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Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno

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

El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno ( PETM ), alternativamente " máximo térmico del Eoceno 1 (ETM1) " y anteriormente conocido como " Eoceno inicial " o " máximo térmico del Paleoceno tardío ", fue un intervalo de tiempo geológicamente breve caracterizado por un intervalo de tiempo de 5 a 8 °. C aumento de la temperatura promedio global y entrada masiva de carbono en el océano y la atmósfera [1] [2] El evento comenzó, ahora formalmente, en el límite temporal entre las épocas geológicas del Paleoceno y el Eoceno . El PETM sigue siendo incierto, pero ocurrió hace unos 55,8 millones de años (Ma) y duró unos 200.000 años (Ka) [4] [5] Todo el período cálido duró unos 200.000 años. Las temperaturas globales aumentaron entre 5 y 8 °. C. [2]

El inicio del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno se ha relacionado con el vulcanismo [1] y el levantamiento asociado con la Provincia Ígnea del Atlántico Norte , provocando cambios extremos en el ciclo del carbono de la Tierra y un aumento significativo de la temperatura. [2] [6] [7] El período está marcado por una importante excursión negativa en los registros de isótopos estables de carbono ( δ 13 C ) de todo el mundo; más específicamente, hubo una gran disminución en la proporción 13 C/ 12 C de carbonatos marinos y terrestres y carbono orgánico. [2] [8] [9] Emparejado δ 13 C , δ 11 B, y los datos de la proporción de boro a calcio sugieren que Se liberaron ~ 14.900 Gt de carbono en el sistema océano-atmósfera [10] a lo largo de 6.000 años. [5]

Las secciones estratigráficas de roca de este período revelan muchos otros cambios. [2] Los registros fósiles de muchos organismos muestran cambios importantes. Por ejemplo, en el ámbito marino, durante las etapas iniciales del PETM se produjo una extinción masiva de foraminíferos bentónicos , una expansión global de dinoflagelados subtropicales y la aparición de foraminíferos planctónicos y nanofósiles calcáreos . En tierra, los órdenes de mamíferos modernos (incluidos los primates ) aparecen repentinamente en Europa y América del Norte. [11]

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 y América del Sur , y esto permitía la circulación directa en latitudes bajas entre los océanos Pacífico y Atlántico . El paso de Drake , que hoy separa América del Sur y la Antártida , fue cerrado, lo que tal vez impidió el aislamiento térmico de la Antártida. El Ártico también estaba más restringido. Aunque varios indicadores de los niveles pasados ​​de CO 2 atmosférico en el Eoceno no coinciden en términos absolutos, todos sugieren que los niveles entonces eran mucho más altos que los actuales. En cualquier caso, no hubo capas de hielo importantes durante este tiempo. [14]

Las temperaturas de la superficie de la Tierra aumentaron alrededor de 6 °C desde finales del Paleoceno hasta principios del Eoceno. [14] A este calentamiento gradual a largo plazo se superpusieron al menos dos (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 , [15] el PETM fue el más extremo de estos hipertermales. Otra hipertermal ocurrió claramente aproximadamente hace 53,7 Ma, y ahora se llama ETM-2 (también conocido como H-1 o evento Elmo). Sin embargo, probablemente se produjeron hipertermales adicionales alrededor de 53,6 Ma (H-2), 53,3 (I-1), 53,2 (I-2) y 52,8 Ma (informalmente llamados K, X o ETM-3). [16] El número, la nomenclatura, las edades absolutas y el impacto global relativo de las hipertermales del Eoceno son fuente de considerables investigaciones actuales. Si sólo ocurrieron durante el calentamiento a largo plazo y si están causalmente relacionados con eventos aparentemente similares en intervalos más antiguos del registro geológico (por ejemplo, el cambio Toarciano del Jurásico ) son cuestiones abiertas.

Calentamiento global

Un registro acumulado de temperaturas y volumen de hielo en las profundidades del océano 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 media global de la superficie (GMST) con un 66% de confianza durante el Paleoceno tardío (c. 57 Ma) en 22,3–28,3 °C (72,1–82,9 °F), PETM (56 Ma) en 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). [17] Las estimaciones de la cantidad de aumento promedio de la temperatura global al inicio del PETM oscilan entre aproximadamente 3 y 6 °C [18] y entre 5 y 8 °C. [2] Este calentamiento se superpuso al calentamiento temprano del Paleógeno "a largo plazo" 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 las formadas en la superficie como en las aguas profundas del océano. Debido a que había poco o ningún hielo polar en el Paleógeno temprano, el cambio en δ 18 Omuy probablemente signifique un aumento de la temperatura del océano. [19] El aumento de temperatura también se ve respaldado por la propagación de taxones amantes del calor a latitudes más altas, [20] cambios en la forma y el tamaño de las hojas de las plantas, [21] las proporciones Mg/Ca de los foraminíferos, [18] y las proporciones de ciertos compuestos orgánicos , como TEX H 86 . [22]

Los datos indirectos de Esplugaffereda, en el noreste de España, muestran un rápido aumento de temperatura de +8 °C, de acuerdo con los registros regionales existentes de ambientes marinos y terrestres. [23] El sur de California tenía una temperatura media anual de aproximadamente 17 °C ± 4,4 °C. [24] En la Antártida, al menos parte del año se registraron temperaturas mínimas de 15 °C. [25]

Los valores TEX H 86 indican que la temperatura promedio de la superficie del mar (SST) alcanzó más de 36 °C (97 °F) en los trópicos durante el PETM, suficiente para causar estrés por calor incluso en organismos resistentes al estrés térmico extremo, como los dinoflagelados, de donde se extinguieron un número importante de especies. [22] Las proporciones de isótopos de oxígeno de Tanzania sugieren que las TSM tropicales pueden haber sido incluso más altas, superando los 40 °C. [26] 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. [27] Los registros de Mg/Ca del Océano Índico en latitudes bajas muestran que el agua de mar en todas las profundidades se calentó entre ~4 y 5 °C. [28] En el Océano Pacífico, las TSM tropicales aumentaron entre 4 y 5 °C. [29] Los valores TEX L 86 de depósitos en Nueva Zelanda, entonces ubicados entre 50°S y 60°S en el suroeste del Pacífico, [30] indican TSM 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 Selandian y Thanetian . [31] El calor extremo del Pacífico sudoccidental se extendió hasta el Golfo Australo-Antártico. [32] Las muestras de núcleos de sedimento de la meseta de Tasmania Oriental , entonces ubicadas en una paleolatitud de ~65 °S, muestran un aumento en las TSM de ~26 °C a ~33 °C durante el PETM. [33] En el Mar del Norte, las TSM aumentaron 10 °C, alcanzando máximos de ~33 °C. [34]

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 Expedición de extracción de muestras del Ártico (ACEX) a 87°N en la cresta Lomonosov . [35] Además, las temperaturas aumentaron durante el PETM, como lo indica la breve presencia de dinoflagelados subtropicales, [36] y un marcado aumento en TEX 86 . [37] Sin embargo, este 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 TEX 86 refleje temperaturas de verano, todavía implica temperaturas mucho más cálidas en el Polo Norte en comparación con el día actual, pero no hay una 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 del albedo del hielo . [38] Sin embargo, puede darse el caso de que durante el PETM, esta retroalimentación estuvo en gran medida 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 inexistente del albedo del hielo, lo que sugiere que no hubo hielo marino ni terrestre a finales del Paleoceno. [4]

Los límites precisos al aumento de la temperatura global durante el PETM y si este varió significativamente con la latitud siguen siendo cuestiones abiertas. El isótopo de oxígeno y el Mg/Ca de las conchas de carbonato precipitadas en las aguas superficiales del océano son medidas 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 produce valores más bajos que cuando se formó. Por otra parte, 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 a valores más altos, cuando se produjo la producción de carbonato y carbono orgánico.

Perturbación del ciclo del carbono

La evidencia clara de la adición masiva de carbono empobrecido en 13 C al inicio del PETM proviene de dos observaciones. Primero, una importante excursión negativa en la composición de isótopos de carbono ( δ 13 C) de fases portadoras de carbono caracteriza al PETM en numerosos (>130) lugares extendidos de una variedad de entornos. [9] En segundo lugar, la disolución de carbonatos marca el PETM en secciones de las profundidades del mar. [2]

La masa total de carbono inyectada 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 de isótopos de carbono negativos (CIE), la cantidad de disolución de carbonatos en el fondo marino o, idealmente, ambas cosas. [39] [40] Sin embargo, el cambio en el δ 13 Ca través del PETM depende de la ubicación y de la fase portadora de carbono analizada. En algunos registros de carbonato a granel, es aproximadamente 2‰ (por mil); en algunos registros de carbonato terrestre o materia orgánica supera el 6‰. [41] [42] [43] La disolución de carbonatos también varía en las diferentes cuencas oceánicas. Fue extremo en partes del Océano Atlántico norte y central, pero mucho menos pronunciado en el Océano Pacífico. Con la información disponible, las estimaciones de la adición de carbono oscilan entre aproximadamente 2.000 y 7.000 gigatoneladas. [40] [44] [45]

Momento de la adición y el calentamiento de carbono

El momento del PETM δ 13 CLa excursión es de considerable interés. Esto se debe a que la duración total del CIE, desde la rápida caída de δ 13 Ca través de la casi recuperación de 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 de la CIE se puede estimar de varias formas. El intervalo de sedimentos icónico para examinar y fechar el PETM es un núcleo recuperado en 1987 por el Programa de Perforación Oceánica en el hoyo 690B en Maud Rise en el Océano Atlántico Sur. En este lugar, el CIE PETM, de principio a fin, tiene una extensión de unos 2 m. Las limitaciones de edad a largo plazo, a través de la bioestratigrafía y la magnetoestratigrafía , sugieren una tasa de sedimentación promedio del Paleógeno de aproximadamente 1,23 cm/1000 años. Suponiendo una tasa de sedimentación constante, todo el evento, desde su inicio hasta su terminación, se estimó en 200.000 años. [8] Posteriormente, se observó que el CIE abarcaba 10 u 11 ciclos sutiles en diversas propiedades de los sedimentos, como el contenido de Fe. Suponiendo que estos ciclos representan precesión , Rohl et al. calcularon una edad similar pero ligeramente más larga. 2000. Si se inyecta rápidamente una cantidad masiva de CO 2 empobrecido en 13 C en el océano o la atmósfera modernos y se proyecta hacia el futuro, se producirá una CIE de ~200.000 años debido al lento flujo a través de entradas de estado casi estacionario (meteorización y vulcanismo) y salidas (carbonatadas y orgánicas) de carbono. [46] 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 aproximadamente 170.000 años. [47]

Se estima una duración de ~200.000 años para la CIE a partir de modelos del ciclo global del carbono. [48]

Las limitaciones de edad en varios sitios de aguas profundas se han examinado de forma independiente utilizando contenidos de 3 He, asumiendo que el flujo de este nucleido cosmogénico es aproximadamente constante durante períodos de tiempo cortos. Este enfoque también sugiere un inicio rápido para el PETM CIE (<20.000 años). Sin embargo, los registros de 3 He respaldan una recuperación más rápida a las condiciones cercanas a las iniciales (<100.000 años) de lo previsto por el lavado a través de entradas de meteorización y salidas de carbonatos y orgánicos. [49]

Hay otra evidencia que sugiere que el calentamiento es anterior al δ 13 Cexcursión de unos 3.000 años. [50]

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. [51] La degradación de la materia orgánica por parte de microbios también se ha implicado como una fuente de desviación de las proporciones isotópicas de carbono en la materia orgánica a granel. [52]

Efectos

Precipitación

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

El clima también se habría vuelto mucho más húmedo, y el aumento de las tasas de evaporación alcanzaría su punto máximo en los trópicos. Los isótopos de deuterio revelan que mucha más humedad de lo normal fue transportada hacia los polos. [53] El clima cálido habría predominado tan al norte como la cuenca polar. Los hallazgos de fósiles de helechos flotantes Azolla en regiones polares indican temperaturas subtropicales en los polos. [54] Durante el PETM, China central albergó 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. [55] También se evidencian precipitaciones muy altas en la Formación Cambay Shale de la India por la deposición de gruesas vetas ligníticas como consecuencia del aumento de la erosión del suelo y el entierro de materia orgánica. [56] Las tasas de precipitación en el Mar del Norte también se dispararon durante el PETM. [57] En Cap d'Ailly, en la actual Normandía , se produjo una sequía transitoria justo antes de la CIE negativa, después de la cual predominaron condiciones mucho más húmedas, con el ambiente local pasando de un pantano cerrado a un pantano abierto y eutrófico con frecuentes brote de algas. [58] Los patrones de precipitación se volvieron muy inestables a lo largo de la plataforma de Nueva Jersey . [59] Sin embargo, en el interior de las Montañas Rocosas, las precipitaciones disminuyeron localmente [60] a medida que el interior de América del Norte se volvió más árido estacionalmente. [61] La desecación del oeste de América del Norte se explica por el desplazamiento hacia el norte de chorros de bajo nivel y ríos atmosféricos. [62] Los sitios de África Oriental muestran evidencia de aridez marcada por episodios estacionales de fuertes precipitaciones, lo que revela que el clima global durante el PETM no fue universalmente húmedo. [63] La evidencia de Forada en el noreste de Italia sugiere que los intervalos climáticos áridos y húmedos se alternaron en el transcurso del PETM concomitantemente con ciclos precesionales en latitudes medias, y que en general, la precipitación neta sobre el océano Tetis centro-occidental disminuyó. [64]

Océano

La cantidad de agua dulce en el Océano Ártico aumentó, en parte debido a los patrones de lluvia del hemisferio norte , impulsados ​​por las migraciones de las tormentas hacia los polos en condiciones de calentamiento global. [53] El flujo de agua dulce que ingresa a los océanos aumentó drásticamente durante el PETM y continuó durante un tiempo después de la terminación del PETM. [sesenta y cinco]

Anoxemia

El PETM generó el único evento anóxico oceánico (OAE) del Cenozoico. [66] 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. [67] En partes de los océanos, especialmente en el Océano Atlántico Norte, la bioturbación estuvo ausente. Esto puede deberse a la anoxia del agua del fondo o a cambios en los patrones de circulación oceánica que modifican las temperaturas del agua del fondo. [44] Sin embargo, muchas cuencas oceánicas permanecieron bioturbadas a través del PETM. [68] Las proporciones de yodo a calcio sugieren que las zonas mínimas de oxígeno en los océanos se expandieron verticalmente y posiblemente también lateralmente. [69] La anoxia y euxinia de la columna de agua fueron más frecuentes en cuencas oceánicas restringidas, como los océanos Ártico y Tetis. [70] Euxinia también azotó la cuenca epicontinental del Mar del Norte, [71] como lo demuestran los aumentos en las concentraciones sedimentarias de uranio , molibdeno , azufre y pirita , [72] junto con la presencia de isorenieratano unido a azufre. [71] La llanura costera del Golfo también se vio afectada por euxinia. [73]

Es posible que durante las primeras etapas del PETM, la anoxia haya ayudado a frenar el calentamiento mediante la reducción de carbono a través del entierro de materia orgánica. [74] [75] Una pronunciada excursión negativa de isótopos de litio tanto en los carbonatos marinos como en los aportes locales de meteorización sugiere que las tasas de meteorización y erosión aumentaron durante el PETM, generando un aumento en el entierro de carbono orgánico, lo que actuó como una retroalimentación negativa sobre el severo impacto global del PETM. calentamiento. [76]

El nivel del mar

Junto a la falta global de hielo, el nivel del mar habría aumentado debido a la expansión térmica. Se puede encontrar evidencia de esto en los conjuntos palinomorfos cambiantes del Océano Ártico, que reflejan una disminución relativa de la materia orgánica terrestre en comparación con la materia orgánica marina. [37] Una importante transgresión marina tuvo lugar en el subcontinente indio. [77]

