El Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno ( PETM ), alternativamente el " Máximo Térmico Eoceno 1 " ( ETM1 ), y anteriormente conocido como el " Eoceno Inicial " o el " Máximo Térmico Paleoceno Tardío ", fue un período de tiempo con más de 5-8 ° C aumento de la temperatura media global durante el evento. [1] Este evento climático ocurrió en el límite de tiempo de las épocas geológicas del Paleoceno y el Eoceno . [2] La edad exacta y la duración del evento son inciertas, pero se estima que ocurrió hace unos 55,5 millones de años. [3]
Se ha estimado que el período asociado de liberación masiva de carbono a la atmósfera duró de 20.000 a 50.000 años. Todo el período cálido duró unos 200.000 años. Las temperaturas globales aumentaron entre 5 y 8 ° C. [1]
El inicio del Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno se ha relacionado con el vulcanismo y el levantamiento asociados con la Provincia Ígnea del Atlántico Norte , lo que provocó cambios extremos en el ciclo del carbono de la Tierra y un aumento significativo de la temperatura. [4] [1] [5] El período está marcado por una notable 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 relación 13 C / 12 C de carbonatos marinos y terrestres y carbono orgánico. [1] [6] [7] Emparejado δ 13 C , δ 11 B, y los datos de δ 18 O sugieren que~ 12 000 Gt de carbono (al menos44 000 Gt CO
2e ) fueron lanzados durante 50.000 años, [4] promediando0,24 Gt por año.
Las secciones estratigráficas de roca de este período revelan muchos otros cambios. [1] Los registros fósiles de muchos organismos muestran cambios importantes. Por ejemplo, en el ámbito marino, una extinción masiva de foraminíferos bentónicos , una expansión global de dinoflagelados subtropicales y una aparición de excursión, foraminíferos plancticos y nanofósiles calcáreos ocurrieron durante las etapas iniciales de PETM. En tierra, los órdenes de mamíferos modernos (incluidos los primates ) aparecen repentinamente en Europa y América del Norte. La deposición de sedimentos cambió significativamente en muchos afloramientos y en muchos núcleos de perforación que abarcan este intervalo de tiempo.
Desde al menos 1997, el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno se ha investigado en geociencias como un análogo para comprender los efectos del calentamiento global y de las entradas masivas de carbono al océano y la atmósfera, incluida la acidificación del océano . [8] Hoy en día, los seres humanos emiten alrededor de 10 Gt de carbono (alrededor de 37 Gt CO2e) por año, y habrán liberado una cantidad comparable en unos 1.000 años a ese ritmo. Una diferencia principal es que durante el Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno, 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. [9] Aunque ahora se considera comúnmente que el PETM es un "estudio de caso" para el calentamiento global y la emisión masiva de carbono, [1] [10] la causa, los detalles y la importancia general del evento siguen siendo inciertos. [ cita requerida ]
Cronología gráfica del Paleógeno | ||||||||
−65 - - −60 - - −55 - - −50 - - −45 - - −40 - - −35 - - −30 - - −25 - - | M Z C e n o z o i c Cretáceo P un l e o g e n e Neógeno P a l e o c e n e E o c e n e O l i g o c e n e Danian Selandiano Thanetian Ypresian Luteciano Bartoniano Priaboniano Rupeliano Chattian |
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Subdivisión del Paleógeno según el ICS , a partir de 2021. [12] Escala del eje vertical: hace millones de años |
Configuración
La configuración de los océanos y continentes fue 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 permitió la circulación directa de baja latitud entre los océanos Pacífico y Atlántico . El Pasaje Drake , que ahora separa América del Sur y la Antártida , se cerró, y esto quizás impidió el aislamiento térmico de la Antártida. El Ártico también estaba más restringido. Aunque varios sustitutos del CO atmosférico pasado
2los niveles en el Eoceno no concuerdan en términos absolutos, todos sugieren que los niveles eran mucho más altos que los actuales. En cualquier caso, no hubo capas de hielo significativas durante este tiempo. [13]
Las temperaturas de la superficie de la Tierra aumentaron en aproximadamente 6 ° C desde el Paleoceno tardío hasta el Eoceno temprano, culminando en el "Óptimo Climático del Eoceno Temprano" (EECO). [13] Superpuesto a este calentamiento gradual a largo plazo, había al menos dos (y probablemente más) "hipertérmicos". Estos pueden definirse como eventos geológicamente breves (<200.000 años) caracterizados por un calentamiento global rápido, cambios importantes en el medio ambiente y una adición masiva de carbono. De estos, el PETM fue el más extremo y quizás el primero (al menos dentro del Cenozoico ). Otro hipertermal ocurrió claramente en aproximadamente 53,7 Ma, y ahora se llama ETM-2 (también conocido como H-1, o el evento Elmo). Sin embargo, probablemente ocurrieron hipertermicos adicionales en aproximadamente 53.6 Ma (H-2), 53.3 (I-1), 53.2 (I-2) y 52.8 Ma (informalmente llamado K, X o ETM-3). El número, la nomenclatura, las edades absolutas y el impacto global relativo de los hipertermales del Eoceno son la fuente de una considerable investigación actual. Si solo 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, la rotación toarciana del Jurásico ) son temas abiertos.
