de 2023. 
  81. ↑ Chen, Fayao; Xue, Wuqiang; Yan, Jiaxin; Meng, Qi (19 de abril de 2021). "The implications of the giant bivalve family Alatoconchidae for the end-Guadalupian (Middle Permian) extinction event". Geological Journal 56 (2): 6073–6087. doi:10.1002/gj.4151. Consultado o 7 de novembro de 2022. 
  82. ↑ Buatois, Luis A.; Borruel-Abadía, Violeta; De la Horra, Raúl; Galán-Abellán, Ana Belén; López-Gómez, José; Barrenechea, José F.; Arche, Alfredo (25 de marzo de 2021). "Impact of Permian mass extinctions on continental invertebrate infauna". Terra Nova 33 (5): 455–464. Bibcode:2021TeNov..33..455B. doi:10.1111/ter.12530. Consultado o 23 de decembro de 2022. 
  83. ↑ Jost, Adam B.; Mundil, Roland; He, Bin; Brown, Shaun T.; Altiner, Demir; Sun, Yadong; DePaolo, Donald J.; Payne, Jonathan L. (15 de xuño de 2014). "Constraining the cause of the end-Guadalupian extinction with coupled records of carbon and calcium isotopes". Earth and Planetary Science Letters 396: 201–212. Bibcode:2014E&PSL.396..201J. doi:10.1016/j.epsl.2014.04.014. Consultado o 12 de xaneiro de 2023. 
  84. ↑ 84,0 84,1 Kévin Rey; Michael O. Day; Romain Amiot; Jean Goedert; Christophe Lécuyer; Judith Sealy; Bruce S. Rubidge (xullo de 2018). "Stable isotope record implicates aridification without warming during the late Capitanian mass extinction". Gondwana Research 59: 1–8. Bibcode:2018GondR..59....1R. doi:10.1016/j.gr.2018.02.017. Consultado o 18 de marzo de 2023. 
  85. ↑ Day, Michael O.; Rubidge, Bruce S. (18 de febreiro de 2021). "The Late Capitanian Mass Extinction of Terrestrial Vertebrates in the Karoo Basin of South Africa". Frontiers in Earth Science 9: 15. Bibcode:2021FrEaS...9...15D. doi:10.3389/feart.2021.631198. 
  86. ↑ Hallam, A.; Wignall, Paul B. (decembro de 1999). "Mass extinctions and sea-level changes". Earth-Science Reviews 48 (4): 217–250. Bibcode:1999ESRv...48..217H. doi:10.1016/S0012-8252(99)00055-0. Consultado o 13 de xaneiro de 2023. 
  87. ↑ Saitoh, Masamufi; Isozaki, Yukio; Yao, Jianxin; Ji, Zhansheng; Ueno, Yuichiro; Yoshida, Naohiro (xuño de 2015). "The appearance of an oxygen-depleted condition on the Capitanian disphotic slope/basin in South China: Middle–Upper Permian stratigraphy at Chaotian in northern Sichuan". Global and Planetary Change 105: 180–192. doi:10.1016/j.gloplacha.2012.01.002. Consultado o 13 de xaneiro de 2023. 
  88. ↑ Shu-Zhong, Shen; Shi, G. R. (8 de abril de 2016). "Paleobiogeographical extinction patterns of Permian brachiopods in the Asian–western Pacific region". Paleobiology 28 (4): 449–463. JSTOR 3595495. doi:10.1666/0094-8373(2002)028<0449:PEPOPB>2.0.CO;2. 

Strategi Solo vs Squad di Free Fire: Cara Menang Mudah!