Corrientes

Al inicio del PETM, los patrones de circulación oceánica cambiaron radicalmente en el transcurso de menos de 5.000 años. Las direcciones actuales a escala global se revirtieron debido a un cambio en el vuelco del hemisferio sur al hemisferio norte. Este flujo "hacia atrás" persistió durante 40.000 años. Un cambio así transportaría agua caliente a las profundidades de los océanos, intensificando un mayor calentamiento. [78] El importante recambio biótico entre los foraminíferos bentónicos se ha citado como evidencia de un cambio significativo en la circulación de aguas profundas. [79]

Acidificación

La acidificación del océano ocurrió durante el PETM, [80] causando que la profundidad de compensación de calcita se redujera. [81] La lisoclina marca la profundidad a la que el carbonato comienza a disolverse (por encima de la lisoclina, el carbonato está sobresaturado): hoy, esto es alrededor de 4 km, comparable a la profundidad media de los océanos. Esta profundidad depende (entre otras cosas) de la temperatura y de la cantidad de CO 2 disuelto en el océano. La adición de CO 2 inicialmente eleva la lisoclina, lo que resulta en la disolución de los carbonatos de aguas profundas. Esta acidificación de aguas profundas se puede observar en los núcleos de los océanos, que muestran (donde la bioturbación no ha destruido la señal) un cambio abrupto de exudado de carbonato gris a arcillas rojas (seguido de una graduación gradual de regreso al gris). Es mucho más pronunciado 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 en el nivel de lisoclina. Es posible que las aguas corrosivas se hayan extendido a otras regiones del océano mundial desde el Atlántico Norte. Las simulaciones de modelos muestran una acumulación de agua ácida en las profundidades del Atlántico Norte al inicio del evento. La acidificación de las aguas profundas y la posterior expansión desde el Atlántico norte pueden explicar las variaciones espaciales en la disolución de carbonatos. [82] En partes del Atlántico sureste, la lisoclina aumentó 2 km en sólo unos pocos miles de años. [68] La evidencia del Océano Pacífico tropical sugiere un bajío lisoclinal mínimo de alrededor de 500 m en el momento de esta hipertermal. [83] La acidificación puede haber aumentado la eficiencia del transporte de agua de la zona fótica hacia 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 disminución de la biocalcificación inhibió la eliminación de alcalinidad de las profundidades del océano, 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 antes del PETM. [85] Como consecuencia de la proliferación de cocolitofóridos facilitada 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) las partículas se obtuvieron de sedimentos marinos de la edad PETM. El estudio de 2008 encontró morfologías de cristales de prisma alargado y punta de lanza, considerados diferentes a cualquier cristal de magnetita informado anteriormente, y que son potencialmente de origen biogénico . [87] Estos cristales de magnetita biogénica muestran un gigantismo único y probablemente sean de origen acuático. El estudio sugiere que el desarrollo de gruesas zonas subóxicas 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 va acompañado de cambios significativos en la diversidad de nanofósiles calcáreos y foraminíferos bentónicos y planctónicos. [90] Se produjo una extinción masiva del 35 al 50% de los foraminíferos bentónicos (especialmente en aguas más profundas) en el transcurso de aproximadamente 1000 años, y el grupo sufrió más durante el PETM que durante la extinción del KT , que exterminó a los dinosaurios . [91] [92] [93] Al inicio del PETM, la diversidad de foraminíferos bentónicos se redujo en un 30% en el Océano Pacífico, [94] mientras que en Zumaia, en lo que hoy es España, el 55% de los foraminíferos bentónicos se extinguieron a lo largo del 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 las asociaciones 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 fuera de los opresivos trópicos 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 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] probablemente como resultado del aumento de la oligotrofia del agua superficial; [101] los géneros Sfenolithus , Zygrhablithus y Octolithus también sufrieron mucho. [102]

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

Las extinciones en las profundidades marinas son difíciles de explicar, porque muchas especies de foraminíferos bentónicos en las profundidades marinas son cosmopolitas y pueden encontrar refugio contra la extinción local. [109] Las hipótesis generales, como una reducción de la disponibilidad de oxígeno relacionada con la temperatura o una mayor corrosión debido a aguas profundas subsaturadas con carbonatos, son insuficientes como explicaciones. La acidificación también puede haber desempeñado 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. Es posible que un suministro de alimentos tan elevado no se haya materializado porque el calentamiento y el aumento de la estratificación de los océanos podrían haber llevado a una disminución de la productividad, [110] junto con una mayor remineralización de la materia orgánica en la columna de agua antes de que alcanzara los foraminíferos bentónicos en el fondo del mar. [111] El único factor de extensión global fue el aumento de la temperatura. Las extinciones regionales en el Atlántico Norte pueden atribuirse al aumento de la anoxia en las profundidades marinas, 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 CO 2 da como resultado una disminución del pH oceánico , lo que tiene un profundo efecto negativo en los corales. [112] Los experimentos sugieren que también es muy perjudicial para la calcificación del plancton. [113] Sin embargo, los ácidos fuertes utilizados para simular el aumento natural de la acidez que resultaría de concentraciones elevadas de CO 2 pueden haber dado resultados engañosos, y la evidencia más reciente es que los cocolitóforos ( al menos E. huxleyi ) se vuelven más , no menos. , calcificada y abundante en aguas ácidas. [114] Ningún cambio en la distribución del nanoplancton calcáreo, como los cocolitóforos, puede atribuirse a la acidificación durante el PETM. [114] La abundancia de nanoplancton calcáreo tampoco estaba controlada por cambios en la acidez; según un estudio, las variaciones locales en la disponibilidad de nutrientes y la temperatura desempeñaban papeles mucho más importantes. [115] Las tasas de extinción entre el nanoplancton calcáreo aumentaron, pero también lo hicieron las tasas de originación. [116] La acidificación condujo a una abundancia de algas muy calcificadas [101] y foramios débilmente calcificados. [117] La ​​especie nanofósil calcárea Neochiastozygus junctus prosperó; su éxito es atribuible a una mayor productividad superficial causada por una mayor escorrentía de nutrientes. [118] La eutrofización al inicio del PETM precipitó una disminución entre los grandes foraminíferos estrategas K, aunque se recuperaron durante la oligotrofia posterior al PETM simultáneamente con la desaparición de los corales de latitudes bajas. [119]

La capacidad de crecimiento de los corales aragoníticos se vio muy obstaculizada por la acidificación del océano y la eutrofización de las aguas superficiales. [120]

Un estudio publicado en mayo de 2021 concluyó que los peces prosperaron en al menos algunas áreas tropicales durante el PETM, según los fósiles de peces descubiertos, incluido Mene maculata , en Ras Gharib , Egipto. [121]

Tierra

Las condiciones húmedas provocaron la migración de los mamíferos asiáticos modernos hacia el norte, dependiendo de las zonas climáticas. Sigue habiendo incertidumbre sobre el momento y el ritmo de la migración. [23]

El aumento de la abundancia de mamíferos es intrigante. El aumento de las temperaturas globales puede haber promovido el enanismo [122] [123] [124] , lo que puede haber fomentado la especiación. Un importante enanismo se produjo al principio del PETM, y se produjo un mayor enanismo durante la mitad de la hipertermal. [11] 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. [125] Muchos clados de mamíferos importantes, incluidos hienodontidos , artiodáctilos , perisodáctilos y primates , aparecieron y se extendieron por todo el mundo entre 13.000 y 22.000 años después del inicio del PETM. [126] [122]

La diversidad de la herbivoría de insectos, medida por la cantidad y diversidad del daño a las plantas causado por insectos, aumentó durante el PETM en correlación con el calentamiento global. [127] El género de hormigas Gesomyrmex irradió por Eurasia durante el PETM. [128] Al igual que con los mamíferos, se observa que los invertebrados que viven en el suelo se han empequeñecido durante el PETM. [129]

Un cambio profundo en la vegetación terrestre en todo el mundo está asociado con el PETM. En todas las regiones, las floras del Paleoceno tardío son muy distintas de las del PETM y del Eoceno temprano. [130] El Ártico pasó a estar dominado por palmeras y bosques de hoja ancha. [131]

Efectos geológicos

La deposición de sedimentos cambió significativamente en muchos afloramientos y en muchos núcleos de perforación que abarcan este intervalo de tiempo. [132] 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 ). [133] [134] [135] El aumento de las precipitaciones y la mayor erosión de suelos y sedimentos más antiguos ricos en caolinita pueden haber sido responsables de esto. [136] [137] [138] El aumento de la erosión debido a la escorrentía mejorada formó un paleosuelo espeso enriquecido con nódulos de carbonato ( tipo Microcodium ), y esto sugiere un clima semiárido . [23] A diferencia de las hipertermales menores y más graduales, la autigénesis de glauconita fue inhibida. [139]

Los efectos sedimentológicos del PETM quedaron rezagados con respecto a los cambios de isótopos de carbono. [140] 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. [141]

En algunas ubicaciones marinas (principalmente en aguas profundas), las tasas de sedimentación deben haber disminuido en todo el PETM, presumiblemente debido a la disolución de carbonatos en el fondo marino; en otros lugares (principalmente en zonas marinas 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. [142]

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 retroalimentación positiva (o activación de "puntos de inflexión" [143] ). La mayor ayuda para desentrañar estos factores proviene de la consideración del balance de masa de los 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 del -0,2 % al -0,3 % en δ 13 C., y al considerar las firmas isotópicas de otras reservas de carbono, podemos considerar 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 ) en la atmósfera, aún no se ha encontrado la fuente del carbono. La colocación de un gran grupo de tubos de kimberlita hace aproximadamente 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 exsolvedo . Los cálculos indican que los 900-1100 Pg [144] estimados de carbono necesarios para los aproximadamente 3 °C iniciales de calentamiento del agua del océano asociados con el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno podrían haberse liberado durante el emplazamiento de un gran cúmulo de kimberlita. [145] La transferencia de agua cálida de la superficie del océano a profundidades intermedias condujo 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 contemporáneas de otros dos grupos de kimberlita en el campo de Lac de Gras y otras dos hipertermales del Cenozoico temprano indican que la desgasificación de CO 2 durante el emplazamiento de kimberlita es una fuente plausible del CO 2 responsable de estos eventos repentinos de calentamiento global.

Actividad volcánica

Foto satelital de Ardnamurchan : con una forma circular claramente visible, que son las "tuberías de un antiguo volcán"

Provincia Ígnea del Atlántico Norte

Uno de los principales candidatos a 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. de los valores relativamente elevados isotópicamente de la adición inicial de carbono. [6] Las anomalías de mercurio durante el PETM apuntan a un vulcanismo masivo durante el evento. [146] Además de eso, los aumentos en ∆ 199 Hg muestran que un intenso vulcanismo coincidió con el comienzo del PETM. [147] Las anomalías isotópicas de osmio en los sedimentos del Océano Ártico que datan del PETM se han interpretado como evidencia de una causa volcánica de esta hipertermal. [148]

Las intrusiones de magma caliente en sedimentos ricos en carbono pueden haber provocado la desgasificación de metano isotópicamente ligero en volúmenes suficientes para provocar el calentamiento global y la anomalía isotópica observada. Esta hipótesis está documentada por la presencia de extensos complejos de umbrales intrusivos y miles de complejos de respiraderos hidrotermales de kilómetros de tamaño en cuencas sedimentarias en el margen medio de Noruega y al oeste de las Shetland. [149] [150] [151] Esta ventilación hidrotermal se produjo a poca profundidad, lo que mejoró su capacidad para ventilar gases a la atmósfera e influir en el clima global. [152] 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, reduciendo las temperaturas en la troposfera y cambiando los patrones de circulación atmosférica. La actividad volcánica a gran escala puede durar sólo unos pocos días, pero el vertido masivo de gases y cenizas puede influir en los patrones climáticos durante años. Los gases sulfúricos se convierten en aerosoles de sulfato, gotas submicrónicas que contienen aproximadamente un 75 por ciento de ácido sulfúrico. Después de las erupciones, estas partículas de aerosol pueden permanecer hasta tres o cuatro años en la estratosfera. [153] Además, las fases de actividad volcánica podrían haber desencadenado la liberación de clatratos de metano y otros posibles circuitos de retroalimentación. [44] [6] [143] El vulcanismo NAIP influyó en los cambios climáticos de la época no solo mediante la adición de gases de efecto invernadero sino también cambiando la batimetría del Atlántico Norte. [154] La conexión entre el Mar del Norte y el Atlántico Norte a través de la cuenca Feroe-Shetland estaba severamente restringida, [155] [156] [157] al igual que su conexión a través del Canal de la Mancha . [154]

Las fases posteriores de la actividad volcánica NAIP también pueden haber causado otros eventos hipertermales del Eoceno temprano, como ETM2. [44]

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. [158]

forzamiento orbital

La presencia de eventos de calentamiento posteriores (más pequeños) a escala global, como el horizonte de Elmo (también conocido como ETM2 ), ha llevado a la hipótesis de que los eventos se repiten de forma regular, impulsados ​​por máximos en los ciclos de excentricidad de 400.000 y 100.000 años en la órbita de la Tierra . [159] Los núcleos de Howard's Tract, Maryland, indican que el PETM se produjo como resultado de una precesión axial extrema durante un máximo de excentricidad orbital. [160] 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 tanto, de la temperatura) obligaría al sistema a superar un umbral y desencadenaría retroalimentaciones positivas. [161] La hipótesis del forzamiento orbital ha sido cuestionada por un estudio que encontró que el PETM había coincidido con un mínimo en el ciclo de excentricidad de ~400 kyr, inconsistente con un disparador orbital propuesto para la hipertermal. [162]

Impacto del cometa

Una teoría sostiene que un cometa rico en 12 C chocó contra la Tierra e inició el 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 de arcilla caolinítica localizada con abundantes nanopartículas magnéticas y, especialmente, la aparición casi simultánea de la excursión de isótopos 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 las profundidades del océano. [163] Incluso teniendo en cuenta los procesos de retroalimentación, esto requeriría al menos 100 gigatoneladas de carbono extraterrestre. [163] Un impacto tan catastrófico debería haber dejado su huella en el mundo. 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 años demasiado tarde para que estas partículas magnéticas hubieran sido el resultado del impacto de un cometa, y la Las partículas tenían una estructura cristalina que era una firma de bacterias magnetotácticas más que un origen extraterrestre. [164] Sin embargo, análisis recientes han demostrado que las partículas aisladas de origen no biogénico constituyen la mayoría de las partículas magnéticas en la muestra de arcilla. [165]

Un informe de 2016 en Science describe el descubrimiento de eyecciones de impacto de tres secciones del límite marino de PE del margen atlántico del este de EE. UU., lo que indica que se produjo un impacto extraterrestre durante la excursión de isótopos de carbono en el límite de PE. [166] [167] Las esférulas de vidrio de silicato encontradas fueron identificadas como microtectitas y microcristitas. [166]

quema de turba

Alguna vez 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, de hecho, las plantas crecieron más vigorosamente durante el período del PETM. Esta teoría fue refutada, porque para producir el δ 13 CSi se observara la excursión, más del 90 por ciento de la biomasa de la Tierra tendría que haberse quemado. Sin embargo, el Paleoceno también es reconocido como una época de importante acumulación de turba en todo el mundo. Una búsqueda exhaustiva no logró encontrar pruebas de la combustión de materia orgánica fósil, en forma de hollín o partículas de carbono similares. [168]

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 concordante con el aumento de la temperatura global iniciado por cualquiera de las otras causas del calentamiento. [169] Los modelos matemáticos respaldan el aumento de la oxidación de la materia orgánica como una explicación viable para las excursiones isotópicas observadas en el carbono durante el inicio del PETM. [170]

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 los sedimentos de las turberas, lo que probablemente refleja una mayor metanogénesis de los humedales en las profundidades de las turberas. [171]

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 observados en el PETM. [172] 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 los microbios en descomposición en los sedimentos del fondo del mar, 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 poco profundos se disocian y liberan gas metano para llegar a la atmósfera. Dado que los clatratos biogénicos tienen un δ 13 Cfirma de −60 ‰ (los clatratos inorgánicos son todavía bastante grandes −40 ‰), masas relativamente pequeñas pueden producir grandes δ 13 Cexcursiones. Además, el metano es un potente gas de efecto invernadero cuando se libera a la atmósfera, por lo que provoca calentamiento y, a medida que el océano transporta este calor a los sedimentos del fondo, desestabiliza más clatratos. [39]