La acidificación de las aguas profundas y la posterior propagación desde el Atlántico norte pueden explicar las variaciones espaciales en la disolución de carbonatos. Las simulaciones de modelos muestran la acumulación de agua ácida en las profundidades del Atlántico Norte al inicio del evento. [14]
Evidencia del calentamiento global
Al comienzo del PETM, las temperaturas globales promedio aumentaron en aproximadamente 6 ° C (11 ° F) en aproximadamente 20,000 años. Este calentamiento se superpuso al calentamiento del Paleógeno temprano "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 los foraminíferos, tanto en las aguas superficiales como en las profundas del océano. Debido a que había escasez de hielo continental en el Paleógeno temprano, el cambio en δ 18 Omuy probablemente signifique un aumento de la temperatura del océano. [15] El aumento de temperatura también está respaldado por análisis de ensamblajes fósiles, las proporciones de Mg / Ca de foraminíferos y las proporciones de ciertos compuestos orgánicos , como TEX 86 .
Los límites precisos sobre el aumento de la temperatura global durante el PETM y si esto varió significativamente con la latitud siguen siendo temas abiertos. 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 proxies de la paleotemperatura pueden verse comprometidos en lugares de baja latitud, porque la recristalización del carbonato en el lecho marino produce valores más bajos que cuando se forma. Por otro lado, estos y otros indicadores de temperatura (por ejemplo, TEX 86 ) se ven afectados en latitudes altas debido a la estacionalidad; es decir, el “registrador de temperatura” está sesgado hacia el verano, y por lo tanto hacia valores más altos, cuando ocurrió la producción de carbonato y carbono orgánico.
Ciertamente, el Océano Ártico central estuvo 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 . [16] Además, las temperaturas aumentaron durante el PETM, como lo indica la breve presencia de dinoflagelados subtropicales, [17] y un marcado aumento en TEX 86 . [18] Sin embargo, el último registro es intrigante porque sugiere un aumento de 6 ° C (11 ° F) de ~ 17 ° C (63 ° F) antes del PETM a ~ 23 ° C (73 ° F) durante el PETM . Suponiendo que el registro de TEX 86 refleja las temperaturas de verano, todavía implica temperaturas mucho más cálidas en el Polo Norte en comparación con el día actual, pero sin 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 . [19] Sin embargo, puede darse el caso de que durante el PETM, esta retroalimentación estuvo en gran parte ausente debido al hielo polar limitado, por lo que las temperaturas en el Ecuador y en los polos aumentaron de manera similar.
Evidencia de la adición de carbono
La evidencia clara de la adición masiva de carbono empobrecido en 13 C al inicio del PETM proviene de dos observaciones. Primero, una excursión negativa prominente en la composición de isótopos de carbono ( δ 13 C) de fases portadoras de carbono caracteriza al PETM en numerosas (> 130) ubicaciones generalizadas de una variedad de entornos. [1] En segundo lugar, la disolución de carbonato marca el PETM en secciones de las profundidades marinas.
La masa total de carbono inyectada al océano y la atmósfera durante el PETM sigue siendo motivo de debate. En teoría, se puede estimar a partir de la magnitud de la excursión del isótopo de carbono negativo (CIE), la cantidad de disolución de carbonato en el lecho marino o, idealmente, ambos. [8] [10] Sin embargo, el cambio en el δ 13 Ca lo largo del PETM depende de la ubicación y 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 ‰. [1] [20] 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. [10] [21] [22] Con la información disponible, las estimaciones de la adición de carbono oscilan entre 2000 y 7000 gigatoneladas. [10] [21] [22]
Comparación con el cambio climático actual
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. [23] Se ha sugerido que el régimen actual de emisiones de metano del fondo del océano es potencialmente similar al del PETM. [24] (Un petagramo de carbono = 1 gigatonelada de carbono, GtC; la tasa actual de inyección de carbono en la atmósfera es de más de 10 GtC / año, mucho mayor que la tasa de inyección de carbono que se produjo durante el PETM).
Momento de la adición de carbono y el calentamiento.
El momento del PETM δ 13 CLa excursión es de considerable interés. Esto se debe a que la duración total del CIE, a partir de la rápida caída en δ 13 Ca través de la recuperación de cerca a las condiciones iniciales, se refiere a parámetros clave de nuestro ciclo global de carbono, y porque el inicio proporciona una idea de la fuente de 13 C -agotadas CO 2 .
La duración total del 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 PETM CIE, de principio a fin, se extiende por unos 2 m. [6] Las limitaciones de edad a largo plazo, a través de la bioestratigrafía y la magnetoestratigrafía, sugieren una tasa de sedimentación del Paleógeno promedio de aproximadamente 1,23 cm / 1.000 años. Suponiendo una tasa de sedimentación constante, todo el evento, desde el inicio hasta la terminación, se estimó en unos 200.000 años. [6] Posteriormente, se observó que el CIE abarcó 10 u 11 ciclos sutiles en varias propiedades de los sedimentos, como el contenido de Fe. Suponiendo que estos ciclos representan la precesión , Rohl et al. 2000. [25] Se estima una duración de ~ 200.000 para el CIE a partir de modelos de ciclo global del carbono. [26] Si una cantidad masiva de 13 C-agotado CO 2 se inyecta rápidamente en el océano moderno o ambiente y se proyecta hacia el futuro, de ~ 200.000 resultados año CIE porque de lavado lento a través de entradas de estado estable cuasi (la intemperie y vulcanismo) y salidas (carbonato y orgánico) de carbono.
El enfoque anterior se puede realizar en muchas secciones que contienen el PETM. Esto ha dado lugar a un resultado intrigante. [27] En algunos lugares (principalmente en aguas profundas), las velocidades de sedimentación deben haber disminuido en el PETM, presumiblemente debido a la disolución de carbonatos en el fondo marino; en otros lugares (principalmente marinos poco profundos), las tasas de sedimentación deben haber aumentado a través del PETM, presumiblemente debido a una mayor entrega de material fluvial durante el evento.
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 cortos de tiempo. [28] 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 condiciones cercanas a las iniciales (<100.000 años) [28] de lo que se predijo mediante el lavado a través de las entradas de meteorización y las salidas de carbonatos y orgánicos.
Hay otra evidencia que sugiere que el calentamiento es anterior al δ 13 Cexcursión por unos 3.000 años. [29]
Efectos
Tiempo
El clima también se habría vuelto mucho más húmedo, con el aumento en las tasas de evaporación alcanzando su punto máximo en los trópicos. Los isótopos de deuterio revelan que mucha más humedad se transportó hacia los polos de lo normal. [30] 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. [31] La biota del pozo de Messel , fechada en la mitad del máximo térmico, indica un ambiente de selva tropical en el sur de Alemania. A diferencia de las selvas tropicales modernas, su latitud lo habría hecho estacional combinado con temperaturas ecuatoriales, un sistema meteorológico y el entorno correspondiente incomparable en cualquier lugar de la Tierra hoy. [32]
Oceano
La cantidad de agua dulce en el Océano Ártico aumentó, en parte debido a los patrones de lluvia del hemisferio norte, alimentados por las migraciones de la trayectoria de las tormentas hacia los polos en condiciones de calentamiento global. [30]
Anoxemia
En algunas partes de los océanos, especialmente en el Atlántico norte, la bioturbación estuvo ausente. Esto puede deberse a la anoxia del agua del fondo o al cambio de los patrones de circulación del océano que cambian las temperaturas del agua del fondo. Sin embargo, muchas cuencas oceánicas permanecieron bioturbadas a través del PETM. [33]
El nivel del mar
A pesar de la falta global de hielo, el nivel del mar habría aumentado debido a la expansión térmica. [18] Se puede encontrar evidencia de esto en los conjuntos cambiantes de palinomorfos del Océano Ártico, que reflejan una disminución relativa de la materia orgánica terrestre en comparación con la materia orgánica marina. [18]
Corrientes
Al comienzo del PETM, los patrones de circulación oceánica cambiaron radicalmente en el transcurso de menos de 5,000 años. [34] Las direcciones de las corrientes a escala global se invirtieron debido a un cambio en el vuelco del hemisferio sur al vuelco del hemisferio norte. [34] