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Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno

Cambio climático durante los últimos 65 millones de años expresado por la composición isotópica del oxígeno de los foraminíferos bentónicos. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (TMPE) se caracteriza por una breve pero importante excursión, atribuida al rápido calentamiento. Nótese que la excursión está subestimada en este gráfico debido al suavizado de los datos.

El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno ( PETM ), también conocido como " máximo térmico del Eoceno 1 (ETM1) " y anteriormente como " Eoceno inicial " o " máximo térmico del Paleoceno tardío ", fue un intervalo de tiempo geológicamente breve caracterizado por un aumento de la temperatura media global de 5-8 °C y una entrada masiva de carbono en el océano y la atmósfera. [1] [2] El evento comenzó, ahora formalmente codificado, en el límite temporal preciso entre las épocas geológicas del Paleoceno y el Eoceno . [3] La edad exacta y la duración del PETM siguen siendo inciertas, pero ocurrió hace unos 55,8 millones de años (Ma) y duró unos 200 mil años (Ka). [4] [5]

Se podría decir que el PETM representa nuestro mejor análogo del pasado para entender cómo funcionan el calentamiento global y el ciclo del carbono en un mundo de efecto invernadero. [2] [6] [7] El intervalo de tiempo está marcado por una excursión negativa prominente en los registros de isótopos estables de carbono ( δ 13 C ) de todo el mundo; más específicamente, se ha encontrado y correlacionado una gran disminución en la relación 13 C/ 12 C de carbonatos marinos y terrestres y carbono orgánico en cientos de lugares. [2] [8] [9] La magnitud y el momento de la excursión del PETM ( δ 13 C ), que dan testimonio de la masiva liberación de carbono en el pasado a nuestro océano y atmósfera, y la fuente de este carbono siguen siendo temas de considerable investigación geocientífica actual.

Lo que ha quedado claro en las últimas décadas: las secciones estratigráficas a lo largo del PETM revelan numerosos cambios más allá del calentamiento y la emisión de carbono. [2] En consonancia con un límite de época, los registros fósiles de muchos organismos muestran importantes cambios. En el reino marino, una extinción masiva de foraminíferos bentónicos , una expansión global de dinoflagelados subtropicales y una aparición de foraminíferos planctónicos y de excursión y nanofósiles calcáreos ocurrieron durante las etapas iniciales del PETM. En tierra, los órdenes de mamíferos modernos (incluidos los primates ) aparecen repentinamente en Europa y América del Norte. [10]

Configuración

La configuración de los océanos y continentes era algo diferente durante el Paleógeno temprano en relación con la actualidad. El istmo de Panamá aún no conectaba América del Norte con América del Sur , y esto permitía una circulación directa en latitudes bajas entre los océanos Pacífico y Atlántico . El paso de Drake , que ahora separa América del Sur y la Antártida , estaba cerrado, y esto quizás impidió el aislamiento térmico de la Antártida. El Ártico también estaba más restringido. Aunque varios indicadores de las concentraciones atmosféricas de CO 2 pasadas a lo largo del Cenozoico no concuerdan en términos absolutos, todos sugieren que los niveles en el Paleógeno temprano antes y después del PETM eran mucho más altos que en la actualidad. En cualquier caso, no existían capas de hielo terrestres significativas ni hielo marino durante el Paleoceno tardío hasta el Eoceno temprano [13].

Las temperaturas de la superficie terrestre aumentaron gradualmente alrededor de 6 °C desde finales del Paleoceno hasta principios del Eoceno. [13] Superpuestos a este calentamiento gradual de largo plazo hubo al menos tres (y probablemente más) "hipertermales". Estos pueden definirse como eventos geológicamente breves (<200.000 años) caracterizados por un rápido calentamiento global, cambios importantes en el medio ambiente y una adición masiva de carbono. Aunque no fue el primero dentro del Cenozoico , [14] el PETM fue el más extremo de estos hipertermales. Otro hipertermal ocurrió claramente aproximadamente hace 53,7 Ma, y ahora se llama ETM-2 (también conocido como H-1, o el evento Elmo). Sin embargo, probablemente ocurrieron hipertermales adicionales aproximadamente hace 53,6 Ma (H-2), 53,3 (I-1), 53,2 (I-2) y 52,8 Ma (llamado informalmente K, X o ETM-3). [15] El número, la nomenclatura, las edades absolutas y el impacto global relativo de los fenómenos hipertermales del Eoceno son fuente de considerable investigación actual. Si sólo ocurrieron durante el calentamiento a largo plazo y si están relacionados causalmente con eventos aparentemente similares en intervalos más antiguos del registro geológico (por ejemplo, el recambio del Toarciense del Jurásico ) son cuestiones abiertas.

Calentamiento global

Un registro apilado de temperaturas y volumen de hielo en el océano profundo durante los períodos Mesozoico y Cenozoico.
LPTM: máximo térmico del Paleoceno-Eoceno.
OAE: eventos anóxicos oceánicos.
MME: evento de mediados del Maastrichtiano.

Un estudio de 2020 estimó la temperatura superficial media global (GMST) con un 66% de confianza durante el último Paleoceno (c. 57 Ma) como 22,3–28,3 °C (72,1–82,9 °F), el PETM (56 Ma) como 27,2–34,5 °C (81,0–94,1 °F) y el óptimo climático del Eoceno temprano (EECO) (53,3 a 49,1 Ma) como 23,2–29,7 °C (73,8–85,5 °F). [16] Las estimaciones de la cantidad de aumento de la temperatura global promedio al comienzo del PETM varían de aproximadamente 3 a 6 °C [17] a entre 5 y 8 °C. [2] Este calentamiento se superpuso al calentamiento "a largo plazo" del Paleógeno temprano y se basa en varias líneas de evidencia. Hay una excursión negativa prominente (>1 ‰ ) en el δ 18 O de las conchas de foraminíferos, tanto de las formadas en aguas superficiales como profundas del océano. Debido a que había poco o ningún hielo polar en el Paleógeno temprano, el cambio en el δ 18 OMuy probablemente significa un aumento en la temperatura del océano. [18] El aumento de temperatura también está respaldado por la propagación de taxones amantes del calor a latitudes más altas, [19] cambios en la forma y el tamaño de las hojas de las plantas, [20] las proporciones Mg/Ca de los foraminíferos, [17] y las proporciones de ciertos compuestos orgánicos , como TEX H 86. [21 ]

Los datos indirectos de Espluga de Llobregat, en el noreste de España, muestran un rápido aumento de la temperatura de +8 °C, de acuerdo con los registros regionales existentes de entornos marinos y terrestres. [22] El sur de California tuvo una temperatura media anual de aproximadamente 17 °C ± 4,4 °C. [23] En la Antártida, al menos una parte del año registró temperaturas mínimas de 15 °C. [24]

Los valores TEX H 86 indican que la temperatura superficial del mar (TSM) promedio alcanzó más de 36 °C (97 °F) en los trópicos durante el PETM, suficiente para causar estrés térmico incluso en organismos resistentes al estrés térmico extremo, como los dinoflagelados, de los cuales un número significativo de especies se extinguieron. [21] Las proporciones de isótopos de oxígeno de Tanzania sugieren que las TSM tropicales pueden haber sido incluso más altas, superando los 40 °C. [25] El sitio 1209 del Programa de Perforación Oceánica del Pacífico occidental tropical muestra un aumento en la TSM de 34 °C antes del PETM a ~40 °C. [26] Los registros de Mg/Ca del Océano Índico de baja latitud muestran que el agua de mar a todas las profundidades se calentó en ~4-5 °C. [27] En el Océano Pacífico, las TSM tropicales aumentaron alrededor de 4-5 °C. [28] Los valores TEX L 86 de depósitos en Nueva Zelanda, entonces ubicados entre 50°S y 60°S en el suroeste del Pacífico, [29] indican SSTs de 26 °C (79 °F) a 28 °C (82 °F), un aumento de más de 10 °C (18 °F) de un promedio de 13 °C (55 °F) a 16 °C (61 °F) en el límite entre el Selandiano y el Thanetiano . [30] El calor extremo del suroeste del Pacífico se extendió hasta el Golfo Australo-Antártico. [31] Las muestras de núcleos de sedimentos de la meseta de Tasmania Oriental , entonces ubicada a una paleolatitud de ~65 °S, muestran un aumento en las SSTs de ~26 °C a ~33 °C durante el PETM. [32] En el Mar del Norte, las SSTs aumentaron 10 °C, alcanzando máximos de ~33 °C. [33]

Ciertamente, el océano Ártico central estaba libre de hielo antes, durante y después del PETM. Esto se puede determinar a partir de la composición de los núcleos de sedimentos recuperados durante la Arctic Coring Expedition (ACEX) a 87°N en la dorsal de Lomonosov . [34] Además, las temperaturas aumentaron durante el PETM, como lo indica la breve presencia de dinoflagelados subtropicales, [35] y un marcado aumento en TEX 86. [36] Sin embargo, el último registro es intrigante, porque sugiere un aumento de 6 °C (11 °F) de ~17 °C (63 °F) antes del PETM a ~23 °C (73 °F) durante el PETM. Suponiendo que el registro de TEX 86 refleje temperaturas de verano, todavía implica temperaturas mucho más cálidas en el Polo Norte en comparación con la actualidad, pero ninguna amplificación latitudinal significativa en relación con el tiempo circundante.

Las consideraciones anteriores son importantes porque, en muchas simulaciones de calentamiento global, las temperaturas en latitudes altas aumentan mucho más en los polos a través de una retroalimentación hielo-albedo . [37] Sin embargo, puede ser el caso de que durante el PETM, esta retroalimentación estuvo en gran parte ausente debido al hielo polar limitado, por lo que las temperaturas en el Ecuador y en los polos aumentaron de manera similar. Es notable la ausencia de un mayor calentamiento documentado en las regiones polares en comparación con otras regiones. Esto implica una retroalimentación hielo-albedo inexistente, lo que sugiere que no había hielo marino o terrestre presente en el Paleoceno tardío. [4]

Los límites precisos del aumento de la temperatura global durante el PETM y si esto varió significativamente con la latitud siguen siendo cuestiones abiertas. El isótopo de oxígeno y el Mg/Ca de las capas de carbonato precipitadas en las aguas superficiales del océano son mediciones comúnmente utilizadas para reconstruir la temperatura pasada; sin embargo, ambos indicadores de paleotemperatura pueden verse comprometidos en lugares de baja latitud, porque la recristalización del carbonato en el fondo marino arroja valores más bajos que cuando se formó. Por otro lado, estos y otros indicadores de temperatura (por ejemplo, TEX 86 ) se ven afectados en latitudes altas debido a la estacionalidad; es decir, el "registrador de temperatura" está sesgado hacia el verano, y por lo tanto hacia valores más altos, cuando se produjo la producción de carbonato y carbono orgánico.

Alteración del ciclo del carbono

Dos observaciones ofrecen evidencias claras de la adición masiva de carbono empobrecido en 13 C al comienzo del PETM. En primer lugar, una excursión negativa prominente en la composición isotópica del carbono ( δ 13 C) de fases que contienen carbono caracteriza al PETM en numerosas (>130) ubicaciones generalizadas de una variedad de entornos. [9] En segundo lugar, la disolución de carbonato marca el PETM en secciones de las profundidades marinas. [2]

La masa total de carbono inyectado al océano y a la atmósfera durante el PETM sigue siendo motivo de debate. En teoría, se puede estimar a partir de la magnitud de la excursión isotópica negativa del carbono (CIE), la cantidad de disolución de carbonato en el fondo marino o, idealmente, ambas. [38] [39] Sin embargo, el cambio en la δ 13 CLa disolución de carbonatos en el PETM depende de la ubicación y la fase que contiene carbono analizada. En algunos registros de carbonatos a granel, es de alrededor de 2‰ (por milésima); en algunos registros de carbonatos terrestres o materia orgánica supera el 6‰. [40] [41] [42] La disolución de carbonatos también varía a lo largo de diferentes cuencas oceánicas. Fue extrema en partes del norte y centro del océano Atlántico, pero mucho menos pronunciada en el océano Pacífico. Con la información disponible, las estimaciones de la adición de carbono varían de aproximadamente 2000 a 7000 gigatoneladas. [39] [43] [44]

Momento de la adición de carbono y el calentamiento

El momento del PETM δ 13 CLa excursión es de considerable interés. Esto se debe a que la duración total de la CIE, desde la rápida caída de δ 13 Ca través de la recuperación cercana a las condiciones iniciales , se relaciona con parámetros clave de nuestro ciclo global del carbono, y porque el inicio proporciona información sobre la fuente del CO 2 empobrecido en 13 C.

La duración total del CIE se puede estimar de varias maneras. El intervalo de sedimento icónico para examinar y datar el PETM es un núcleo recuperado en 1987 por el Programa de Perforación Oceánica en el Pozo 690B en Maud Rise en el Océano Atlántico Sur. En esta ubicación, el CIE del PETM, de principio a fin, abarca unos 2 m. Las restricciones de edad a largo plazo, a través de la bioestratigrafía y la magnetoestratigrafía , sugieren una tasa de sedimentación media del Paleógeno de unos 1,23 cm/1.000 años. Suponiendo una tasa de sedimentación constante, el evento completo, desde el inicio hasta la terminación, se estimó en 200.000 años. [8] Posteriormente, se observó que el CIE abarcó 10 u 11 ciclos sutiles en varias propiedades del sedimento, como el contenido de Fe. Suponiendo que estos ciclos representan la precesión , Rohl et al. calcularon una edad similar pero ligeramente más larga. 2000. Si una cantidad masiva de CO2 pobre en carbono 13 se inyecta rápidamente en el océano o la atmósfera modernos y se proyecta hacia el futuro, se produce una CIE de ~200.000 años debido a la lenta eliminación a través de entradas de estado casi estable (meteorización y vulcanismo) y salidas (carbonato y materia orgánica) de carbono. [45] Un estudio diferente, basado en una cronología orbital revisada y datos de núcleos de sedimentos en el Atlántico Sur y el Océano Austral, calculó una duración ligeramente más corta de unos 170.000 años. [46]

Se estima que la duración del CIE será de unos 200.000 años a partir de modelos del ciclo global del carbono. [47]