Para que la hipótesis del clatrato sea aplicable al PETM, los océanos deben mostrar signos de haber estado ligeramente más calientes antes de la excursión del isótopo de carbono, porque tomaría algún tiempo para que el metano se mezclara con el sistema y δ 13 C-carbono reducido que será devuelto al registro sedimentario del océano profundo. Hasta la década de 2000, la evidencia sugería que los dos picos eran en realidad simultáneos, lo que debilitaba el apoyo a la teoría del metano. En 2002, se produjo una breve brecha entre el calentamiento inicial y el δ 13 CSe detectó excursión. [173] En 2007, los marcadores químicos de la temperatura de la superficie ( TEX 86 ) también habían indicado que el calentamiento se produjo alrededor de 3.000 años antes de la excursión de los isótopos de carbono, aunque esto no parecía ser cierto para todos los núcleos. [50] Sin embargo, una investigación realizada en 2005 no encontró evidencia de esta brecha de tiempo en las aguas más profundas (no superficiales). [174] Además, el pequeño cambio aparente en TEX 86 que precede al δ 13 CLa anomalía puede atribuirse fácilmente (y de manera más plausible) a la variabilidad local (especialmente en la llanura costera del Atlántico, por ejemplo, Sluijs, et al., 2007), ya que el paleotermómetro TEX 86 es propenso a efectos biológicos significativos. El δ 18 Ode los agujeros bentónicos o planctónicos no muestra ningún precalentamiento en ninguna de estas localidades, y en un mundo sin hielo, generalmente es un indicador mucho más confiable de las temperaturas oceánicas pasadas. El análisis de estos registros revela otro hecho interesante: los foramios planctónicos (flotantes) registran el cambio a valores de isótopos más ligeros antes que los foramios bentónicos (que habitan en el fondo). [175] El encendedor (inferior δ 13 C) el carbono metanogénico sólo puede incorporarse a las conchas de los foraminíferos después de haber sido oxidado. Una liberación gradual del gas permitiría su oxidación en las profundidades del océano, lo que haría que los foraminíferos bentónicos mostraran valores más ligeros 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 consumió todo el oxígeno en las profundidades de la columna de agua, permitiendo que parte del metano llegara a la atmósfera sin oxidarse, donde reaccionaría el oxígeno atmosférico. con eso. Esta observación también nos permite limitar la duración de la liberación de metano a menos de 10.000 años. [173]

Sin embargo, existen varios problemas importantes con la hipótesis de la disociación del hidrato de metano. La interpretación más parsimoniosa para los foraminíferos de aguas superficiales muestra el δ 13 CLa 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 anómalo δ 13 C(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 más profundas del océano en escalas de tiempo mucho más largas, esperaríamos observar que la planctónica se desplazara hacia valores más claros antes que los bentónicos. [176]

Una crítica adicional 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. Así, los exponentes 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. [177]

Ha habido cierto debate sobre si había una cantidad suficiente de hidrato de metano para ser una fuente importante de carbono; un artículo de 2011 propuso que ese fuera el caso. [178] Alguna vez se consideró que la reserva mundial actual de hidrato de metano estaba entre 2.000 y 10.000 Gt C (miles de millones de toneladas de carbono ), pero ahora se estima entre 1.500 y 2.000 Gt C. [179] Sin embargo, debido a que el océano global Las temperaturas del fondo eran ~6 °C más altas que las actuales, lo que implica un volumen mucho menor de sedimento que alberga hidratos de gas que en la actualidad; se pensaba que la cantidad global de hidratos antes del PETM era mucho menor que las estimaciones actuales. [177] 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. [180] En un estudio de 2006, los científicos consideraron que la fuente de carbono del PETM era un misterio. [181] Un estudio de 2011, que utiliza simulaciones numéricas, sugiere que una mayor sedimentación y metanogénesis de carbono orgánico podría haber compensado el menor volumen de estabilidad de los hidratos. [178] Un estudio de 2016 basado en reconstrucciones del contenido de CO 2 atmosférico durante las excursiones de isótopos de carbono (CIE) del PETM, utilizando un análisis triple de isótopos de oxígeno, sugiere una liberación masiva de metano del fondo marino a la atmósfera como impulsor de los cambios climáticos. Los autores también afirman que, según ellos, la 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 fue identificada por primera vez. [182] En 2019, un estudio sugirió que hubo un calentamiento global de alrededor de 2 grados varios milenios antes del PETM, y que este calentamiento había eventualmente desestabilizado los hidratos de metano y causado el aumento de las emisiones de carbono durante el PETM, como lo demuestra el gran aumento de bario. concentraciones oceánicas (ya que los depósitos de hidratos de la era PETM también habrían sido ricos en bario y lo habrían liberado tras su fusión). [183] ​​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 había tiempo suficiente para una recuperación para 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 (la excursión de isótopos de carbono o CIE). [143]Un artículo de 2021 indicó 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 reservorio de carbono liberó importantes gases de efecto invernadero en respuesta al calentamiento inicial". [184]

En 2001 se estimó que se necesitarían alrededor de 2.300 años para que un aumento de temperatura difundiera el calor en el lecho marino a una profundidad suficiente para provocar una liberación de clatratos, aunque el plazo exacto depende en gran medida de una serie de suposiciones poco precisas. . [185] El calentamiento del océano debido a inundaciones y cambios de presión debido a una caída del nivel del mar puede haber causado que los clatratos se vuelvan inestables y liberen metano. Esto puede ocurrir en un período tan corto como unos pocos miles de años. El proceso inverso, el de fijar metano en clatratos, se produce a una escala mayor, de decenas de miles de años. [186]

Circulación oceánica

Los patrones a gran escala de la circulación oceánica son importantes al considerar cómo se transportó el calor a través de los océanos. Nuestra comprensión de estos patrones se encuentra todavía en una etapa preliminar. Los modelos muestran que existen posibles mecanismos para transportar rápidamente calor a las plataformas oceánicas poco profundas que contienen clatrato, dado el perfil batimétrico correcto, pero los modelos aún no pueden igualar 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 provocado la liberación de más de 2.000 gigatoneladas de gas metano de la zona de clatratos del fondo del océano. [187] Se ha argumentado que el momento de los cambios en la circulación oceánica con respecto al cambio en las proporciones de isótopos de carbono respalda la propuesta de que las aguas profundas más cálidas causaron la liberación de hidrato de metano. [188] Sin embargo, un estudio diferente no encontró evidencia de un cambio en la formación de aguas profundas, sino que sugirió que durante el PETM se produjo una subducción subtropical más profunda en lugar de una formación de aguas profundas subtropicales. [189]

La entrada de agua dulce del Ártico al Pacífico Norte podría servir como catalizador para la desestabilización de los hidratos de metano, un evento sugerido como precursor del inicio del PETM. [190]

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 de recuperación más probable implica un aumento de la productividad biológica, transportando carbono a las profundidades del océano. A esto contribuirían temperaturas globales y niveles de CO 2 más elevados , así como un mayor suministro de nutrientes (que resultaría 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 . [191] Sin embargo, este indicador puede reflejar la adición de bario disuelto en metano. [192] Las diversificaciones sugieren que la productividad aumentó en ambientes cercanos a la costa, que habrían sido cálidos y fertilizados por la escorrentía, compensando la reducción de la productividad en los océanos profundos. [117] Otro pulso de actividad volcánica NAIP también puede haber jugado un papel en la terminación de la hipertermal a través de un invierno volcánico. [193]

Comparación con el cambio climático actual

Desde al menos 1997, el PETM ha sido investigado en geociencia como un análogo para comprender los efectos del calentamiento global y de los aportes masivos de carbono al océano y la atmósfera, [194] [195] incluida la acidificación de los océanos . [39] Una diferencia principal es que durante el PETM, el planeta estaba libre de hielo, ya que el Pasaje Drake aún no se había abierto y la vía marítima centroamericana aún no se había cerrado. [196] 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] [40] la causa, los detalles y la importancia general del evento siguen siendo inciertos. [ cita necesaria ]

Tasa de adición de carbono

Las simulaciones de modelos de la adición máxima de carbono al sistema océano-atmósfera durante el PETM dan 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 ocurrió durante el PETM. [197] Se ha sugerido que el régimen actual de emisión de metano desde el fondo del océano es potencialmente similar al del PETM. [198] Debido a que la tasa moderna de liberación de carbono excede la del PETM, se especula que un escenario similar al PETM es la consecuencia en el mejor de los casos del calentamiento global antropogénico, con una extinción masiva de una magnitud similar al evento de extinción del Cretácico-Paleógeno . el peor de los casos. [199]

Similitud de temperaturas

El profesor de ciencias terrestres y planetarias James Zachos señala que las proyecciones del IPCC para 2300 en el escenario de "seguir como siempre" podrían "potencialmente llevar la temperatura global a un nivel que el planeta no ha visto en 50 millones de años", durante el Eoceno temprano. [200] Algunos han descrito el PETM como posiblemente el mejor análogo antiguo del cambio climático moderno. [201] Los científicos han investigado los efectos del cambio climático en la química de los océanos explorando los cambios oceánicos durante el PETM. [202] [203]

Puntos de inflexión

Un estudio encontró que el PETM muestra que existen importantes puntos de inflexión que cambian el clima en el sistema terrestre , lo que "puede desencadenar la liberación de reservas de carbono adicionales e impulsar el clima de la Tierra a un estado más cálido". [204] [143]

Sensibilidad climática

Sigue siendo objeto de debate si la sensibilidad climática fue menor o mayor durante el PETM que hoy. Un estudio de 2022 encontró 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 sensibles al forzamiento de los gases de efecto invernadero en comparación con la actualidad, cuando existen muchos menos mares epicontinentales. [205] Otra investigación, sin embargo, sugiere que la sensibilidad climática fue mayor durante el PETM que hoy, [206] lo que significa que la sensibilidad a la liberación de gases de efecto invernadero aumenta cuanto mayor es su concentración en la atmósfera. [207]

Ver también

Referencias

  1. ^ abc Haynes LL, Hönisch B (14 de septiembre de 2020). "El inventario de carbono del agua de mar en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 117 (39): 24088–24095. Código Bib : 2020PNAS..11724088H. doi : 10.1073/pnas.2003197117 . PMC  7533689 . PMID  32929018.
  2. ^ abcdefghi McInherney, FA, Wing, S. (2011). "Una perturbación del ciclo del carbono, el clima y la biosfera con implicaciones para el futuro". Revista Anual de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 39 : 489–516. Código Bib : 2011AREPS..39..489M. doi : 10.1146/annurev-earth-040610-133431. Archivado desde el original el 14 de septiembre de 2016 . Consultado el 3 de febrero de 2016 .
  3. ^ Westerhold, T.., Röhl, U., Raffi, I., Fornaciari, E., Monechi, S., Reale, V., Bowles, J., Evans, HF (2008). «Calibración astronómica del tiempo del Paleoceno» (PDF) . Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 257 (4): 377–403. Código Bib : 2008PPP...257..377W. doi :10.1016/j.palaeo.2007.09.016. Archivado (PDF) desde el original el 9 de agosto de 2017 . Consultado el 6 de julio de 2019 .
  4. ^ ab Bowen, et al. (2015). "Dos liberaciones masivas y rápidas de carbono durante el inicio del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Naturaleza . 8 (1): 44–47. Código Bib : 2015NatGe...8...44B. doi : 10.1038/ngeo2316.
  5. ^ ab Li M, Bralower TJ, Kump LR, Self-Trail JM, Zachos JC, Rush WD, Robinson MM (24 de septiembre de 2022). "Astrocronología del máximo térmico Paleoceno-Eoceno en la llanura costera atlántica". Comunicaciones de la naturaleza . 13 (1): 5618. doi :10.1038/s41467-022-33390-x. ISSN  2041-1723. PMC 9509358 . PMID  36153313. 
  6. ^ abc Gutjahr M, Ridgwell A, Sexton PF, Anagnostou E, Pearson PN, Pälike H, Norris RD, Thomas E , Foster GL (agosto de 2017). "Liberación muy grande de carbono principalmente volcánico durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Naturaleza . 548 (7669): 573–577. Código Bib :2017Natur.548..573G. doi : 10.1038/naturaleza23646. ISSN  1476-4687. PMC 5582631 . PMID  28858305. 
  7. ^ ab Jones S, Hoggett M, Greene S, Jones T (2019). "El gran flujo termogénico de gases de efecto invernadero de la provincia ígnea podría haber iniciado el cambio climático del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Comunicaciones de la naturaleza . 10 (1): 5547. Código bibliográfico : 2019NatCo..10.5547J. doi : 10.1038/s41467-019-12957-1 . PMC 6895149 . PMID  31804460. 
  8. ^ ab Kennett, JP, Stott, LD (1991). "Calentamiento abrupto de las profundidades marinas, cambios paleoceanográficos y extinciones bentónicas al final del Paleoceno" (PDF) . Naturaleza . 353 (6341): 225–229. Código Bib :1991Natur.353..225K. doi :10.1038/353225a0. S2CID  35071922. Archivado (PDF) desde el original el 3 de marzo de 2016 . Consultado el 8 de enero de 2020 .
  9. ^ ab Koch, PL, Zachos, JC, Gingerich, PD (1992). "Correlación entre registros de isótopos en reservorios de carbono marinos y continentales cerca del límite Paleoceno/Eoceno". Naturaleza . 358 (6384): 319–322. Código Bib :1992Natur.358..319K. doi :10.1038/358319a0. hdl : 2027.42/62634 . S2CID  4268991.
  10. ^ Haynes LL, Hönisch B (29 de septiembre de 2020). "El inventario de carbono del agua de mar en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Procedimientos de la Academia Nacional de Ciencias . 117 (39): 24088–24095. doi : 10.1073/pnas.2003197117 . ISSN  0027-8424. PMC 7533689 . PMID  32929018. 
  11. ^ ab Van der Meulen B, Gingerich PD, Lourens LJ, Meijer N, Van Broekhuizen S, Van Ginneken S, Abels HA (15 de marzo de 2020). "Recuperación de isótopos de carbono y mamíferos del calentamiento extremo por efecto de invernadero en el límite Paleoceno-Eoceno en estratos fluviales calibrados astronómicamente, Cuenca Bighorn, Wyoming, EE. UU.". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 534 : 116044. Código Bib : 2020E&PSL.53416044V. doi : 10.1016/j.epsl.2019.116044 . S2CID  212852180.
  12. ^ Zachos, JC, Kump, LR (2005). "Retroalimentación del ciclo del carbono y el inicio de la glaciación antártica en el Oligoceno temprano". Cambio Global y Planetario . 47 (1): 51–66. Código Bib : 2005GPC....47...51Z. doi :10.1016/j.gloplacha.2005.01.001.
  13. ^ "Cuadro cronoestratigráfico internacional" (PDF) . Comisión Internacional de Estratigrafía.
  14. ^ ab Zachos, JC, Dickens, GR, Zeebe, RE (2008). "Una perspectiva cenozoica temprana sobre el calentamiento del invernadero y la dinámica del ciclo del carbono" (PDF) . Naturaleza . 451 (7176): 279–283. Código Bib :2008Natur.451..279Z. doi : 10.1038/naturaleza06588 . PMID  18202643. S2CID  4360841. Archivado (PDF) desde el original el 5 de julio de 2008 . Consultado el 23 de abril de 2008 .
  15. ^ Gilmour I, Jolley D, Kemp D, Kelley S, Gilmour M, Daly R, Widdowson M (1 de septiembre de 2014). "El evento hipertermal temprano de Danian en Boltysh (Ucrania): relación con los eventos fronterizos del Cretácico-Paleógeno". En Keller G, Kerr AC (eds.). Vulcanismo, impactos y extinciones masivas: causas y efectos. Sociedad Geológica de América. doi :10.1130/2014.2505(06). ISBN 978-0-8137-2505-5.
  16. ^ Thomas E, Boscolo-Galazzo F, Balestra B, Monechi S, Donner B, Röhl U (1 de julio de 2018). "Máximo térmico 3 del Eoceno temprano: respuesta biótica en Walvis Ridge (SE Océano Atlántico)". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 33 (8): 862–883. Código Bib : 2018PaPa...33..862T. doi :10.1029/2018PA003375. S2CID  133958051 . Consultado el 22 de noviembre de 2022 .
  17. ^ Inglis G, et al. (2020). "Temperatura superficial media global y sensibilidad climática del óptimo climático del Eoceno temprano (EECO), del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM) y del Paleoceno tardío". Clima del pasado . 16 (5): 1953–1968. Código Bib : 2020CliPa..16.1953I. doi : 10.5194/cp-16-1953-2020 . hdl : 1983/24a30f12-51a6-4544-9db8-b2009e33c02a . S2CID  227178097.
  18. ^ ab Evans D, Wade BS, Henehan M, Erez J, Müller W (6 de abril de 2016). "Revisando los controles de la química de los carbonatos en los foraminíferos planctónicos Mg / Ca: implicaciones para la temperatura de la superficie del mar y los cambios hidrológicos durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno y la transición Eoceno-Oligoceno". Clima del pasado . 12 (4): 819–835. Código Bib : 2016CliPa..12..819E. doi : 10.5194/cp-12-819-2016 . Consultado el 5 de abril de 2023 .
  19. ^ Thomas E, Shackleton Nueva Jersey (1996). "La extinción de los foraminíferos bentónicos del Paleoceno-Eoceno y anomalías de isótopos estables". Sociedad Geológica de Londres, Publicaciones especiales . 101 (1): 401–441. Código Bib : 1996GSLSP.101..401T. doi :10.1144/GSL.SP.1996.101.01.20. S2CID  130770597. Archivado desde el original el 21 de mayo de 2013 . Consultado el 21 de abril de 2013 .
  20. ^ Speijer R, Scheibner C, Stassen P, Morsi AM (1 de mayo de 2012). "Respuesta de los ecosistemas marinos al calentamiento global en tiempos profundos: una síntesis de patrones bióticos a lo largo del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM)". Revista Austriaca de Ciencias de la Tierra . 105 (1): 6–16 . Consultado el 6 de abril de 2023 .
  21. ^ Wing SL, Harrington GJ, Smith FA, Bloch JI, Boyer DM, Freeman KH (11 de noviembre de 2005). "Cambio floral transitorio y rápido calentamiento global en el límite Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 310 (5750): 993–996. Código Bib : 2005 Ciencia... 310..993W. doi : 10.1126/ciencia.1116913. PMID  16284173. S2CID  7069772 . Consultado el 6 de abril de 2023 .
  22. ^ ab Frieling J, Gebhardt H, Huber M, Adekeye OA, Akande SO, Reichart GJ, Middelburg JJ, Schouten S, Sluijs A (3 de marzo de 2017). "Calidez extrema y plancton estresado por el calor en los trópicos durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Avances científicos . 3 (3): e1600891. Código Bib : 2017SciA....3E0891F. doi :10.1126/sciadv.1600891. PMC 5336354 . PMID  28275727. 
  23. ^ abc Thierry Adatte, Hassan Khozyem, Jorge E. Spangenberg, Bandana Samant, Gerta Keller (2014). "Respuesta del medio terrestre al Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), nuevos conocimientos de la India y el NE de España". Rendiconti della Società Geologica Italiana . 31 : 5–6. doi :10.3301/ROL.2014.17.
  24. ^ Broz AP, Pritchard-Peterson D, Spinola D, Schneider S, Retallack G, Silva LC (31 de enero de 2024). "Clima de invernadero del Eoceno (50-55 Ma) registrado en rocas no marinas de San Diego, CA, EE. UU.". Informes científicos . 14 (1): 2613. doi : 10.1038/s41598-024-53210-0. ISSN  2045-2322. PMC 10830502 . PMID  38297060. 
  25. ^ Robert C, Kennett JP (1 de marzo de 1994). "Episodio húmedo subtropical antártico en el límite Paleoceno-Eoceno: evidencia de arcilla y minerales". Geología . 22 (3): 211. Bibcode : 1994Geo....22..211R. doi :10.1130/0091-7613(1994)022<0211:ASHEAT>2.3.CO;2. ISSN  0091-7613 . Consultado el 27 de diciembre de 2023 .
  26. ^ Aze T, Pearson PN, Dickson AJ, Badger MP, Bown PR, Pancost RD, Gibbs SJ, Huber BT, Leng MJ, Coe AL, Cohen AS, Foster GL (1 de septiembre de 2014). "Calentamiento extremo de aguas tropicales durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geología . 42 (9): 739–742. Código Bib : 2014Geo....42..739A. doi : 10.1130/G35637.1 . hdl : 1983/eb48805c-800e-4941-953c-dcbe129c5f59 . S2CID  216051165.
  27. ^ Harper DT, Hönisch B, Zeebe RE, Shaffer G, Haynes LL, Thomas E, Zachos JC (18 de diciembre de 2019). "La magnitud de la acidificación de la superficie del océano y la liberación de carbono durante el máximo térmico del Eoceno 2 (ETM-2) y el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM)". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 35 (2). doi :10.1029/2019PA003699. ISSN  2572-4517 . Consultado el 27 de diciembre de 2023 .
  28. ^ Barnet JS, Harper DT, LeVay LJ, Edgar KM, Henehan MJ, Babila TL, Ullmann CV, Leng MJ, Kroon D, Zachos JC, Littler K (1 de septiembre de 2020). "Evolución conjunta de la temperatura y la química de los carbonatos durante el Paleoceno-Eoceno; nuevos registros de oligoelementos del Océano Índico de baja latitud". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 545 : 116414. Código Bib : 2020E y PSL.54516414B. doi : 10.1016/j.epsl.2020.116414 . hdl : 10023/20365 . S2CID  221369520.
  29. ^ Zachos JC, Wara MW, Bohaty S, Delaney ML, Petrizzo MR, Brill A, Bralower TJ, Premoli-Silva I (28 de noviembre de 2003). "Un aumento transitorio de la temperatura de la superficie del mar tropical durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 302 (5650): 1551-1554. Código bibliográfico : 2003 Ciencia... 302.1551Z. doi : 10.1126/ciencia.1090110 . PMID  14576441. S2CID  6582869.
  30. ^ Hollis CJ, Taylor KW, Handley L, Pancost RD, Huber M, Creech JB, Hines BR, Crouch EM, Morgans HE, Crampton JS, Gibbs S, Pearson PN, Zachos JC (15 de julio de 2013). "Errata de" Historia de las temperaturas del Paleógeno temprano en el Océano Pacífico sudoccidental: conciliación de indicadores y modelos "[Earth Planet. Sci. Lett. 349 (2012) 53–66]". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 374 : 258–259. Código Bib : 2013E y PSL.374..258H. doi : 10.1016/j.epsl.2013.06.012 . Consultado el 18 de septiembre de 2022 .
  31. ^ Hollis CJ, Taylor KW, Handley L, Pancost RD, Huber M, Creech JB, Hines BR, Crouch EM, Morgans HE, Crampton JS, Gibbs S, Pearson PN, Zachos JC (1 de octubre de 2012). "Historia de la temperatura del Paleógeno temprano del Océano Pacífico suroeste: conciliación de sustitutos y modelos". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 349–350: 53–66. Código Bib : 2012E y PSL.349...53H. doi : 10.1016/j.epsl.2012.06.024 . Consultado el 18 de septiembre de 2022 .
  32. ^ Frieling J, Bohaty SM, Cramwinckel MJ, Gallagher SJ, Holdgate GR, Reichgelt T, Peterse F, Pross J, Sluijs A, Bijl PK (16 de febrero de 2023). "Revisando la extensión geográfica del calor excepcional en el Océano Austral del Paleógeno temprano". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 38 (3). Código Bib : 2023PaPa...38.4529F. doi : 10.1029/2022PA004529 . ISSN  2572-4517.
  33. ^ Sluijs A, Bijl PK, Schouten S, Röhl U, Reichart GJ, Brinkhuis H (26 de enero de 2011). "Calentamiento del océano austral, nivel del mar y cambio hidrológico durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Clima del pasado . 7 (1): 47–61. Código Bib : 2011CliPa...7...47S. doi : 10.5194/cp-7-47-2011 . Consultado el 19 de mayo de 2023 .
  34. ^ Stokke EW, Jones MT, Tierney JE, Svensen HH, Whiteside JH (15 de agosto de 2020). "Cambios de temperatura en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: un nuevo récord de temperatura TEX86 de alta resolución de la cuenca oriental del Mar del Norte". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 544 : 116388. Código bibliográfico : 2020E y PSL.54416388S. doi : 10.1016/j.epsl.2020.116388. hdl : 10852/81373 . S2CID  225387296 . Consultado el 3 de julio de 2023 .
  35. ^ Moran K, Backman J, Pagani o (2006). "El paleoambiente cenozoico del Océano Ártico". Naturaleza . 441 (7093): 601–605. Código Bib :2006Natur.441..601M. doi : 10.1038/naturaleza04800. hdl : 11250/174276 . PMID  16738653. S2CID  4424147.
  36. ^ los dinoflagelados Apectodinium spp.
  37. ^ ab Sluijs A, Schouten S, Pagani M, Woltering M, Brinkhuis, H., Damsté, JSS, Dickens, GR, Huber, M., Reichart, GJ, Stein, R., et al. (2006). "Temperaturas subtropicales del océano Ártico durante el máximo térmico del Paleoceno / Eoceno" (PDF) . Naturaleza . 441 (7093): 610–613. Código Bib :2006Natur.441..610S. doi : 10.1038/naturaleza04668. hdl :11250/174280. PMID  16752441. S2CID  4412522.
  38. ^ Shellito CJ, Sloan LC, Huber M (2003). "Sensibilidad del modelo climático a los niveles de CO 2 atmosférico en el Paleógeno Temprano-Medio". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 193 (1): 113–123. Código Bib : 2003PPP...193..113S. doi :10.1016/S0031-0182(02)00718-6.
  39. ^ abc Dickens, GR, Castillo, MM, Walker, JCG (1997). "Una explosión de gas en el Paleoceno posterior; simulando efectos de primer orden de la disociación masiva del hidrato de metano oceánico". Geología . 25 (3): 259–262. Código Bib : 1997Geo....25..259D. doi :10.1130/0091-7613(1997)025<0259:abogit>2.3.co;2. PMID  11541226. S2CID  24020720.
  40. ^ abc Zeebe, R., Zachos, JC, Dickens, GR (2009). "El forzamiento del dióxido de carbono por sí solo es insuficiente para explicar el calentamiento máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geociencia de la naturaleza . 2 (8): 576–580. Código Bib : 2009NatGe...2..576Z. CiteSeerX 10.1.1.704.7960 . doi : 10.1038/ngeo578. 
  41. ^ Zhang Q, Ding L, Kitajima K, Valley JW, Zhang B, Xu X, Willems H, Klügel A (1 de enero de 2020). "Restringir la magnitud de la excursión de isótopos de carbono durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno utilizando foraminíferos bentónicos más grandes". Cambio Global y Planetario . 184 : 103049. Código Bib : 2020GPC...18403049Z. doi :10.1016/j.gloplacha.2019.103049. ISSN  0921-8181 . Consultado el 6 de enero de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  42. ^ Zhang Q, Wendler I, Xu X, Willems H, Ding L (junio de 2017). "Estructura y magnitud de la excursión de isótopos de carbono durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Investigación de Gondwana . 46 : 114-123. Código Bib : 2017GondR..46..114Z. doi : 10.1016/j.gr.2017.02.016 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  43. ^ Norris, RD, Röhl, U. (1999). "Ciclo del carbono y cronología del calentamiento climático durante la transición Paleoceno/Eoceno". Naturaleza . 401 (6755): 775–778. Código Bib :1999Natur.401..775N. doi :10.1038/44545. S2CID  4421998.
  44. ^ abcd Panchuk, K., Ridgwell, A., Kump, LR (2008). "Respuesta sedimentaria a la liberación máxima térmica de carbono del Paleoceno-Eoceno: una comparación de datos modelo". Geología . 36 (4): 315–318. Código Bib : 2008Geo....36..315P. doi :10.1130/G24474A.1.
  45. ^ Cui, Y., Kump, LR, Ridgwell, AJ, Charles, AJ, Junium, CK, Diefendorf, AF, Freeman, KH, Urban, NM, Harding, IC (2011). "Lenta liberación de carbono fósil durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geociencia de la naturaleza . 4 (7): 481–485. Código bibliográfico : 2011NatGe...4..481C. doi : 10.1038/ngeo1179.
  46. ^ Röhl, U., Bralower, TJ, Norris, RD, Wefer, G. (2000). "Nueva cronología del máximo térmico del Paleoceno tardío y sus implicaciones ambientales". Geología . 28 (10): 927–930. Código Bib : 2000Geo....28..927R. doi :10.1130/0091-7613(2000)28<927:NCFTLP>2.0.CO;2.
  47. ^ Röhl U, Westerhold T, Bralower TJ, Zachos JC (11 de diciembre de 2007). "Sobre la duración del máximo térmico Paleoceno-Eoceno (PETM)". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 8 (12): 1–13. Código Bib : 2007GGG..... 812002R. doi :10.1029/2007GC001784. S2CID  53349725 . Consultado el 8 de abril de 2023 .
  48. ^ Dickens, GR (2000). "Oxidación de metano durante el máximo térmico del Paleoceno tardío". Boletín de la Société Géologique de Francia . 171 : 37–49.
  49. ^ Farley, KA, Eltgroth, SF (2003). "Un modelo de edad alternativo para el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno utilizando 3He extraterrestre". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 208 (3–4): 135–148. Código Bib : 2003E y PSL.208..135F. doi :10.1016/S0012-821X(03)00017-7.
  50. ^ ab Sluijs, A., Brinkhuis, H., Schouten, S., Bohaty, SM, John, CM, Zachos, JC, Reichart, GJ, Sinninghe Damste, JS, Crouch, EM, Dickens, GR (2007). "Precursores ambientales de la rápida inyección de carbono ligero en el límite Paleoceno/Eoceno". Naturaleza . 450 (7173): 1218–21. Código Bib : 2007Natur.450.1218S. doi : 10.1038/naturaleza06400. hdl : 1874/31621 . PMID  18097406. S2CID  4359625.
  51. ^ Baczynski AA, McInerney FA, ​​Wing SL, Kraus MJ, Bloch JI, Boyer DM, Secord R, Morse PE, Fricke HJ (6 de septiembre de 2013). "Implicaciones quimioestratigráficas de la variación espacial en la excursión de isótopos de carbono del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno, SE Bighorn Basin, Wyoming". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 14 (10): 4133–4152. Código Bib : 2013GGG....14.4133B. doi :10.1002/ggge.20265. S2CID  129964067 . Consultado el 19 de mayo de 2023 .
  52. ^ Baczynski AA, McInerney FA, ​​Wing SL, Kraus MJ, Morse PE, Bloch JI, Chung AH, Freeman KH (1 de septiembre de 2016). "Distorsión de la excursión de isótopos de carbono en la materia orgánica del suelo durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 128 (9–10): 1352–1366. Código Bib : 2016GSAB..128.1352B. doi : 10.1130/B31389.1 . Consultado el 19 de mayo de 2023 .
  53. ^ ab Pagani, M., Pedentchouk, N., Huber, M., Sluijs, A., Schouten, S., Brinkhuis, H., Sinninghe Damsté, JS, Dickens, GR, otros (2006). "Hidrología ártica durante el calentamiento global en el máximo térmico del Paleoceno / Eoceno". Naturaleza . 442 (7103): 671–675. Código Bib :2006Natur.442..671P. doi : 10.1038/naturaleza05043. hdl : 1874/22388 . PMID  16906647. S2CID  96915252.
  54. ^ Speelman EN, van Kempen MM, Barke J, Brinkhuis H, Reichart GJ, Smolders AJ, Roelofs JG, Sangeorgi F, de Leeuw JW, Lotter AF, Sinninghe Damest JS (marzo de 2009). "La floración de Azolla ártica del Eoceno: condiciones ambientales, productividad y reducción de carbono". Geobiología . 7 (2): 155-170. Código Bib : 2009Gbio....7..155S. doi :10.1111/j.1472-4669.2009.00195.x. PMID  19323694. S2CID  13206343 . Consultado el 12 de julio de 2019 .
  55. ^ Xie Y, Wu F, Fang X (enero de 2022). "Un ecosistema de bosque subtropical del sur transitorio en el centro de China impulsado por el rápido calentamiento global durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Investigación de Gondwana . 101 : 192-202. Código Bib : 2022GondR.101..192X. doi : 10.1016/j.gr.2021.08.005 . Consultado el 28 de septiembre de 2022 .
  56. ^ Samanta A, Bera MK, Ghosh R, Bera S, Filley T, Prade K, Rathore SS, Rai J, Sarkar A (1 de octubre de 2013). "¿Las grandes excursiones isotópicas de carbono en la materia orgánica terrestre a través del límite Paleoceno-Eoceno en la India indican una intensificación de las precipitaciones tropicales?". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 387 : 91-103. Código Bib : 2013PPP...387...91S. doi : 10.1016/j.palaeo.2013.07.008 . Consultado el 15 de noviembre de 2022 .
  57. ^ Walters GL, Kemp SJ, Hemingway JD, Johnston DT, Hodell DA (22 de diciembre de 2022). "Los isótopos de hidroxilo de arcilla muestran un ciclo hidrológico mejorado durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Comunicaciones de la naturaleza . 13 (1): 7885. Código bibliográfico : 2022NatCo..13.7885W. doi :10.1038/s41467-022-35545-2. PMC 9780225 . PMID  36550174. 
  58. ^ Garel S, Schnyder J, Jacob J, Dupuis C, Boussafir M, Le Milbeau C, Storme JY, Iakovleva AI, Yans J, Baudin F, Fléhoc C, Quesnel F (15 de abril de 2013). "Cambios paleohidrológicos y paleoambientales registrados en sedimentos terrestres del límite Paleoceno-Eoceno (Normandía, Francia)". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 376 : 184-199. Código Bib : 2013PPP...376..184G. doi : 10.1016/j.palaeo.2013.02.035 . Consultado el 11 de junio de 2023 .
  59. ^ Sluijs A, Brinkhuis H (25 de agosto de 2009). "Un estado dinámico del clima y del ecosistema durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: inferencias de conjuntos de quistes de dinoflagelados en la plataforma de Nueva Jersey". Biogeociencias . 6 (8): 1755-1781. Código Bib : 2009BGeo....6.1755S. doi : 10.5194/bg-6-1755-2009 . ISSN  1726-4189 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  60. ^ Beard KC (11 de marzo de 2008). "La biogeografía de primates y mamíferos más antigua de América del Norte durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 105 (10): 3815–3818. Código Bib : 2008PNAS..105.3815B. doi : 10.1073/pnas.0710180105 . PMC 2268774 . PMID  18316721. 
  61. ^ Baczynski AA, McInerney FA, ​​Wing SL, Kraus MJ, Bloch JI, Secord R (1 de enero de 2017). "Restringir el cambio paleohidrológico durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno en el interior continental de América del Norte". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 465 : 237–246. Código Bib : 2017PPP...465..237B. doi : 10.1016/j.palaeo.2016.10.030 . Consultado el 19 de mayo de 2023 .
  62. ^ Shields CA, Kiehl JT, Rush W, Rothstein M, Snyder MA (abril de 2021). "Ríos atmosféricos en simulaciones de alta resolución del Máximo Térmico Paleoceno Eoceno (PETM)". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 567 : 110293. doi : 10.1016/j.palaeo.2021.110293 . Consultado el 14 de marzo de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  63. ^ Handley L, O'Halloran A, Pearson PN, Hawkins E, Nicholas CJ, Schouten S, McMillan IK, Pancost RD (15 de abril de 2012). "Cambios en el ciclo hidrológico en África oriental tropical durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 329–330: 10–21. Código Bib : 2012PPP...329...10H. doi : 10.1016/j.palaeo.2012.02.002 . Consultado el 22 de abril de 2023 .
  64. ^ Giusberti L, Boscolo Galazzo F, Thomas E (9 de febrero de 2016). "Variabilidad del clima y productividad durante el Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno en el Tetis occidental (sección Forada)". Clima del pasado . 12 (2): 213–240. Código Bib : 2016CliPa..12..213G. doi : 10.5194/cp-12-213-2016 . hdl : 11577/3182470 . Consultado el 11 de junio de 2023 .
  65. ^ Bornemann A, Norris RD, Lyman JA, D'haenens S, Groeneveld J, Röhl U, Farley KA, Speijer RP (15 de mayo de 2014). "Cambio ambiental persistente después del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno en el Atlántico norte oriental". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 394 : 70–81. Código Bib : 2014E y PSL.394...70B. doi : 10.1016/j.epsl.2014.03.017 . Consultado el 11 de junio de 2023 .
  66. ^ Singh B, Singh S, Bhan U (3 de febrero de 2022). "Eventos anóxicos oceánicos en la historia geológica de la Tierra y firma de tales eventos en los registros de sedimentos de la cuenca del antepaís del Himalaya del Paleoceno-Eoceno en el noroeste del Himalaya, India". Revista Árabe de Geociencias . 15 (317). Código Bib : 2022ArJG...15..317S. doi :10.1007/s12517-021-09180-y. S2CID  246481800 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  67. ^ Nicolo MJ, Dickens GR, Hollis CJ (4 de noviembre de 2010). "Agotamiento del oxígeno del agua intermedia del Pacífico Sur al inicio del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno como se muestra en las secciones del margen de Nueva Zelanda: CESE DE LA BIOTURBACIÓN AL INICIO DEL PETM". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 25 (4): n/a. doi :10.1029/2009PA001904 . Consultado el 6 de enero de 2024 .
  68. ^ ab Zachos, JC, Röhl, U., Schellenberg, SA, Sluijs, A., Hodell, DA, Kelly, DC, Thomas, E., Nicolo, M., Raffi, I., Lourens, LJ, et al. (2005). "Rápida acidificación del océano durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno" (PDF) . Ciencia . 308 (5728): 1611-1615. Código bibliográfico : 2005 Ciencia... 308.1611Z. doi :10.1126/ciencia.1109004. hdl : 1874/385806. PMID  15947184. S2CID  26909706. Archivado (PDF) desde el original el 10 de septiembre de 2008 . Consultado el 23 de abril de 2008 .
  69. ^ Zhou X, Thomas E, Rickaby RE , Winguth AM, Lu Z (2014). "Evidencia de I / Ca de la desoxigenación global de la parte superior del océano durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM)". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 29 (10): 964–975. Código Bib : 2014PalOc..29..964Z. doi : 10.1002/2014PA002702 .
  70. ^ Carmichael MJ, Inglis GN, Badger MP, Naafs BD, Behrooz L, Remmelzwaal S, Monteiro FM, Rohrssen M, Farnsworth A, Buss HL, Dickson AJ, Valdes PJ, Lunt DJ, Pancost RD (octubre de 2017). "Consecuencias hidrológicas y biogeoquímicas asociadas del rápido calentamiento global durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Cambio Global y Planetario . 157 : 114-138. Código Bib : 2017GPC...157..114C. doi :10.1016/j.gloplacha.2017.07.014. hdl : 1983/e0d75bfc-35b5-4fbe-886b-10e04049f9e3 . S2CID  44193490 . Consultado el 24 de abril de 2023 .
  71. ^ ab Schoon PL, Heilmann-Clausen C, Schultz BP, Sinninghe Damsté JS, Schouten S (enero de 2015). "Calentamiento y cambios ambientales en la cuenca oriental del Mar del Norte durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno según lo revelado por los lípidos biomarcadores". Geoquímica Orgánica . 78 : 79–88. Código Bib : 2015OrGeo..78...79S. doi : 10.1016/j.orggeochem.2014.11.003 . Consultado el 24 de abril de 2023 .
  72. ^ Stokke EW, Jones MT, Riber L, Haflidason H, Midtkandal I, Schultz BP, Svensen HH (1 de octubre de 2021). "Respuestas ambientales rápidas y sostenidas al calentamiento global: el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno en el este del Mar del Norte". Clima del pasado . 17 (5): 1989–2013. Código Bib : 2021CliPa..17.1989S. doi : 10.5194/cp-17-1989-2021 . hdl : 10852/92695 . ISSN  1814-9332.
  73. ^ Sluijs A, Van Roij L, Harrington GJ, Schouten S, Sessa JA, LeVay LJ, Reichart GJ, Slomp CP (25 de julio de 2014). "Calentamiento, euxinia y aumento del nivel del mar durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno en la llanura costera del Golfo: implicaciones para la oxigenación de los océanos y el ciclo de nutrientes". Clima del pasado . 10 (4): 1421-1439. Código Bib : 2014CliPa..10.1421S. doi : 10.5194/cp-10-1421-2014 . hdl : 1969.1/181764 . Consultado el 3 de julio de 2023 .
  74. ^ Dickson AJ, Rees-Owen RL, März C, Coe AL, Cohen AS, Pancost RD, Taylor K, Shcherbinina E (30 de abril de 2014). "La propagación de la anoxia marina en el margen norte de Tetis durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 29 (6): 471–488. Código Bib : 2014PalOc..29..471D. doi : 10.1002/2014PA002629 .
  75. ^ Sluijs A, Röhl U, Schouten S, Brumsack HJ, Sangiorgi F, Sinninghe Damsté JS, Brinkhuis H (7 de febrero de 2008). "Paleoambientes árticos del Paleoceno tardío-Eoceno temprano con especial énfasis en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (Lomonosov Ridge, Expedición 302 del Programa Integrado de Perforación Oceánica): AMBIENTES ÁRTICOS DEL PALEOCENO-EOCENO". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 23 (1): n/d. doi : 10.1029/2007PA001495 .
  76. ^ Von Strandmann PA, Jones MT, West AJ, Murphy MJ, Stokke EW, Tarbuck G, Wilson DJ, Pearce CR, Schmidt DN (15 de octubre de 2021). "Evidencia de isótopos de litio de una mayor meteorización y erosión durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Avances científicos . 7 (42): eabh4224. Código Bib : 2021SciA....7.4224P. doi :10.1126/sciadv.abh4224. PMC 8519576 . PMID  34652934. 
  77. ^ Singh BP, Singh YR, Andotra DS, Patra A, Srivastava VK, Guruaribam V, Sijagurumayum U, Singh GP (1 de enero de 2016). "La transgresión del Paleoceno tardío (57,9-54,7 Ma) impulsada tectónicamente y la última regresión del Eoceno medio (41,3-38,0 Ma) forzada climáticamente en el subcontinente indio". Revista de Ciencias de la Tierra Asiáticas . 115 : 124-132. Código Bib :2016JAESc.115..124S. doi :10.1016/j.jseaes.2015.09.030. ISSN  1367-9120 - vía Elsevier Science Direct.
  78. ^ Nunes, F., Norris, RD (2006). "Inversión abrupta en el vuelco del océano durante el período cálido del Paleoceno / Eoceno". Naturaleza . 439 (7072): 60–3. Código Bib :2006Natur.439...60N. doi : 10.1038/naturaleza04386. PMID  16397495. S2CID  4301227.
  79. ^ Pak DK, Miller KJ (agosto de 1992). "Ensamblajes y isótopos de foraminíferos bentónicos del Paleoceno al Eoceno: implicaciones para la circulación en aguas profundas". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 7 (4): 405–422. Código bibliográfico : 1992PalOc...7..405P. doi :10.1029/92PA01234 . Consultado el 7 de abril de 2023 .
  80. ^ Fantle MS, Ridgwell A (5 de agosto de 2020). "Hacia una comprensión de la señal isotópica de Ca relacionada con la acidificación de los océanos y los excesos de alcalinidad en el registro de rocas". Geología Química . 547 : 119672. Código bibliográfico : 2020ChGeo.54719672F. doi : 10.1016/j.chemgeo.2020.119672 . S2CID  219461270.
  81. ^ Kitch GD (diciembre de 2021). "Composición de isótopos de calcio de Morozovella durante el Paleoceno tardío y el Eoceno temprano". Identificación y limitación del estrés de biocalcificación debido a eventos de acidificación geológica de los océanos (PhD). Northwestern University . ProQuest2617262217 . ​ Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  82. ^ Kaitlin Alexander, Katrin J. Meissner, Timothy J. Bralower (11 de mayo de 2015). "Difusión repentina de aguas corrosivas del fondo durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geociencia de la naturaleza . 8 (6): 458–461. Código Bib : 2015NatGe...8..458A. doi :10.1038/ngeo2430.
  83. ^ Colosimo AB, Bralower TJ, Zachos JC (junio de 2006). "Evidencia de bajíos de lisoclina en el máximo térmico del Paleoceno / Eoceno en Shatsky Rise, noroeste del Pacífico". En Bralower TJ, Silva IP, Malone MJ (eds.). Actas del programa de perforación oceánica, 198 resultados científicos. vol. 198. Programa de Perforación Oceánica. doi :10.2973/odp.proc.sr.198.112.2006.
  84. ^ Ma Z, Gray E, Thomas E, Murphy B, Zachos JC, Paytan A (13 de abril de 2014). "Secuestro de carbono durante el Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno mediante una bomba biológica eficiente". Geociencia de la naturaleza . 7 (1): 382–388. Código Bib : 2014NatGe...7..382M. doi : 10.1038/ngeo2139 . Consultado el 27 de abril de 2023 .
  85. ^ Luo Y, Boudreau BP, Dickens GR, Sluijs A, Middelburg JJ (1 de noviembre de 2016). "Un modelo alternativo para el exceso de CaCO3 durante el PETM: compensación biológica de carbonatos". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 453 : 223–233. doi : 10.1016/j.epsl.2016.08.012 .
  86. ^ Kelly DC, Zachos JC, Bralower TJ, Schellenberg SA (17 de diciembre de 2005). "Mejora de la meteorización / escorrentía terrestre y la producción de carbonatos en la superficie del océano durante las etapas de recuperación del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 20 (4): 1–11. Código Bib : 2005PalOc..20.4023K. doi : 10.1029/2005PA001163 .
  87. ^ Peter C. Lippert (2008). "Gran descubrimiento de magnetita biogénica". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 105 (46): 17595–17596. Código bibliográfico : 2008PNAS..10517595L. doi : 10.1073/pnas.0809839105 . PMC 2584755 . PMID  19008352. 
  88. ^ Schumann, et al. (2008). "Gigantismo en magnetita biogénica única en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 105 (46): 17648–17653. Código bibliográfico : 2008PNAS..10517648S. doi : 10.1073/pnas.0803634105 . PMC 2584680 . PMID  18936486. 
  89. ^ O. Strbak, P. Kopcansky, I. Frollo (2011). "Magnetita biogénica en humanos y nuevas preguntas sobre peligros de la resonancia magnética" (PDF) . Revisión de la ciencia de la medición . 11 (3): 85. Código Bib :2011MeScR..11...85S. doi : 10.2478/v10048-011-0014-1 . S2CID  36212768. Archivado (PDF) desde el original el 4 de marzo de 2016 . Consultado el 28 de mayo de 2015 .
  90. ^ Al-Ameer AO, Mahfouz KH, El-Sheikh I, Metwally AA (agosto de 2022). "Naturaleza del límite Paleoceno / Eoceno (el miembro de la cantera Dababiya) en el área de El-Ballas, región de Qena, Egipto". Revista de Ciencias de la Tierra Africanas . 192 : 104569. Código bibliográfico : 2022JAfES.19204569A. doi : 10.1016/j.jafrearsci.2022.104569 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  91. ^ Thomas E. (1989). "Desarrollo de faunas de foraminíferos bentónicos de aguas profundas del Cenozoico en aguas antárticas". Sociedad Geológica de Londres, Publicaciones especiales . 47 (1): 283–296. Código bibliográfico : 1989GSLSP..47..283T. doi :10.1144/GSL.SP.1989.047.01.21. S2CID  37660762.
  92. ^ Thomas E. (1990). "Extinciones masivas del Cretácico tardío-Eoceno temprano en las profundidades del mar". Catástrofes globales en la historia de la Tierra; una conferencia interdisciplinaria sobre impactos, vulcanismo y mortalidad masiva . Documentos especiales de GSA. vol. 247, págs. 481–495. doi :10.1130/SPE247-p481. ISBN 0-8137-2247-0.
  93. ^ Thomas E. (1998). "La biogeografía de la extinción de los foraminíferos bentónicos del Paleoceno tardío". En Aubry MP, Lucas S, Berggren WA (eds.). Eventos climáticos y bióticos del Paleoceno tardío-Eoceno temprano en los registros marinos y terrestres . Prensa de la Universidad de Columbia. págs. 214-243.
  94. ^ Takeda K, Kaiho K (3 de agosto de 2007). "Cambios de fauna en los foraminíferos bentónicos del Pacífico central durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 251 (2): 175-197. Código Bib : 2007PPP...251..175T. doi : 10.1016/j.palaeo.2007.02.026 . Consultado el 3 de julio de 2023 .
  95. ^ Alegret L, Ortiz S, Orue-Extebarria X, Bernaola G, Baceta JI, Monechi S, Apellaniz E, Pujalte V (1 de mayo de 2009). "EL MÁXIMO TÉRMICO DEL PALEOCENO-EOCENO: NUEVOS DATOS SOBRE LA ROTACIÓN DE MICROFÓSILES EN EL TRAMO DE ZUMAIA, ESPAÑA". PALAIOS . 24 (5): 318–328. Código bibliográfico : 2009Palai..24..318A. doi :10.2110/palo.2008.p08-057r. hdl : 2158/372896 . S2CID  56078255 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  96. ^ Li J, Hu X, Zachos JC, Garzanti E, BouDagher-Fadel M (noviembre de 2020). "Respuesta del nivel del mar, biótica y de isótopos de carbono al máximo térmico del Paleoceno-Eoceno en carbonatos de la plataforma del Himalaya tibetano". Cambio Global y Planetario . 194 : 103316. Código Bib : 2020GPC...19403316L. doi :10.1016/j.gloplacha.2020.103316. S2CID  222117770 . Consultado el 17 de abril de 2023 .
  97. ^ Hupp BN, Kelly DC, Williams JW (22 de febrero de 2022). "El filtrado isotópico revela una alta sensibilidad de los calcificadores planctónicos al máximo calentamiento térmico y acidificación del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 119 (9): 1–7. Código Bib : 2022PNAS..11915561H. doi : 10.1073/pnas.2115561119 . PMC 8892336 . PMID  35193977. S2CID  247057304. 
  98. ^ Khanolkar S, Saraswati PK (1 de julio de 2015). "Respuesta ecológica de los foraminíferos marinos poco profundos al calentamiento del Eoceno temprano en la India ecuatorial". La revista de investigación de foraminíferos . 45 (3): 293–304. Código Bib : 2015JForR..45..293K. doi :10.2113/gsjfr.45.3.293. ISSN  0096-1191 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  99. ^ Alegret L, Ortiz S, Arenillas I, Molina E (1 de septiembre de 2010). "¿Qué pasa cuando el océano se sobrecalienta? La respuesta de los foraminíferos a lo largo del Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno en el tramo de Alamedilla (España)". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 122 (9–10): 1616–1624. Código Bib : 2010GSAB..122.1616A. doi :10.1130/B30055.1. ISSN  0016-7606 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  100. ^ Agnini C, Spofforth DJ, Dickens GR, Rio D, Pälike H, Backman J, Muttoni G, Dallanave E (11 de abril de 2016). "Registro de ensamblaje de isótopos estables y nanofósiles calcáreos del Paleoceno tardío y Eoceno temprano (sección Cicogna)". Clima del pasado . 12 (4): 883–909. Código Bib : 2016CliPa..12..883A. doi : 10.5194/cp-12-883-2016 . hdl : 11577/3183656 . ISSN  1814-9332 . Consultado el 6 de enero de 2024 .
  101. ^ ab Bralower TJ (31 de mayo de 2002). "Evidencia de oligotrofia de aguas superficiales durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: datos de ensamblaje de nanofósiles del sitio 690 del Programa de perforación oceánica, Maud Rise, mar de Weddell". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 17 (2): 13-1–13-12. Código Bib : 2002PalOc..17.1023B. doi : 10.1029/2001PA000662 .
  102. ^ Agnini C, Fornaciari E, Rio D, Tateo F, Backman J, Giusberti L (abril de 2007). "Respuestas de conjuntos de nanofósiles calcáreos, mineralogía y geoquímica a las perturbaciones ambientales a través del límite Paleoceno / Eoceno en los Prealpes venecianos". Micropaleontología Marina . 63 (1–2): 19–38. Código Bib : 2007MarMP..63...19A. doi :10.1016/j.marmicro.2006.10.002.
  103. ^ Frieling J (11 de mayo de 2016). "Cambios en el régimen de ecosistemas y clima del Atlántico tropical durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Clima, ciclo del carbono y ecología marina durante el Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno (tesis doctoral). Universidad de Utrecht . hdl : 1874/334859 . Consultado el 27 de diciembre de 2023 .
  104. ^ Gupta S, Kumar K (enero de 2019). "Precursores del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM) en el grupo Subathu, noroeste del Himalaya, India". Revista de Ciencias de la Tierra Asiáticas . 169 : 21–46. Código Bib : 2019JAESc.169...21G. doi :10.1016/j.jseaes.2018.05.027. S2CID  135419943 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  105. ^ Crouch EM, Dickens GR, Brinkhuis H, Aubry MP, Hollis CJ, Rogers KM, Visscher H (25 de mayo de 2003). "La cima de Apectodinium y la descarga terrestre durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: nuevas observaciones palinológicas, geoquímicas y de nanoplancton calcáreo en Tawanui, Nueva Zelanda". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 194 (4): 387–403. Código Bib : 2003PPP...194..387C. doi :10.1016/S0031-0182(03)00334-1 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  106. ^ Prasad V, Garg R, Ateequzzaman K, Singh IB, Joachimski MM (junio de 2006). "Apectodinium acme y las características de palinofacies en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano del noreste de la India: respuesta biótica a los máximos térmicos del Paleoceno-Eoceno (PETM) en latitudes bajas". Revista de la Sociedad Paleontológica de la India . 51 (1): 75–91 . Consultado el 27 de diciembre de 2023 a través de ResearchGate.
  107. ^ Röhl U, Brinkhuis H, Sluijs A, Fuller M (2004), Exon NF, Kennett JP, Malone MJ (eds.), "Sobre la búsqueda del límite Paleoceno/Eoceno en el Océano Austral: Explorando los hoyos 1171D del tramo 189 del ODP y 1172D, Mar de Tasmania", Serie de monografías geofísicas , 151 , Washington, DC: Unión Geofísica Estadounidense: 113–125, Bibcode :2004GMS...151..113R, doi :10.1029/151gm08, ISBN 978-0-87590-416-0, recuperado el 27 de diciembre de 2023
  108. ^ Sluijs A, van Roij L, Frieling J, Laks J, Reichart GJ (29 de noviembre de 2017). "Ecología de isótopos de carbono de quistes de dinoflagelados de una sola especie en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geología . 46 (1): 79–82. doi : 10.1130/G39598.1 . ISSN  0091-7613.
  109. ^ Thomas E. (2007). "Extinciones masivas cenozoicas en las profundidades del mar: ¿Qué perturba el hábitat más grande de la Tierra?". En Monechi S, Coccioni R, Rampino M (eds.). Grandes perturbaciones de los ecosistemas: causas y consecuencias . Documentos especiales de GSA. vol. 424, págs. 1–24. doi :10.1130/2007.2424(01). ISBN 978-0-8137-2424-9.
  110. ^ Winguth A, Thomas E, Winguth C (2012). "Disminución global de la ventilación, oxigenación y productividad de los océanos durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: implicaciones para la extinción bentónica". Geología . 40 (3): 263–266. Código Bib : 2012Geo....40..263W. doi :10.1130/G32529.1.
  111. ^ Ma Z, Gray E, Thomas E, Murphy B, Zachos JC, Paytan A (2014). "Secuestro de carbono durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno mediante una bomba biológica eficiente". Geociencia de la naturaleza . 7 (5): 382–388. Código Bib : 2014NatGe...7..382M. doi :10.1038/NGEO2139.
  112. ^ Langdon, C., Takahashi, T., Sweeney, C., Chipman, D., Goddard, J., Marubini, F., Aceves, H., Barnett, H., Atkinson, MJ (2000). "Efecto del estado de saturación de carbonato de calcio sobre la tasa de calcificación de un arrecife de coral experimental". Ciclos biogeoquímicos globales . 14 (2): 639–654. Código Bib : 2000GBioC..14..639L. doi : 10.1029/1999GB001195 . S2CID  128987509.
  113. ^ Riebesell, U., Zondervan, I., Rost, B., Tortell, PD, Zeebe, RE, Morel, FMM (2000). "Reducción de la calcificación del plancton marino en respuesta al aumento del CO2 atmosférico" (PDF) . Naturaleza . 407 (6802): 364–367. Código Bib :2000Natur.407..364R. doi :10.1038/35030078. PMID  11014189. S2CID  4426501.
  114. ^ ab Iglesias-Rodríguez MD, Halloran PR, Rickaby RE, Hall IR, Colmenero-Hidalgo, Elena, Gittins, John R., Green, Darryl RH, Tyrrell, Toby, Gibbs, Samantha J., von Dassow, Peter, Rehm, Eric, Armbrust, E. Virginia, Boessenkool, Karin P. (abril de 2008). "Calcificación del fitoplancton en un mundo con alto contenido de CO 2 ". Ciencia . 320 (5874): 336–40. Código Bib : 2008 Ciencia... 320.. 336I. doi : 10.1126/ciencia.1154122. PMID  18420926. S2CID  206511068.
  115. ^ Gibbs SJ, Stoll HM, Bown PR, Bralower TJ (1 de julio de 2010). "Acidificación de los océanos y producción de carbonatos en aguas superficiales durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 295 (3): 583–592. Código Bib : 2010E y PSL.295..583G. doi :10.1016/j.epsl.2010.04.044. ISSN  0012-821X . Consultado el 27 de diciembre de 2023 a través de Elsevier Science Direct.
  116. ^ Gibbs SJ, Bown PR, Sessa JA, Bralower TJ, Wilson PA (15 de diciembre de 2006). "Extinción y origen del nanoplancton a lo largo del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 314 (5806): 1770-1173. Código Bib : 2006 Ciencia... 314.1770G. doi : 10.1126/ciencia.1133902. PMID  17170303. S2CID  41286627 . Consultado el 16 de abril de 2023 .
  117. ^ ab Kelly, DC, Bralower, TJ, Zachos, JC (1998). "Consecuencias evolutivas del último máximo térmico del Paleoceno para los foraminíferos planctónicos tropicales". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 141 (1): 139–161. Código Bib : 1998PPP...141..139K. doi :10.1016/S0031-0182(98)00017-0.
  118. ^ He T, Kemp DB, Li J, Ruhl M (marzo de 2023). "Cambios paleoambientales a lo largo de los eventos hipertermales mesozoico-paleógeno". Cambio Global y Planetario . 222 : 104058. Código Bib : 2023GPC...22204058H. doi : 10.1016/j.gloplacha.2023.104058 . S2CID  256760820.
  119. ^ Scheibner C, Speijer RP, Marzou AM (1 de junio de 2005). "Rotación de foraminíferos de mayor tamaño durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno y control paleoclimático de la evolución de los ecosistemas de plataformas". Geología . 33 (6): 493–496. Código Bib : 2005Geo....33..493S. doi :10.1130/G21237.1 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  120. ^ Scheibner C, Speijer RP (1 de noviembre de 2008). "Evolución de la plataforma de carbonato de Tethyan del Paleoceno tardío-Eoceno temprano: una respuesta al cambio paleoclimático a largo y corto plazo". Reseñas de ciencias de la tierra . 90 (3): 71-102. Código Bib : 2008ESRv...90...71S. doi :10.1016/j.earscirev.2008.07.002. ISSN  0012-8252 . Consultado el 6 de enero de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  121. ^ Sanaa El-Sayed, et al. (2021). "Diversas asociaciones de peces marinos habitaron los paleotrópicos durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geología . 49 (8): 993–998. Código Bib : 2021Geo....49..993E. doi :10.1130/G48549.1. S2CID  236585231.
  122. ^ ab Gingerich P (2003). "Respuestas de los mamíferos al cambio climático en el límite Paleoceno-Eoceno: registro de Polecat Bench en el norte de la cuenca Bighorn, Wyoming" (PDF) . En Ala SL (ed.). Causas y consecuencias de los climas globalmente cálidos en el Paleógeno temprano . Documentos especiales de GSA. vol. 369. Sociedad Geológica de América. págs. 463–78. doi :10.1130/0-8137-2369-8.463. ISBN 978-0-8137-2369-3.
  123. ^ D'Ambrosia AR, Clyde WC, Fricke HC, Gingerich PD, Abels HA (15 de marzo de 2017). "Enanismo repetitivo de los mamíferos durante antiguos eventos de calentamiento de invernaderos". Avances científicos . 3 (3): e1601430. Código Bib : 2017SciA....3E1430D. doi :10.1126/sciadv.1601430. PMC 5351980 . PMID  28345031. 
  124. ^ Secord R, Bloch JI, Chester SG, Boyer DM, Wood AR, Wing SL, Kraus MJ, McInerney FA, ​​Krigbaum J (2012). "Evolución de los primeros caballos impulsados ​​por el cambio climático en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 335 (6071): 959–962. Código Bib : 2012 Ciencia... 335..959S. doi : 10.1126/ciencia.1213859. PMID  22363006. S2CID  4603597. Archivado desde el original el 5 de febrero de 2019 . Consultado el 23 de diciembre de 2018 .
  125. ^ Solé F, Morse PE, Bloch JI, Gingerich PD, Smith T (julio de 2021). "Nuevos ejemplares del mesoníquido Dissacus praenuntius del Eoceno temprano de Wyoming y evaluación del tamaño corporal mediante el PETM en Norteamérica". Geobios . 66–67: 103–118. Código Bib :2021Geobi..66..103S. doi :10.1016/j.geobios.2021.02.005. S2CID  234877826 . Consultado el 3 de enero de 2023 .
  126. ^ Bowen GJ, Clyde WC, Koch PL, Ting S, Alroy J, Tsubamoto T, Wang Y, Wang Y (15 de marzo de 2002). "Dispersión de mamíferos en el límite Paleoceno / Eoceno". Ciencia . 295 (5562): 2062–2065. Código Bib : 2002 Ciencia... 295.2062B. doi : 10.1126/ciencia.1068700. PMID  11896275. S2CID  10729711 . Consultado el 15 de abril de 2023 .
  127. ^ Currano EC, Wilf P, Wild SL, Labandeira CC, Lovecock EC, Royer DL (12 de febrero de 2008). "Herbitivo aumento de la herbivoría de insectos durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 105 (6): 1960-1964. doi : 10.1073/pnas.0708646105 . PMC 2538865 . PMID  18268338. 
  128. ^ Aria C, Jouault C, Perrichot V, Nel A (2 de febrero de 2023). "El género de hormigas megatermales Gesomyrmex (Formicidae: Formicinae), paleoindicador de amplia homogeneidad del bioma latitudinal durante el PETM". Revista Geológica . 160 (1): 187–197. Código Bib : 2023GeoM..160..187A. doi : 10.1017/S0016756822001248 . S2CID  256564242.
  129. ^ Smith JJ, Hasiotis ST, Kraus MJ, Woody DT (20 de octubre de 2009). "Enanismo transitorio de la fauna del suelo durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 106 (42): 17655–17660. Código Bib : 2009PNAS..10617655S. doi : 10.1073/pnas.0909674106 . PMC 2757401 . PMID  19805060. 
  130. ^ Korasidis VA, Wing SL, Shields CA, Kiehl JT (9 de abril de 2022). "Cambios globales en la vegetación terrestre y el clima continental durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 37 (4): 1–21. Código Bib : 2022PaPa...37.4325K. doi : 10.1029/2021PA004325 . S2CID  248074524.
  131. ^ Willard DA, Donders TH, Reichgelt T, Greenwood DR, Sangiorgi F, Peterse F, Nierop KG, Frieling J, Schouten S, Sluijs A (julio de 2019). "Vegetación, temperatura e hidrología del Ártico durante los eventos transitorios de calentamiento global del Eoceno temprano". Cambio Global y Planetario . 178 : 139-152. doi :10.1016/j.gloplacha.2019.04.012 . Consultado el 14 de marzo de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  132. ^ Clyde WC, Gingerich PD, Wing SL, Röhl U, Westerhold T, Bowen G, Johnson K, Baczynski AA, Diefendorf A, McInerney F, Schnurrenberger D, Noren A, Brady K (5 de noviembre de 2013). "Proyecto de extracción de núcleos de la cuenca Bighorn (BBCP): una perspectiva continental sobre las hipertermales del Paleógeno temprano". Perforación científica . 16 : 21–31. Código Bib : 2013SciDr..16...21C. doi : 10.5194/sd-16-21-2013 . hdl : 2440/83200 . Consultado el 30 de diciembre de 2022 .
  133. ^ Gibson TG, Bybell LM, Owens JP (agosto de 1993). "Últimos eventos litológicos y bióticos del Paleoceno en depósitos neríticos del suroeste de Nueva Jersey". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 8 (4): 495–514. Código Bib : 1993PalOc...8..495G. doi :10.1029/93PA01367. ISSN  0883-8305.
  134. ^ Bolle MP, Pardo A, Adatte T, Tantawy AA, Hinrichs kU, Von Salis K, Burns S (6 de agosto de 2009). "Evolución climática en los márgenes sur y norte del Tetis desde el Paleoceno hasta el Eoceno temprano". GFF . 122 (1): 31–32. doi :10.1080/11035890001221031. S2CID  128493519 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  135. ^ Clechenko ER, Kelly DC, Harrington GJ, Stiles CA (1 de marzo de 2007). "Registros terrestres de un perfil de meteorización regional en el límite Paleoceno-Eoceno en la cuenca Williston de Dakota del Norte". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 119 (3–4): 428–442. Código Bib : 2007GSAB..119..428C. doi :10.1130/B26010.1 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  136. ^ Wang C, Adriaens R, Hong H, Elsen J, Vandenberghe N, Lourens LJ, Gingerich PD, Abels HA (1 de julio de 2017). "Limitaciones mineralógicas de la arcilla sobre la erosión en respuesta a eventos hipertermales del Eoceno temprano en la cuenca de Bighorn, Wyoming (interior occidental, EE. UU.)". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 129 (7–8): 997–1011. Código Bib : 2017GSAB..129..997W. doi :10.1130/B31515.1. hdl : 1874/362201 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  137. ^ John CM, Banerjee NR, Longstaffe FJ, Sica C, Law KR, Zachos JC (1 de julio de 2012). "Limitaciones isotópicas de oxígeno y ensamblaje de arcilla en la respuesta a la erosión al máximo térmico del Paleoceno-Eoceno, costa este de América del Norte". Geología . 40 (7): 591–594. Código Bib : 2012Geo....40..591J. doi : 10.1130/G32785.1 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  138. ^ Mason TG, Bybell LM, Mason DB (julio de 2000). "Implicaciones estratigráficas y climáticas de los cambios en los minerales arcillosos alrededor del límite Paleoceno/Eoceno del margen noreste de Estados Unidos". Geología sedimentaria . 134 (1–2): 65–92. Código Bib : 2000SedG..134...65G. doi :10.1016/S0037-0738(00)00014-2 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  139. ^ Choudhury TR, Khanolkar S, Banerjee S (julio de 2022). "Autigénesis de glauconita durante los eventos climáticos cálidos del Paleógeno: estudios de casos de secciones marinas poco profundas del oeste de la India". Cambio Global y Planetario . 214 : 103857. Código Bib : 2022GPC...21403857R. doi :10.1016/j.gloplacha.2022.103857. S2CID  249329384 . Consultado el 3 de julio de 2023 .
  140. ^ Manners HR, Grimes ST, Sutton PA, Domingo L, Leng MJ, Twitchett RJ, Hart MB, Jones TD, Pancost RD, Duller R, Lopez-Martinez N (15 de agosto de 2013). "Magnitud y perfil de registros de isótopos de carbono orgánico del Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno: Evidencia del norte de España". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 376 : 220–230. Código Bib : 2013E y PSL.376..220M. doi : 10.1016/j.epsl.2013.06.016 . Consultado el 15 de agosto de 2023 .
  141. ^ Pujalte V, Schmitz B, Payros A (1 de marzo de 2022). "Una rápida respuesta sedimentaria al cambio hidrológico Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno: Nuevos datos de unidades aluviales de la Cuenca de Tremp-Graus (Pirineo español)". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 589 : 110818. Código bibliográfico : 2022PPP...58910818P. doi :10.1016/j.palaeo.2021.110818. hdl : 10810/57467 . Consultado el 16 de enero de 2023 .
  142. ^ Giusberti, L., Rio, D., Agnini, C., Backman, J., Fornaciari, E., Tateo, F., Oddone, M. (2007). "Modo y ritmo del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno en una sección ampliada de los prealpes venecianos". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 119 (3–4): 391–412. Código Bib : 2007GSAB..119..391G. doi :10.1130/B25994.1.
  143. ^ abcd Kender S, Bogus K, Pedersen GK, Dybkjær K, Mather TA, Mariani E, Ridgwell A, Riding JB, Wagner T, Hesselbo SP, Leng MJ (31 de agosto de 2021). "Retroalimentación de carbono del Paleoceno / Eoceno provocada por la actividad volcánica". Comunicaciones de la naturaleza . 12 (1): 5186. Código bibliográfico : 2021NatCo..12.5186K. doi :10.1038/s41467-021-25536-0. hdl : 10871/126942 . ISSN  2041-1723. PMC 8408262 . PMID  34465785. 
  144. ^ Carozza DA, Mysak LA, Schmidt GA (2011). "Metano y cambio ambiental durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM): modelado del inicio del PETM como un evento de dos etapas". Cartas de investigación geofísica . 38 (5): L05702. Código Bib : 2011GeoRL..38.5702C. doi : 10.1029/2010GL046038 . S2CID  129460348.
  145. ^ Patterson MV, Francis D (2013). "Erupciones de kimberlita como desencadenantes de hipertermales del Cenozoico temprano". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 14 (2): 448–456. Código Bib : 2013GGG....14..448P. doi : 10.1002/ggge.20054 .
  146. ^ Jones MT, Percival LM, Stokke EW, Frieling J, Mather TA, Riber L, Schubert BA, Schultz B, Tegner C, Planke S, Svensen HH (6 de febrero de 2019). "Anomalías de mercurio en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Clima del pasado . 15 (1): 217–236. Código Bib : 2019CliPa..15..217J. doi : 10.5194/cp-15-217-2019 . hdl : 10852/73789 . ISSN  1814-9332 . Consultado el 3 de noviembre de 2023 .
  147. ^ Jin S, Kemp DB, Yin R, Sun R, Shen J, Jolley DW, Vieira M, Huang C (15 de enero de 2023). "Evidencia de isótopos de mercurio de magmatismo prolongado en el Atlántico norte durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 602 : 117926. Código bibliográfico : 2023E y PSL.60217926J. doi : 10.1016/j.epsl.2022.117926 . S2CID  254215843.
  148. ^ Dickson AJ, Cohen AS, Coe AL, Davies M, Shcherbinina EA, Gavrilov YO (15 de noviembre de 2015). "Evidencia de erosión y vulcanismo durante el PETM del Océano Ártico y registros de isótopos de osmio Peri-Tethys". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 438 : 300–307. Código Bib : 2015PPP...438..300D. doi : 10.1016/j.palaeo.2015.08.019 .
  149. ^ Svensen, H., Planke, S., Malthe-Sørenssen, A., Jamtveit, B., Myklebust, R., Eidem, T., Rey, SS (2004). "Liberación de metano de una cuenca volcánica como mecanismo del calentamiento global inicial del Eoceno". Naturaleza . 429 (6991): 542–545. Código Bib :2004Natur.429..542S. doi : 10.1038/naturaleza02566. PMID  15175747. S2CID  4419088.
  150. ^ Pisos, M., Duncan, RA, Swisher III, CC (2007). "Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno y la Apertura del Atlántico Noreste". Ciencia . 316 (5824): 587–9. Código Bib : 2007 Ciencia... 316.. 587S. doi : 10.1126/ciencia.1135274. PMID  17463286. S2CID  6145117.
  151. ^ Frieling J, Svensen HH, Planke S, Cramwinckel MJ, Selnes H, Sluijs A (25 de octubre de 2016). "La liberación de metano termogénico como causa de la larga duración del PETM". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 113 (43): 12059–12064. Código Bib : 2016PNAS..11312059F. doi : 10.1073/pnas.1603348113 . ISSN  0027-8424. PMC 5087067 . PMID  27790990. 
  152. ^ Berndt C, Planke S, Alvarez Zarikian CA, Frieling J, Jones MT, Millett JM, Brinkhuis H, Bünz S, Svensen HH, Longman J, Scherer RP, Karstens J, Manton B, Nelissen M, Reed B (3 de agosto de 2023) ). "Ventilación hidrotermal de aguas poco profundas vinculada al máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geociencia de la naturaleza . 16 (9): 803–809. Código Bib : 2023NatGe..16..803B. doi : 10.1038/s41561-023-01246-8 . hdl : 10037/29764 . ISSN  1752-0908.
  153. ^ Jason Wolfe (5 de septiembre de 2000). "Volcanes y cambio climático". Observatorio de la Tierra . NASA. Archivado desde el original el 11 de julio de 2017 . Consultado el 19 de febrero de 2009 .
  154. ^ ab Jones MT, Stokke EW, Rooney AD, Frieling J, Pogge von Strandmann PA, Wilson DJ, Svensen HH, Planke S, Adatte T, Thibault N, Vickers ML, Mather TA, Tegner C, Zuchuat V, Schultz BP (8 julio de 2023). "Seguimiento del vulcanismo del Atlántico norte y la conectividad de las vías marítimas a través del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM)". Clima del pasado . 19 (8): 1623–1652. Código Bib : 2023CliPa..19.1623J. doi : 10.5194/cp-19-1623-2023 . ISSN  1814-9332 . Consultado el 3 de noviembre de 2023 .
  155. ^ Hartley RA, Roberts GG, White N, Richardson C (10 de julio de 2011). "Levantamiento convectivo transitorio de un antiguo paisaje enterrado". Geociencia de la naturaleza . 4 (8): 562–565. Código Bib : 2011NatGe...4..562H. doi : 10.1038/ngeo1191. ISSN  1752-0908 . Consultado el 3 de noviembre de 2023 .
  156. ^ White N, Lovell B (26 de junio de 1997). "Midiendo el pulso de una columna con el registro sedimentario". Naturaleza . 387 (6636): 888–891. doi : 10.1038/43151 . ISSN  1476-4687.
  157. ^ Campeón ME, White NJ, Jones SM, Lovell JP (9 de enero de 2008). "Cuantificación del levantamiento convectivo transitorio del manto: un ejemplo de la cuenca Feroe-Shetland". Tectónica . 27 (1): 1–18. Código Bib : 2008Tecto..27.1002C. doi : 10.1029/2007TC002106 . ISSN  0278-7407.
  158. ^ Bralower, TJ, Thomas, DJ, Zachos, JC, Hirschmann, MM, Röhl, U., Sigurdsson, H., Thomas, E., Whitney, DL (1997). "Registros de alta resolución del máximo térmico del Paleoceno tardío y el vulcanismo circuncaribeño: ¿Existe un vínculo causal?". Geología . 25 (11): 963–966. Código Bib : 1997Geo....25..963B. doi :10.1130/0091-7613(1997)025<0963:HRROTL>2.3.CO;2.
  159. ^ Piedrahita VA, Galeotti S, Zhao X, Roberts AP, Rohling EJ, Heslop D, Florindo F, Grant KM, Rodríguez-Sanz L, Reghellin D, Zeebe RE (15 de noviembre de 2022). "Fase orbital del máximo térmico Paleoceno-Eoceno". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 598 : 117839. Código bibliográfico : 2022E&PSL.59817839P. doi : 10.1016/j.epsl.2022.117839 . S2CID  252730173.
  160. ^ Lee M, Bralower TJ, Kump LR, Self-Trail JM, Zachos JC, Rush WD, Robinson MM (24 de septiembre de 2022). "Astrocronología del máximo térmico Paleoceno-Eoceno en la llanura costera atlántica". Comunicaciones de la naturaleza . 13 (1): 5618. Código bibliográfico : 2022NatCo..13.5618L. doi :10.1038/s41467-022-33390-x. PMC 9509358 . PMID  36153313. 
  161. ^ Lourens, LJ, Sluijs, A., Kroon, D., Zachos, JC, Thomas, E., Röhl, U., Bowles, J., Raffi, I. (2005). "Ritmo astronómico de los eventos de calentamiento global del Paleoceno tardío al Eoceno temprano". Naturaleza . 435 (7045): 1083–1087. Código Bib : 2005Natur.435.1083L. doi : 10.1038/naturaleza03814. hdl : 1874/11299 . PMID  15944716. S2CID  2139892.
  162. ^ Cramer BS, Wright JD, Kent DV, Aubry MP (18 de diciembre de 2003). "Forzamiento climático orbital de las excursiones de δ13C en el Paleoceno tardío y el Eoceno temprano (cronos C24n-C25n)". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 18 (4): 1097. Código bibliográfico : 2003PalOc..18.1097C. doi : 10.1029/2003PA000909 . Consultado el 16 de abril de 2023 .
  163. ^ ab Kent, DV, Cramer, BS, Lanci, L., Wang, D., Wright, JD, Van Der Voo, R. (2003). "Un caso a favor del impacto de un cometa desencadenante del máximo térmico del Paleoceno / Eoceno y la excursión de isótopos de carbono". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 211 (1–2): 13–26. Código Bib : 2003E y PSL.211...13K. doi :10.1016/S0012-821X(03)00188-2.
  164. ^ Kopp, RE, Raub, T., Schumann, D., Vali, H., Smirnov, AV, Kirschvink, JL (2007). "Pico de magnetofósiles durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: resonancia ferromagnética, evidencia de microscopía electrónica y magnética de rocas de Ancora, Nueva Jersey, Estados Unidos". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 22 (4): PA4103. Código Bib : 2007PalOc..22.4103K. doi : 10.1029/2007PA001473 .
  165. ^ Wang, H., Kent, Dennis V., Jackson, Michael J. (2012). "Evidencia de abundantes nanopartículas magnéticas aisladas en el límite Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 110 (2): 425–430. Código Bib : 2013PNAS..110..425W. doi : 10.1073/pnas.1205308110 . PMC 3545797 . PMID  23267095. 
  166. ^ ab Schaller, MF, Fung, MK, Wright, JD, Katz, ME, Kent, DV (2016). "Ejectados de impacto en el límite Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 354 (6309): 225–229. Código Bib : 2016 Ciencia... 354.. 225S. doi : 10.1126/ciencia.aaf5466. ISSN  0036-8075. PMID  27738171. S2CID  30852592.
  167. ^ Timmer, John (13 de octubre de 2016). "Los investigadores impulsan el argumento de que el cometa provocó un cambio climático antiguo". Ars Técnica . Archivado desde el original el 13 de octubre de 2016 . Consultado el 13 de octubre de 2016 .
  168. ^ Moore, E, Kurtz AC (2008). "Carbón negro en sedimentos fronterizos del Paleoceno-Eoceno: una prueba de combustión de biomasa como desencadenante del PETM". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . 267 (1–2): 147–152. Código Bib : 2008PPP...267..147M. doi :10.1016/j.palaeo.2008.06.010.
  169. ^ Bowen GJ (octubre de 2013). "Arriba en el humo: el papel de la retroalimentación del carbono orgánico en las hipertermales del Paleógeno". Cambio Global y Planetario . 109 : 18-29. Código Bib : 2013GPC...109...18B. doi :10.1016/j.gloplacha.2013.07.001 . Consultado el 19 de mayo de 2023 .
  170. ^ Cui Y, Schubert BA (noviembre de 2018). "Hacia la determinación de la fuente y la magnitud del cambio de pCO2 atmosférico en las hipertermales del Paleógeno temprano". Cambio Global y Planetario . 170 : 120–125. doi :10.1016/j.gloplacha.2018.08.011 . Consultado el 14 de marzo de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  171. ^ Pancost RD, Steart DS, Handley L, Collinson ME, Hooker JJ, Scott AC, Grassineau NV, Glasspool IJ (septiembre de 2007). "Aumento del ciclo del metano terrestre en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Naturaleza . 449 (7160): 332–335. Código Bib :2007Natur.449..332P. doi : 10.1038/naturaleza06012. ISSN  0028-0836. PMID  17882218 . Consultado el 6 de enero de 2024 .
  172. ^ Dickens GR (5 de agosto de 2011). "Por la madriguera del conejo: hacia una discusión adecuada sobre la liberación de metano de los sistemas de hidratos de gas durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno y otros eventos hipertermales pasados". Clima del pasado . 7 (3): 831–846. Código Bib : 2011CliPa...7..831D. doi : 10.5194/cp-7-831-2011 . S2CID  55252499 . Consultado el 11 de abril de 2023 .
  173. ^ ab Thomas, DJ, Zachos, JC, Bralower, TJ, Thomas, E., Bohaty, S. (2002). "Calentando el combustible para el fuego: evidencia de la disociación térmica del hidrato de metano durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geología . 30 (12): 1067-1070. Código Bib : 2002Geo....30.1067T. doi :10.1130/0091-7613(2002)030<1067:WTFFTF>2.0.CO;2. Archivado desde el original el 8 de enero de 2019 . Consultado el 23 de diciembre de 2018 .
  174. ^ Tripati, A., Elderfield, H. (2005). "Cambios de circulación y temperatura de las profundidades marinas en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 308 (5730): 1894–1898. Código Bib : 2005 Ciencia... 308.1894T. doi :10.1126/ciencia.1109202. PMID  15976299. S2CID  38935414.
  175. ^ Kelly DC (28 de diciembre de 2002). "Respuesta de los foraminíferos planctónicos antárticos (ODP sitio 690) al máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: evidencia de fauna del cambio climático/oceánico". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 17 (4): 23-1–23-13. Código Bib : 2002PalOc..17.1071K. doi : 10.1029/2002PA000761 .
  176. ^ Zachos JC, Bohaty SM, John CM, McCarren H, Kelly DC, Nielsen T (15 de julio de 2007). "La excursión de isótopos de carbono del Paleoceno-Eoceno: limitaciones de los registros de foraminíferos planctónicos de conchas individuales". Transacciones filosóficas de la Royal Society A: Ciencias matemáticas, físicas y de ingeniería . 365 (1856): 1829–1842. Código Bib : 2007RSPTA.365.1829Z. doi :10.1098/rsta.2007.2045. ISSN  1364-503X. PMID  17513259. S2CID  3742682 . Consultado el 6 de enero de 2024 .
  177. ^ ab Higgins JA, Schrag DP (30 de mayo de 2006). "Más allá del metano: hacia una teoría para el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 245 (3–4): 523–537. Código Bib : 2006E y PSL.245..523H. doi : 10.1016/j.epsl.2006.03.009 . Consultado el 6 de abril de 2023 .
  178. ^ ab Gu, Guangsheng, Dickens, GR, Bhatnagar, G., Colwell, FS, Hirasaki, GJ, Chapman, WG (2011). "Abundantes hidratos de gas marino del Paleógeno Temprano a pesar de las cálidas temperaturas de las profundidades del océano". Geociencia de la naturaleza . 4 (12): 848–851. Código Bib : 2011NatGe...4..848G. doi : 10.1038/ngeo1301.
  179. ^ Fox-Kemper B, Hewitt H , Xiao C, Aðalgeirsdóttir G, Drijfhout S, Edwards T, Golledge N, Hemer M, Kopp R, Krinner G, Mix A (2021). Masson-Delmotte V, Zhai P, Pirani A, Connors S, Péan C, Berger S, Caud N, Chen Y, Goldfarb L (eds.). "Capítulo 5: Carbono global y otros ciclos y retroalimentación biogeoquímicos" (PDF) . Cambio climático 2021: la base de la ciencia física. Contribución del Grupo de Trabajo I al Sexto Informe de Evaluación del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático . Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido y Nueva York, NY, EE. UU.: 80. doi :10.1017/9781009157896.011.
  180. ^ Buffett B, Archer D (15 de noviembre de 2004). "Inventario global de clatrato de metano: sensibilidad a los cambios en las profundidades del océano". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 227 (3): 185-199. Código Bib : 2004E y PSL.227..185B. doi :10.1016/j.epsl.2004.09.005. ISSN  0012-821X . Consultado el 6 de enero de 2024 a través de Elsevier Science Direct.
  181. ^ Pagani M, Caldeira, K., Archer, D., Zachos, JC (8 de diciembre de 2006). "Un antiguo misterio del carbono". Ciencia . 314 (5805): 1556–7. doi : 10.1126/ciencia.1136110. PMID  17158314. S2CID  128375931.
  182. ^ Gehler, et al. (2015). "Estimaciones de temperatura y concentración de CO2 atmosférico a través del PETM utilizando análisis triple de isótopos de oxígeno de bioapatita de mamíferos". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 113 (8): 7739–7744. Código Bib : 2016PNAS..113.7739G. doi : 10.1073/pnas.1518116113 . PMC 4948332 . PMID  27354522. 
  183. ^ Frieling J, Peterse F, Lunt DJ, Bohaty SM, Sinninghe Damsté JS, Reichart GJ, Sluijs A (18 de marzo de 2019). "Calentamiento generalizado antes y entierro elevado de bario durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: ¿evidencia de liberación de hidrato de metano?". Paleoceanografía y Paleoclimatología . 34 (4): 546–566. Código Bib : 2019PaPa...34..546F. doi :10.1029/2018PA003425. PMC 6582550 . PMID  31245790. 
  184. ^ Babila TL, Penman DE, Standish CD, Doubrawa M, Bralower TJ, Robinson MM, Self-Trail JM, Speijer RP, Stassen P, Foster GL, Zachos JC (16 de marzo de 2022). "El calentamiento y la acidificación de la superficie del océano impulsados ​​por la rápida liberación de carbono preceden al máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Avances científicos . 8 (11): eabg1025. Código Bib : 2022SciA....8G1025B. doi :10.1126/sciadv.abg1025. PMC 8926327 . PMID  35294237. S2CID  247498325. 
  185. ^ Katz, ME, Cramer, BS, Montaña, GS, Katz, S., Miller, KG (2001). "Descorchar la botella: qué desencadenó la máxima liberación térmica de metano del Paleoceno/Eoceno" (PDF) . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 16 (6): 667. Código bibliográfico : 2001PalOc..16..549K. CiteSeerX 10.1.1.173.2201 . doi :10.1029/2000PA000615. Archivado desde el original (PDF) el 13 de mayo de 2008 . Consultado el 28 de febrero de 2008 . 
  186. ^ MacDonald GJ (1990). "Papel de los clatratos de metano en climas pasados ​​y futuros". Cambio climático . 16 (3): 247–281. Código Bib :1990ClCh...16..247M. doi :10.1007/BF00144504. S2CID  153361540.
  187. ^ Bice, KL, Marotzke, J. (2002). "¿Podría el cambio en la circulación oceánica haber desestabilizado el hidrato de metano en el límite Paleoceno/Eoceno" (PDF) . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 17 (2): 1018. Código bibliográfico : 2002PalOc..17.1018B. doi : 10.1029/2001PA000678 . hdl :11858/00-001M-0000-0014-3AC0-A. Archivado (PDF) desde el original el 19 de abril de 2012 . Consultado el 1 de septiembre de 2019 .
  188. ^ Tripati AK, Elderfield H (14 de febrero de 2004). "Los cambios hidrográficos abruptos en el Pacífico ecuatorial y el Atlántico subtropical debido a los foraminíferos Mg/Ca indican un origen de invernadero para el máximo térmico en el límite Paleoceno-Eoceno". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 5 (2): 1–11. Código Bib : 2004GGG.....5.2006T. doi : 10.1029/2003GC000631 . S2CID  129878181.
  189. ^ Bice KL, Marotzke J (15 de junio de 2001). "Evidencia numérica contra la circulación termohalina inversa en el océano cálido del Paleoceno / Eoceno". Revista de investigaciones geofísicas . 106 (C6): 11529–11542. Código Bib : 2001JGR...10611529B. doi :10.1029/2000JC000561. hdl : 11858/00-001M-0000-0014-3AC6-D . Consultado el 7 de abril de 2023 .
  190. ^ Hacer frente, Jesse Tiner (2009). Sobre la sensibilidad de la circulación oceánica a los pulsos de agua dulce del Ártico durante el máximo térmico del Paleoceno/Eoceno (tesis de maestría). Universidad de Texas Arlington. hdl : 10106/2004 . Consultado el 7 de agosto de 2013 .
  191. ^ Bains, S., Norris, RD, Corfield, RM, Faul, KL (2000). "Terminación del calor global en el límite Paleoceno/Eoceno mediante retroalimentación de productividad". Naturaleza . 407 (6801): 171–4. Código Bib :2000Natur.407..171B. doi :10.1038/35025035. PMID  11001051. S2CID  4419536 . Consultado el 6 de abril de 2023 .
  192. ^ Dickens GR, Fewless T, Thomas E, Bralower TJ (2003). "Acumulación excesiva de barita durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: entrada masiva de bario disuelto desde depósitos de hidratos de gas del fondo marino". Documento especial 369: Causas y consecuencias de los climas globalmente cálidos en el Paleógeno temprano . vol. 369. pág. 11. doi :10.1130/0-8137-2369-8.11. ISBN 978-0-8137-2369-3. S2CID  132420227.
  193. ^ Stokke EW, Jones MT, Tierney JE, Svensen HH, Whiteside JH (15 de agosto de 2020). "Cambios de temperatura en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: un nuevo récord de temperatura TEX86 de alta resolución de la cuenca oriental del Mar del Norte". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 544 : 116388. Código bibliográfico : 2020E y PSL.54416388S. doi : 10.1016/j.epsl.2020.116388. hdl : 10852/81373 . S2CID  225387296 . Consultado el 6 de abril de 2023 .
  194. ^ Ward PD (17 de abril de 2007). "Regreso al Eoceno". Bajo un cielo verde: calentamiento global, las extinciones masivas del pasado y lo que pueden decirnos sobre nuestro futuro . Nueva York: HarperCollins. págs. 169-192. ISBN 978-0-06-113791-4.
  195. ^ Kiehl JT, Shields CA, Snyder MA, Zachos JC, Rothstein M (3 de septiembre de 2018). "Climáticos extremos provocados por el efecto invernadero y la órbita durante el Eoceno temprano". Transacciones filosóficas de la Royal Society A: Ciencias matemáticas, físicas y de ingeniería . 376 (2130): 1–24. Código Bib : 2018RSPTA.37670085K. doi :10.1098/rsta.2017.0085. PMC 6127382 . PMID  30177566. 
  196. ^ "rarezas de PETM". Clima real. 2009. Archivado desde el original el 12 de febrero de 2016 . Consultado el 3 de febrero de 2016 .
  197. ^ Ying Cui, Lee R. Kump, Andy J. Ridgwell, Adam J. Charles, Christopher K. Junium, Aaron F. Diefendorf, Katherine H. Freeman, Nathan M. Urban, Ian C. Harding (2011). "Lenta liberación de carbono fósil durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Geociencia de la naturaleza . 4 (7): 481–485. Código bibliográfico : 2011NatGe...4..481C. doi : 10.1038/ngeo1179.
  198. ^ Ruppel y Kessler (2017). "La interacción del cambio climático y los hidratos de metano". Reseñas de Geofísica . 55 (1): 126–168. Código Bib : 2017RvGeo..55..126R. doi : 10.1002/2016RG000534 . hdl : 1912/8978 .
  199. ^ Keller G, Mateo P, Punekar J, Khozyem H, Gertsch B, Spangenberg JE, Bitchong AM, Adatte T (abril de 2018). "Cambios ambientales durante la extinción masiva del Cretácico-Paleógeno y el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno: implicaciones para el Antropoceno". Investigación de Gondwana . 56 : 69–89. Código Bib : 2018GondR..56...69K. doi : 10.1016/j.gr.2017.12.002 .
  200. ^ "El registro de alta fidelidad de la historia climática de la Tierra pone los cambios actuales en contexto". phys.org . Consultado el 26 de septiembre de 2021 .
  201. ^ "Eventos climáticos antiguos: Máximo térmico del Paleoceno Eoceno | TIERRA 103: La Tierra en el futuro". www.e-education.psu.edu . Consultado el 26 de septiembre de 2021 .
  202. ^ "Los científicos establecen nuevas conexiones entre el cambio climático y el calentamiento de los océanos". phys.org . Universidad de Toronto . Consultado el 26 de septiembre de 2021 .
  203. ^ Yao W, Paytan A, Wortmann UG (24 de agosto de 2018). "Desoxigenación de los océanos a gran escala durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Ciencia . 361 (6404): 804–806. Código Bib : 2018 Ciencia... 361..804Y. doi : 10.1126/science.aar8658 . PMID  30026315.
  204. ^ "Los 'puntos de inflexión' en el sistema de la Tierra desencadenaron un rápido cambio climático hace 55 millones de años, según muestra una investigación" . phys.org . Consultado el 21 de septiembre de 2021 .
  205. ^ Kaya MY, Dupont-Nivet G, Frieling J, Fioroni C, Rohrmann A, Altıner SÖ, Vardar E, Tanyaş H, Mamtimin M, Zhaojie G (31 de mayo de 2022). "El mar epicontinental euroasiático fue un importante sumidero de carbono durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Comunicaciones Tierra y Medio Ambiente . 3 (1): 124. Bibcode : 2022ComEE...3..124K. doi : 10.1038/s43247-022-00451-4 . hdl : 11380/1278518 . S2CID  249184616 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  206. ^ Shaffer G, Huber M, Rondanelli R, Pepke Pedersen JO (23 de junio de 2016). "Evidencia profunda de que la sensibilidad climática aumenta con el calentamiento". Cartas de investigación geofísica . 43 (12): 6538–6545. Código Bib : 2016GeoRL..43.6538S. doi :10.1002/2016GL069243. ISSN  0094-8276. S2CID  7059332 . Consultado el 4 de septiembre de 2023 .
  207. ^ Tierney JE, Zhu J, Li M, Ridgwell A, Hakim GJ, Poulsen CJ, Whiteford RD, Rae JW, Kump LR (10 de octubre de 2022). "Patrones espaciales del cambio climático a lo largo del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 119 (42): e2205326119. Código Bib : 2022PNAS..11905326T. doi : 10.1073/pnas.2205326119 . PMC 9586325 . PMID  36215472. 

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