Las limitaciones de edad en varios sitios de aguas profundas se han examinado de forma independiente utilizando contenidos de 3He , suponiendo que el flujo de este nucleido cosmogénico es aproximadamente constante durante períodos de tiempo cortos. Este enfoque también sugiere un inicio rápido para el CIE del PETM (<20.000 años). Sin embargo, los registros de 3He respaldan una recuperación más rápida a condiciones cercanas a las iniciales (<100.000 años) de lo previsto por el lavado a través de entradas de meteorización y salidas de carbonato y materia orgánica. [48]

Hay otras evidencias que sugieren que el calentamiento fue anterior al δ 13 Cexcursión de unos 3.000 años. [49]

Algunos autores han sugerido que la magnitud de la CIE puede estar subestimada debido a procesos locales en muchos sitios que causan que una gran proporción de sedimentos alóctonos se acumulen en sus rocas sedimentarias, contaminando y compensando los valores isotópicos derivados de ellos. [50] La degradación de materia orgánica por microbios también se ha implicado como una fuente de sesgo en las proporciones isotópicas de carbono en la materia orgánica a granel. [51]

Efectos

Precipitación

Helechos flotantes Azolla , los fósiles de este género indican un clima subtropical en el Polo Norte

El clima también se habría vuelto mucho más húmedo, con el aumento de las tasas de evaporación alcanzando su pico en los trópicos. Los isótopos de deuterio revelan que mucha más de esta humedad fue transportada hacia los polos de lo normal. [52] El clima cálido habría predominado tan al norte como la cuenca polar. Los hallazgos de fósiles de helechos flotantes Azolla en las regiones polares indican temperaturas subtropicales en los polos. [53] China central durante el PETM albergaba densos bosques subtropicales como resultado del aumento significativo de las tasas de precipitación en la región, con temperaturas promedio entre 21 °C y 24 °C y una precipitación media anual que oscilaba entre 1.396 y 1.997 mm. [54] También se evidencia una precipitación muy alta en la Formación de esquisto de Cambay de la India por la deposición de gruesas vetas ligníticas como consecuencia del aumento de la erosión del suelo y el enterramiento de materia orgánica. [55] Las tasas de precipitación en el Mar del Norte también se dispararon durante el PETM. [56] En Cap d'Ailly, en la actual Normandía , se produjo un período seco transitorio justo antes del CIE negativo, después del cual predominaron condiciones mucho más húmedas, y el entorno local pasó de ser un pantano cerrado a un pantano abierto y eutrófico con frecuentes floraciones de algas. [57] Los patrones de precipitación se volvieron muy inestables a lo largo de la Plataforma de Nueva Jersey . [58] Sin embargo, en el interior de las Montañas Rocosas, la precipitación disminuyó localmente, [59] a medida que el interior de América del Norte se volvió más árido estacionalmente. [60] El secado del oeste de América del Norte se explica por el desplazamiento hacia el norte de los chorros de bajo nivel y los ríos atmosféricos. [61] Los sitios del este de África muestran evidencia de aridez marcada por episodios estacionales de potentes precipitaciones, lo que revela que el clima global durante el PETM no fue universalmente húmedo. [62] La evidencia de Forada en el noreste de Italia sugiere que los intervalos climáticos áridos y húmedos se alternaron a lo largo del PETM concomitantemente con ciclos precesionales en latitudes medias, y que, en general, la precipitación neta sobre el océano Tetis en el centro-oeste disminuyó. [63]

Océano

La cantidad de agua dulce en el océano Ártico aumentó, en parte debido a los patrones de precipitaciones del hemisferio norte , impulsados ​​por las migraciones de las tormentas hacia los polos en condiciones de calentamiento global. [52] El flujo de agua dulce que ingresa a los océanos aumentó drásticamente durante el PETM y continuó durante un tiempo después de su finalización. [64]

Anoxemia

El PETM generó el único evento anóxico oceánico (OAE) del Cenozoico. [65] El agotamiento del oxígeno se logró mediante una combinación de temperaturas elevadas del agua de mar, estratificación de la columna de agua y oxidación del metano liberado de los clatratos submarinos. [66] En partes de los océanos, especialmente el Océano Atlántico Norte, no hubo bioturbación . Esto puede deberse a la anoxia del agua del fondo o a los patrones cambiantes de circulación oceánica que cambiaron las temperaturas del agua del fondo. [43] Sin embargo, muchas cuencas oceánicas permanecieron bioturbadas durante el PETM. [67] Las proporciones de yodo a calcio sugieren que las zonas de mínimo oxígeno en los océanos se expandieron verticalmente y posiblemente también lateralmente. [68] La anoxia de la columna de agua y la euxinia fueron más frecuentes en cuencas oceánicas restringidas, como los océanos Ártico y Tetis. [69] Euxinia también afectó a la cuenca epicontinental del Mar del Norte, [70] como lo demuestran los aumentos en las concentraciones sedimentarias de uranio , molibdeno , azufre y pirita , [71] junto con la presencia de isorenieratane ligado al azufre. [70] La llanura costera del Golfo también se vio afectada por Euxinia. [72]

Es posible que durante las primeras etapas del PETM, la anoxia haya ayudado a desacelerar el calentamiento a través de la reducción de carbono mediante el enterramiento de materia orgánica. [73] [74] Una pronunciada excursión negativa del isótopo de litio tanto en los carbonatos marinos como en los aportes de meteorización local sugiere que las tasas de meteorización y erosión aumentaron durante el PETM, generando un aumento en el enterramiento de carbono orgánico, que actuó como una retroalimentación negativa sobre el severo calentamiento global del PETM. [75]

Nivel del mar

Junto con la falta global de hielo, el nivel del mar habría aumentado debido a la expansión térmica. Prueba de ello se puede encontrar en los cambiantes conjuntos de palinomorfos del océano Ártico, que reflejan una disminución relativa de la materia orgánica terrestre en comparación con la materia orgánica marina. [36] Una transgresión marina significativa tuvo lugar en el subcontinente indio. [76] En el mar de Tarim, el nivel del mar aumentó entre 20 y 50 metros. [77]

Corrientes

Al comienzo del PETM, los patrones de circulación oceánica cambiaron radicalmente en el transcurso de menos de 5.000 años. Las direcciones de las corrientes a escala global se invirtieron debido a un cambio en la circulación del hemisferio sur al hemisferio norte. Este flujo "hacia atrás" persistió durante 40.000 años. Tal cambio transportaría agua caliente a los océanos profundos, lo que aumentaría aún más el calentamiento. [78] La importante renovación biótica entre los foraminíferos bentónicos se ha citado como evidencia de un cambio significativo en la circulación de aguas profundas. [79]

Acidificación

Durante el PETM se produjo una acidificación de los océanos [80] que hizo que la profundidad de compensación de calcita se redujera [81] . La lisoclina marca la profundidad a la que el carbonato empieza a disolverse (por encima de la lisoclina, el carbonato está sobresaturado): hoy en día, está a unos 4 km, comparable a la profundidad media de los océanos. Esta profundidad depende (entre otras cosas) de la temperatura y de la cantidad de CO2 disuelto en el océano. La adición de CO2 inicialmente eleva la lisoclina, lo que da lugar a la disolución de los carbonatos de aguas profundas. Esta acidificación de aguas profundas se puede observar en los núcleos oceánicos, que muestran (donde la bioturbación no ha destruido la señal) un cambio abrupto de lodo carbonatado gris a arcillas rojas (seguido de una gradación gradual de vuelta a gris). Es mucho más pronunciada en los núcleos del Atlántico Norte que en otros lugares, lo que sugiere que la acidificación estaba más concentrada aquí, relacionada con un mayor aumento del nivel de la lisoclina. Las aguas corrosivas pueden haberse derramado luego a otras regiones del océano mundial desde el Atlántico Norte. Las simulaciones de modelos muestran una acumulación de agua ácida en el Atlántico Norte profundo al comienzo del evento. La acidificación de las aguas profundas y la posterior propagación desde el Atlántico Norte pueden explicar las variaciones espaciales en la disolución de carbonato. [82] En partes del Atlántico sudoriental, la lisoclina aumentó 2 km en solo unos pocos miles de años. [67] La ​​evidencia del océano Pacífico tropical sugiere una disminución mínima de la lisoclina de alrededor de 500 m en el momento de este fenómeno hipertermal. [83] La acidificación puede haber aumentado la eficiencia del transporte de agua de la zona fótica a las profundidades del océano, actuando así parcialmente como una retroalimentación negativa que retrasó la tasa de acumulación de dióxido de carbono atmosférico. [84] Además, la biocalcificación disminuida inhibió la eliminación de la alcalinidad del océano profundo, lo que provocó un exceso de deposición de carbonato de calcio una vez que se reanudó la producción neta de carbonato de calcio, lo que ayudó a restaurar el océano a su estado anterior al PETM. [85] Como consecuencia de las floraciones de cocolitofóridos posibilitadas por una mayor escorrentía, el carbonato se eliminó del agua de mar a medida que la Tierra se recuperaba de la excursión de isótopos de carbono negativos, actuando así para mejorar la acidificación de los océanos. [86]

Vida

Magnetita estequiométrica ( Fe
3Oh
4) se obtuvieron de sedimentos marinos de la era PETM. El estudio de 2008 encontró morfologías de cristales de prisma alargado y punta de lanza, considerados diferentes a cualquier cristal de magnetita informado previamente, y son potencialmente de origen biogénico . [87] Estos cristales de magnetita biogénicos muestran un gigantismo único y probablemente son de origen acuático. El estudio sugiere que el desarrollo de zonas subóxicas gruesas con alta biodisponibilidad de hierro, resultado de cambios dramáticos en las tasas de meteorización y sedimentación, impulsó la diversificación de los organismos formadores de magnetita, probablemente incluidos los eucariotas. [88] Las magnetitas biogénicas en animales tienen un papel crucial en la navegación del campo geomagnético. [89]

Océano

El PETM está acompañado de cambios significativos en la diversidad de nanofósiles calcáreos y foraminíferos bentónicos y planctónicos. [90] Una extinción masiva del 35-50% de los foraminíferos bentónicos (especialmente en aguas más profundas) ocurrió en el transcurso de ~1,000 años, con el grupo sufriendo más durante el PETM que durante la extinción KT que mató a los dinosaurios . [91] [92] [93] Al inicio del PETM, la diversidad de foraminíferos bentónicos cayó un 30% en el Océano Pacífico, [94] mientras que en Zumaia en lo que ahora es España, el 55% de los foraminíferos bentónicos se extinguieron en el transcurso del PETM, [95] aunque esta disminución no fue omnipresente en todos los sitios; los carbonatos de la plataforma del Himalaya no muestran cambios importantes en los conjuntos de grandes foraminíferos bentónicos al inicio del PETM; Su declive se produjo hacia el final del evento. [96] Una disminución en la diversidad y la migración lejos de los trópicos opresivamente cálidos indica que los foraminíferos planctónicos también se vieron afectados negativamente. [97] El efecto Lilliput se observa en foraminíferos de aguas poco profundas, [98] posiblemente como una respuesta a la disminución de la densidad del agua superficial o la disminución de la disponibilidad de nutrientes. [99] El género de nanoplancton Fasciculithus se extinguió, [100] muy probablemente como resultado del aumento de la oligotrofia del agua superficial; [101] los géneros Sphenolithus , Zygrhablithus , Octolithus también sufrieron gravemente. [102]

Las muestras del Atlántico tropical muestran que, en general, la abundancia de dinoquistes disminuyó drásticamente. [103] Por el contrario, los dinoflagelados termófilos florecieron, [104] particularmente Apectodinium . [105] [106] [107] Este pico en la abundancia de Apectodinium se utiliza como un marcador bioestratigráfico que define el PETM. [108] La aptitud de Apectodinium homomorphum se mantuvo constante durante el PETM mientras que la de otros disminuyó. [109]

Los corales coloniales, sensibles al aumento de las temperaturas, disminuyeron durante el PETM, siendo reemplazados por foraminíferos bentónicos más grandes. [110] Los corales aragoníticos se vieron muy obstaculizados en su capacidad de crecer por la acidificación del océano y la eutrofización en las aguas superficiales. [111] En general, la capacidad de construcción de la estructura de los corales se vio muy disminuida. [112]

Las extinciones en aguas profundas son difíciles de explicar, porque muchas especies de foraminíferos bentónicos en las profundidades marinas son cosmopolitas y pueden encontrar refugios contra la extinción local. [113] Las hipótesis generales como una reducción relacionada con la temperatura en la disponibilidad de oxígeno o un aumento de la corrosión debido a aguas profundas subsaturadas de carbonato son insuficientes como explicaciones. La acidificación también puede haber jugado un papel en la extinción de los foraminíferos calcificantes, y las temperaturas más altas habrían aumentado las tasas metabólicas, exigiendo así un mayor suministro de alimentos. Tal mayor suministro de alimentos podría no haberse materializado porque el calentamiento y el aumento de la estratificación del océano podrían haber llevado a una disminución de la productividad, [114] junto con un aumento de la remineralización de la materia orgánica en la columna de agua antes de que alcanzara a los foraminíferos bentónicos en el fondo marino. [115] El único factor de extensión global fue un aumento de la temperatura. Las extinciones regionales en el Atlántico Norte pueden atribuirse al aumento de la anoxia en aguas profundas, que podría deberse a la desaceleración de las corrientes oceánicas o a la liberación y rápida oxidación de grandes cantidades de metano.

En aguas menos profundas, es innegable que el aumento de los niveles de CO2 da como resultado una disminución del pH oceánico , lo que tiene un profundo efecto negativo en los corales. [116] Los experimentos sugieren que también es muy perjudicial para el plancton calcificado. [117] Sin embargo, los ácidos fuertes utilizados para simular el aumento natural de la acidez que resultaría de las concentraciones elevadas de CO2 pueden haber dado resultados engañosos, y la evidencia más reciente es que los cocolitóforos ( al menos E. huxleyi ) se vuelven más , no menos, calcificados y abundantes en aguas ácidas. [118] Ningún cambio en la distribución del nanoplancton calcáreo, como los cocolitóforos, puede atribuirse a la acidificación durante el PETM. [118] La abundancia de nanoplancton calcáreo tampoco fue controlada por cambios en la acidez, y las variaciones locales en la disponibilidad de nutrientes y la temperatura desempeñaron un papel mucho más importante según un estudio. [119] Las tasas de extinción entre el nanoplancton calcáreo aumentaron, pero también lo hicieron las tasas de origen. [120] La acidificación condujo a una abundancia de algas muy calcificadas [101] y foraminíferos débilmente calcificados. [121] La especie de nanofósil calcáreo Neochiastozygus junctus prosperó; su éxito es atribuible a una mayor productividad superficial causada por una mayor escorrentía de nutrientes. [122] La eutrofización al inicio del PETM precipitó un declive entre los grandes foraminíferos estrategas K, aunque se recuperaron durante la oligotrofia posterior al PETM simultáneamente con la desaparición de los corales de baja latitud. [123]

Un estudio publicado en mayo de 2021 concluyó que los peces prosperaron en al menos algunas áreas tropicales durante el PETM, basándose en fósiles de peces descubiertos, incluido Mene maculata en Ras Gharib , Egipto. [124]

Tierra

Las condiciones de humedad provocaron la migración de los mamíferos asiáticos modernos hacia el norte, dependiendo de las zonas climáticas. Aún no se sabe con certeza cuándo y cuándo se produjo la migración. [22] Los animales terrestres sufrieron una mortalidad masiva debido a las floraciones de cianobacterias toxigénicas provocadas por el calor extremo. [125]

El aumento de la abundancia de mamíferos es intrigante. El aumento de las temperaturas globales puede haber promovido el enanismo [126] [127] [128] , lo que puede haber alentado la especiación. El enanismo importante ocurrió temprano en el PETM, y tuvo lugar un enanismo adicional durante la mitad del hipertermal. [10] El enanismo de varios linajes de mamíferos condujo a un mayor enanismo en otros mamíferos cuya reducción en el tamaño corporal no fue inducida directamente por el PETM. [129] Muchos clados de mamíferos importantes, incluidos los hienodontidos , los artiodáctilos , los perisodáctilos y los primates , aparecieron y se extendieron por todo el mundo entre 13.000 y 22.000 años después del inicio del PETM. [130] [126] [131]

La diversidad de la herbivoría de insectos, medida por la cantidad y diversidad de daños a las plantas causados ​​por insectos, aumentó durante el PETM en correlación con el calentamiento global. [132] El género de hormigas Gesomyrmex se extendió por Eurasia durante el PETM. [133] Al igual que con los mamíferos, se observa que los invertebrados que viven en el suelo han empequeñecido durante el PETM. [134]

El PETM se asocia a un cambio profundo en la vegetación terrestre en todo el mundo. En todas las regiones, las floras del Paleoceno tardío son muy distintas de las del PETM y del Eoceno temprano. [135] El Ártico pasó a estar dominado por palmeras y bosques de hoja ancha. [136]

Efectos geológicos

La deposición de sedimentos cambió significativamente en muchos afloramientos y en muchos núcleos de perforación que abarcan este intervalo de tiempo. [137] Durante el PETM, los sedimentos se enriquecen con caolinita de una fuente detrítica debido a la denudación (procesos iniciales como volcanes , terremotos y tectónica de placas ). [138] [139] [140] El aumento de las precipitaciones y la erosión mejorada de los suelos y sedimentos más antiguos ricos en caolinita pueden haber sido responsables de esto. [141] [142] [143] El aumento de la meteorización debido a la escorrentía mejorada formó un paleosuelo espeso enriquecido con nódulos de carbonato ( como Microcodium ), y esto sugiere un clima semiárido . [22] A diferencia de lo que ocurre durante los hipertermales menores y más graduales, la autigénesis de la glauconita se inhibió. [144]

Los efectos sedimentológicos del PETM se produjeron con retraso respecto de los cambios de isótopos de carbono. [145] En la cuenca de Tremp-Graus, en el norte de España, los sistemas fluviales crecieron y las tasas de deposición de sedimentos aluviales aumentaron con un retraso de alrededor de 3.800 años después del PETM. [146]

En algunas ubicaciones marinas (principalmente de aguas profundas), las tasas de sedimentación deben haber disminuido a lo largo del PETM, presumiblemente debido a la disolución de carbonato en el fondo marino; en otras ubicaciones (principalmente de aguas poco profundas), las tasas de sedimentación deben haber aumentado a lo largo del PETM, presumiblemente debido a una mayor entrega de material fluvial durante el evento. [147]

Posibles causas

Es difícil discriminar entre las diferentes causas posibles del PETM. Las temperaturas estaban aumentando globalmente a un ritmo constante, y se debe invocar un mecanismo para producir un pico instantáneo que puede haber sido acentuado o catalizado por una retroalimentación positiva (o activación de "puntos de inflexión" [148] ). La mayor ayuda para desentrañar estos factores proviene de una consideración del balance de masa de isótopos de carbono. Sabemos que todo el ciclo del carbono exógeno (es decir, el carbono contenido en los océanos y la atmósfera, que puede cambiar en escalas de tiempo cortas) sufrió una perturbación de entre el -0,2 % y el -0,3 % en δ 13 C., y al considerar las firmas isotópicas de otras reservas de carbono, se puede determinar qué masa de la reserva sería necesaria para producir este efecto. La suposición que sustenta este enfoque es que la masa de carbono exógeno era la misma en el Paleógeno que en la actualidad, algo que es muy difícil de confirmar.

Erupción de un gran campo de kimberlita

Aunque la causa del calentamiento inicial se ha atribuido a una inyección masiva de carbono (CO 2 y/o CH 4 ) a la atmósfera, la fuente del carbono aún está por encontrar. El emplazamiento de un gran cúmulo de chimeneas de kimberlita a ~56 Ma en la región de Lac de Gras en el norte de Canadá puede haber proporcionado el carbono que desencadenó el calentamiento temprano en forma de CO 2 magmático exuelto . Los cálculos indican que los 900–1.100 Pg [149] estimados de carbono necesarios para el calentamiento inicial de aproximadamente 3 °C del agua del océano asociado con el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno podrían haberse liberado durante el emplazamiento de un gran cúmulo de kimberlita. [150] La transferencia de agua cálida de la superficie del océano a profundidades intermedias llevó a la disociación térmica de los hidratos de metano del fondo marino, proporcionando el carbono isotópicamente empobrecido que produjo la excursión isotópica del carbono. Las edades coetáneas de otros dos cúmulos de kimberlita en el campo Lac de Gras y otros dos hipertermales del Cenozoico temprano indican que la desgasificación de CO 2 durante el emplazamiento de la kimberlita es una fuente plausible del CO 2 responsable de estos eventos repentinos de calentamiento global.

Actividad volcánica

Fotografía satelital de Ardnamurchan , con una forma circular claramente visible que corresponde a las "tuberías de un antiguo volcán".

Provincia ígnea del Atlántico Norte

Uno de los principales candidatos para la causa de las perturbaciones observadas en el ciclo del carbono y el calentamiento global es la actividad volcánica asociada con la Provincia Ígnea del Atlántico Norte (NAIP), [7] que se cree que liberó más de 10.000 gigatoneladas de carbono durante el PETM basándose en los valores relativamente pesados ​​isotópicamente de la adición inicial de carbono. [6] Las anomalías de mercurio durante el PETM apuntan a un vulcanismo masivo durante el evento. [151] Además de eso, los aumentos en ∆ 199 Hg muestran que el vulcanismo intenso fue concurrente con el comienzo del PETM. [152] Las anomalías isotópicas de osmio en sedimentos del Océano Ártico que datan del PETM se han interpretado como evidencia de una causa volcánica de esta hipertermia. [153]

Las intrusiones de magma caliente en sedimentos ricos en carbono pueden haber desencadenado la desgasificación de metano isotópicamente ligero en volúmenes suficientes para causar el calentamiento global y la anomalía isotópica observada. Esta hipótesis está documentada por la presencia de extensos complejos de umbrales intrusivos y complejos de respiraderos hidrotermales de miles de kilómetros de tamaño en cuencas sedimentarias en el margen medio noruego y al oeste de Shetland. [154] [155] [156] Este respiradero hidrotermal ocurrió a poca profundidad, lo que mejoró su capacidad para ventilar gases a la atmósfera e influir en el clima global. [157] Las erupciones volcánicas de gran magnitud pueden afectar el clima global, reduciendo la cantidad de radiación solar que llega a la superficie de la Tierra, bajando las temperaturas en la troposfera y cambiando los patrones de circulación atmosférica. La actividad volcánica a gran escala puede durar solo unos días, pero el derrame masivo de gases y cenizas puede influir en los patrones climáticos durante años. Los gases sulfúricos se convierten en aerosoles de sulfato, gotitas submicrónicas que contienen alrededor del 75 por ciento de ácido sulfúrico. Después de las erupciones, estas partículas de aerosol pueden permanecer hasta tres o cuatro años en la estratosfera. [158] Además, las fases de actividad volcánica podrían haber desencadenado la liberación de clatratos de metano y otros posibles ciclos de retroalimentación. [43] [6] [148] El vulcanismo del NAIP influyó en los cambios climáticos de la época no solo a través de la adición de gases de efecto invernadero, sino también al cambiar la batimetría del Atlántico Norte. [159] La conexión entre el Mar del Norte y el Atlántico Norte a través de la cuenca de las Islas Feroe y Shetland estaba severamente restringida, [160] [161] [162] al igual que su conexión con él a través del Canal de la Mancha . [159]

Las fases posteriores de la actividad volcánica del NAIP también pueden haber causado otros eventos hipertermales del Eoceno Temprano, como el ETM2. [43]

Otra actividad volcánica

También se ha sugerido que la actividad volcánica alrededor del Caribe puede haber alterado la circulación de las corrientes oceánicas, amplificando la magnitud del cambio climático. [163]

Forzamiento orbital

La presencia de eventos de calentamiento posteriores (más pequeños) a escala global, como el horizonte Elmo (también conocido como ETM2 ), ha llevado a la hipótesis de que los eventos se repiten de manera regular, impulsados ​​por máximos en los ciclos de excentricidad de 400.000 y 100.000 años en la órbita de la Tierra . [164] Los núcleos de Howard's Tract, Maryland, indican que el PETM ocurrió como resultado de un extremo en la precesión axial durante un máximo de excentricidad orbital. [165] Se espera que el período de calentamiento actual dure otros 50.000 años debido a un mínimo en la excentricidad de la órbita de la Tierra. El aumento orbital de la insolación (y, por lo tanto, de la temperatura) obligaría al sistema a superar un umbral y desataría retroalimentaciones positivas. [166] La hipótesis del forzamiento orbital ha sido cuestionada por un estudio que encontró que el PETM coincidió con un mínimo en el ciclo de excentricidad de ~400 mil años, lo que es inconsistente con un disparador orbital propuesto para el hipertermal. [167]

Impacto de cometa

Una teoría sostiene que un cometa rico en 12 C impactó la Tierra e inició el evento de calentamiento. Un impacto cometario coincidente con el límite P/E también puede ayudar a explicar algunas características enigmáticas asociadas con este evento, como la anomalía de iridio en Zumaia , la aparición abrupta de una capa localizada de arcilla caolinítica con abundantes nanopartículas magnéticas y, especialmente, el inicio casi simultáneo de la excursión del isótopo de carbono y el máximo térmico.

Una característica clave y una predicción comprobable del impacto de un cometa es que debería producir efectos ambientales prácticamente instantáneos en la atmósfera y la superficie del océano con repercusiones posteriores en el océano más profundo. [168] Incluso teniendo en cuenta los procesos de retroalimentación, esto requeriría al menos 100 gigatoneladas de carbono extraterrestre. [168] Un impacto tan catastrófico debería haber dejado su huella en el globo. Una capa de arcilla de 5 a 20 m de espesor en la plataforma costera de Nueva Jersey contenía cantidades inusuales de magnetita, pero se descubrió que se había formado entre 9 y 18 mil años demasiado tarde para que estas partículas magnéticas hubieran sido el resultado del impacto de un cometa, y las partículas tenían una estructura cristalina que era una firma de bacterias magnetotácticas en lugar de un origen extraterrestre. [169] Sin embargo, análisis recientes han demostrado que partículas aisladas de origen no biogénico constituyen la mayoría de las partículas magnéticas en la muestra de arcilla. [170]

Un informe de 2016 en Science describe el descubrimiento de material eyectado por impacto de tres secciones del límite PE marino del margen atlántico del este de los EE. UU., lo que indica que se produjo un impacto extraterrestre durante la excursión del isótopo de carbono en el límite PE. [171] [172] Las esférulas de vidrio de silicato encontradas se identificaron como microtectitas y microkrystitas. [171]

Quema de turba

En un principio se postuló la combustión de cantidades prodigiosas de turba , porque probablemente había una mayor masa de carbono almacenada como biomasa terrestre viva durante el Paleoceno que la que hay hoy, ya que las plantas de hecho crecieron con más vigor durante el período del MTPE. Esta teoría fue refutada, porque para producir el δ 13 CSi se observara una excursión, más del 90 por ciento de la biomasa de la Tierra tendría que haberse quemado. Sin embargo, el Paleoceno también se reconoce como una época de importante acumulación de turba en todo el mundo. Una búsqueda exhaustiva no logró encontrar evidencia de la combustión de materia orgánica fósil, en forma de hollín o carbono particulado similar. [173]

Respiración mejorada

Las tasas de respiración de la materia orgánica aumentan cuando aumentan las temperaturas. Un mecanismo de retroalimentación propuesto para explicar el rápido aumento de los niveles de dióxido de carbono es un aumento repentino y veloz de las tasas de respiración terrestre en concordancia con el aumento de la temperatura global iniciado por cualquiera de las otras causas del calentamiento. [174] Los modelos matemáticos respaldan el aumento de la oxidación de la materia orgánica como una explicación viable de las excursiones isotópicas observadas en el carbono durante el inicio del PETM. [175]

Liberación de metano terrestre

La liberación de metano de los humedales contribuyó al calentamiento del PETM. La evidencia de esto proviene de un δ 13 Cdisminución de hopanoides de sedimentos de ciénagas, probablemente reflejando un aumento de la metanogénesis de humedales más profundos dentro de las ciénagas. [176]

Liberación de clatrato de metano

La disolución del hidrato de metano se ha invocado como un mecanismo causal altamente plausible para la excursión de isótopos de carbono y el calentamiento observado en el PETM. [177] El mecanismo de retroalimentación más obvio que podría amplificar la perturbación inicial es el de los clatratos de metano . Bajo ciertas condiciones de temperatura y presión, el metano, que se produce continuamente por la descomposición de microbios en los sedimentos del fondo marino, es estable en un complejo con agua, que forma jaulas similares al hielo que atrapan el metano en forma sólida. A medida que aumenta la temperatura, aumenta la presión necesaria para mantener estable esta configuración de clatrato, por lo que los clatratos superficiales se disocian, liberando gas metano para abrirse camino hacia la atmósfera. Dado que los clatratos biogénicos tienen un δ 13 Cfirma de −60 ‰ (los clatratos inorgánicos son los todavía bastante grandes −40 ‰), masas relativamente pequeñas pueden producir grandes δ 13 CExcursiones. Además, el metano es un potente gas de efecto invernadero , ya que se libera a la atmósfera, por lo que causa calentamiento, y como el océano transporta este calor a los sedimentos del fondo, desestabiliza más clatratos. [38]

Para que la hipótesis del clatrato sea aplicable al PETM, los océanos deben mostrar signos de haber sido ligeramente más cálidos antes de la excursión del isótopo de carbono, porque tomaría algún tiempo para que el metano se mezclara en el sistema y δ 13 C-carbono reducido que se devolverá al registro sedimentario del océano profundo. Hasta la década de 2000, la evidencia sugería que los dos picos fueron de hecho simultáneos, lo que debilita el apoyo a la teoría del metano. En 2002, un breve intervalo entre el calentamiento inicial y el δ 13 CSe detectó una excursión. [178] En 2007, los marcadores químicos de la temperatura superficial ( TEX 86 ) también habían indicado que el calentamiento ocurrió alrededor de 3.000 años antes de la excursión del isótopo de carbono, aunque esto no pareció ser cierto para todos los núcleos. [49] Sin embargo, la investigación en 2005 no encontró evidencia de esta brecha de tiempo en las aguas más profundas (no superficiales). [179] Además, el pequeño cambio aparente en TEX 86 que precede a la δ 13 CLa anomalía puede atribuirse fácilmente (y de manera más plausible) a la variabilidad local (especialmente en la llanura costera atlántica, por ejemplo, Sluijs, et al., 2007), ya que el paleotermómetro TEX 86 es propenso a efectos biológicos significativos. El δ 18 OEl registro de foraminíferos bentónicos o planctónicos no muestra ningún precalentamiento en ninguna de estas localidades y, en un mundo sin hielo, es generalmente un indicador mucho más fiable de las temperaturas oceánicas pasadas. El análisis de estos registros revela otro hecho interesante: los foraminíferos planctónicos (flotantes) registran el cambio a valores isotópicos más ligeros antes que los foraminíferos bentónicos (que habitan en el fondo). [180] Los foraminíferos más ligeros (menor δ 13 C) El carbono metanogénico sólo puede incorporarse a las conchas de los foraminíferos después de que se haya oxidado. Una liberación gradual del gas permitiría que se oxidara en las profundidades del océano, lo que haría que los foraminíferos bentónicos mostraran valores más claros antes. El hecho de que los foraminíferos planctónicos sean los primeros en mostrar la señal sugiere que el metano se liberó tan rápidamente que su oxidación agotó todo el oxígeno en profundidad en la columna de agua, lo que permitió que una parte del metano llegara a la atmósfera sin oxidarse, donde el oxígeno atmosférico reaccionaría con él. Esta observación también nos permite limitar la duración de la liberación de metano a menos de unos 10.000 años. [178]

Sin embargo, la hipótesis de la disociación del hidrato de metano presenta varios problemas importantes. La interpretación más parsimoniosa para los foraminíferos de aguas superficiales es que muestra que el δ 13 CLa razón por la que la excursión antes que sus contrapartes bentónicas (como en el artículo de Thomas et al.) es que la perturbación ocurrió de arriba hacia abajo, y no de abajo hacia arriba. Si el δ 13 C anómalo(en cualquier forma: CH 4 o CO 2 ) entró primero en el depósito de carbono atmosférico y luego se difundió en las aguas superficiales del océano, que se mezclan con las aguas oceánicas más profundas durante escalas de tiempo mucho más largas, esperaríamos observar que el planctónico cambia hacia valores más ligeros antes que el bentónico. [181]

Otra crítica a la hipótesis de la liberación de clatrato de metano es que los efectos de calentamiento de la liberación de metano a gran escala no serían sostenibles durante más de un milenio. Por lo tanto, los defensores de esta línea de crítica sugieren que la liberación de clatrato de metano no podría haber sido el principal impulsor del PETM, que duró entre 50.000 y 200.000 años. [182]

Se ha debatido si había una cantidad suficientemente grande de hidrato de metano para ser una fuente importante de carbono; un artículo de 2011 propuso que ese era el caso. [183] ​​Se consideró que la reserva global actual de hidrato de metano estaba entre 2000 y 10 000 Gt C (miles de millones de toneladas de carbono ), pero ahora se estima entre 1500 y 2000 Gt C. [184] Sin embargo, debido a que las temperaturas globales del fondo del océano eran ~6 °C más altas que hoy, lo que implica un volumen mucho menor de sedimentos que albergan hidratos de gas que hoy, se ha pensado que la cantidad global de hidratos antes del PETM era mucho menor que las estimaciones actuales. [182] Sin embargo, un estudio sugiere que debido a que el contenido de oxígeno del agua de mar era menor, podrían haber estado presentes suficientes depósitos de clatrato de metano para convertirlos en un mecanismo viable para explicar los cambios isotópicos. [185] En un estudio de 2006, los científicos consideraron que la fuente de carbono para el PETM era un misterio. [186] Un estudio de 2011, que utilizó simulaciones numéricas, sugiere que la sedimentación mejorada de carbono orgánico y la metanogénesis podrían haber compensado el menor volumen de estabilidad de hidratos. [183] ​​Un estudio de 2016 basado en reconstrucciones del contenido de CO2 atmosférico durante las excursiones de isótopos de carbono (CIE) del PETM, utilizando un análisis de isótopos de oxígeno triple, sugiere una liberación masiva de metano del fondo marino a la atmósfera como impulsor de los cambios climáticos. Los autores también afirman que una liberación masiva de hidratos de metano a través de la disociación térmica de los depósitos de hidratos de metano ha sido la hipótesis más convincente para explicar la CIE desde que se identificó por primera vez, según ellos. [187] En 2019, un estudio sugirió que hubo un calentamiento global de alrededor de 2 grados varios milenios antes del PETM, y que este calentamiento eventualmente había desestabilizado los hidratos de metano y causado el aumento de la emisión de carbono durante el PETM, como lo demuestra el gran aumento en las concentraciones de bario en el océano (ya que los depósitos de hidratos de la era PETM también habrían sido ricos en bario y lo habrían liberado al derretirse). [188] En 2022, un estudio de registros de foraminíferos había reforzado esta conclusión, sugiriendo que la liberación de CO 2 antes del PETM era comparable a las emisiones antropogénicas actuales en su tasa y alcance, hasta el punto de que hubo tiempo suficiente para una recuperación a los niveles de fondo de calentamiento y acidificación de los océanos en los siglos a milenios entre la llamada excursión previa al inicio (POE) y el evento principal (excursión de isótopos de carbono o CIE). [148]Un artículo de 2021 había indicado además que, si bien el PETM comenzó con una intensificación significativa de la actividad volcánica y que la actividad volcánica de menor intensidad mantuvo niveles elevados de dióxido de carbono, "al menos otro depósito de carbono liberó importantes gases de efecto invernadero en respuesta al calentamiento inicial". [189]

En 2001 se estimó que harían falta unos 2.300 años para que un aumento de la temperatura difundiera calor en el lecho marino hasta una profundidad suficiente para provocar una liberación de clatratos, aunque el marco temporal exacto depende en gran medida de una serie de hipótesis poco precisas. [190] El calentamiento del océano debido a las inundaciones y los cambios de presión debidos a una caída del nivel del mar pueden haber provocado que los clatratos se volvieran inestables y liberaran metano. Esto puede ocurrir en un período tan breve como unos pocos miles de años. El proceso inverso, el de fijación del metano en clatratos, ocurre en una escala mayor de decenas de miles de años. [191]

Circulación oceánica

Los patrones de circulación oceánica a gran escala son importantes para considerar cómo se transportó el calor a través de los océanos. Nuestra comprensión de estos patrones aún se encuentra en una etapa preliminar. Los modelos muestran que existen posibles mecanismos para transportar rápidamente el calor a las plataformas oceánicas poco profundas que contienen clatratos, dado el perfil batimétrico correcto, pero los modelos aún no pueden coincidir con la distribución de los datos que observamos. "El calentamiento que acompaña a un cambio de sur a norte en la formación de aguas profundas produciría un calentamiento suficiente para desestabilizar los hidratos de gas del fondo marino en la mayor parte del océano mundial hasta una profundidad de agua de al menos 1900 m". Esta desestabilización podría haber resultado en la liberación de más de 2000 gigatoneladas de gas metano de la zona de clatratos del fondo oceánico. [192] Se ha argumentado que el momento de los cambios en la circulación oceánica con respecto al cambio en las proporciones de isótopos de carbono apoya la proposición de que las aguas profundas más cálidas causaron la liberación de hidratos de metano. [193] Sin embargo, un estudio diferente no encontró evidencia de un cambio en la formación de aguas profundas, sugiriendo en cambio que durante el PETM se produjo una subducción subtropical más profunda en lugar de una formación de aguas profundas subtropicales. [194]

El aporte de agua dulce del Ártico al Pacífico Norte podría servir como catalizador para la desestabilización del hidrato de metano, un evento que se sugiere como precursor del inicio del PETM. [195]

Recuperación

Los indicadores climáticos , como los sedimentos oceánicos (tasas de deposición), indican una duración de ~83 ka, con ~33 ka en la fase rápida temprana y ~50 ka en una fase gradual posterior. [2]

El método más probable de recuperación implica un aumento de la productividad biológica, transportando carbono a las profundidades del océano. Esto se vería ayudado por temperaturas globales más altas y niveles de CO2 , así como por un mayor suministro de nutrientes (que sería resultado de una mayor meteorización continental debido a temperaturas y precipitaciones más altas; los volcanes pueden haber proporcionado más nutrientes). La evidencia de una mayor productividad biológica viene en forma de bario bioconcentrado . [196] Sin embargo, este indicador puede reflejar en cambio la adición de bario disuelto en metano. [197] Las diversificaciones sugieren que la productividad aumentó en entornos cercanos a la costa, que habrían sido cálidos y fertilizados por la escorrentía, compensando la reducción de la productividad en los océanos profundos. [121] Los grandes depósitos en el fondo del océano Ártico del helecho acuático Azolla en el Eoceno medio (el " Evento Azolla ") pueden haber sido un factor contribuyente en las primeras etapas del final del PETM al secuestrar carbono en Azolla descompuesto enterrado. [198] Otro pulso de actividad volcánica del NAIP también puede haber jugado un papel en la terminación del hipertermal a través de un invierno volcánico. [199]

Comparación con el cambio climático actual

Desde al menos 1997, el PETM ha sido investigado en geociencia como un análogo para entender los efectos del calentamiento global y de los aportes masivos de carbono al océano y la atmósfera, [200] [201] incluyendo la acidificación de los océanos . [38] Una diferencia principal es que durante el PETM, el planeta estaba libre de hielo, ya que el Pasaje de Drake aún no se había abierto y la Vía Marítima Centroamericana aún no se había cerrado. [202] Aunque ahora se considera comúnmente que el PETM es un "estudio de caso" para el calentamiento global y la emisión masiva de carbono, [1] [2] [39] la causa, los detalles y la importancia general del evento siguen siendo inciertos. [ cita requerida ]

Tasa de adición de carbono

Las simulaciones de modelos de la adición máxima de carbono al sistema océano-atmósfera durante el PETM arrojan un rango probable de 0,3 a 1,7 petagramos de carbono por año (Pg C/año), que es mucho más lento que la tasa de emisiones de carbono observada actualmente. Un petagramo de carbono equivale a una gigatonelada de carbono (GtC); la tasa actual de inyección de carbono a la atmósfera es de más de 10 GtC/año, una tasa mucho mayor que la tasa de inyección de carbono que se produjo durante el PETM. [203] Se ha sugerido que el régimen actual de emisión de metano desde el fondo del océano es potencialmente similar al del PETM. [204] Debido a que la tasa moderna de liberación de carbono supera la del PETM, se especula que un escenario similar al PETM es la mejor consecuencia del calentamiento global antropogénico, siendo una extinción masiva de una magnitud similar a la del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno el peor escenario posible. [205]

Similitud de temperaturas

El profesor de ciencias terrestres y planetarias James Zachos señala que las proyecciones del IPCC para el año 2300 en el escenario de "continuidad" podrían "llevar potencialmente la temperatura global a un nivel que el planeta no ha visto en 50 millones de años" - durante el Eoceno temprano. [206] Algunos han descrito el PETM como posiblemente el mejor análogo antiguo del cambio climático moderno. [207] Los científicos han investigado los efectos del cambio climático en la química de los océanos explorando los cambios oceánicos durante el PETM. [208] [209]

Puntos de inflexión

Un estudio concluyó que el PETM muestra que existen puntos de inflexión importantes que pueden provocar cambios climáticos en el sistema terrestre , que "pueden desencadenar la liberación de depósitos de carbono adicionales y llevar el clima de la Tierra a un estado más cálido". [210] [148]

Sensibilidad climática

Sigue siendo objeto de debate si la sensibilidad climática era menor o mayor durante el PETM que en la actualidad. Un estudio de 2022 concluyó que el mar epicontinental euroasiático actuó como un importante sumidero de carbono durante el PETM debido a su alta productividad biológica y ayudó a frenar y mitigar el calentamiento, y que la existencia de muchos mares epicontinentales grandes en ese momento hizo que el clima de la Tierra fuera menos sensible al forzamiento de los gases de efecto invernadero en relación con la actualidad, cuando existen muchos menos mares epicontinentales. [211] Sin embargo, otras investigaciones sugieren que la sensibilidad climática era mayor durante el PETM que en la actualidad, [212] lo que significa que la sensibilidad a la liberación de gases de efecto invernadero aumenta cuanto mayor es su concentración en la atmósfera. [213]

Véase también

Referencias

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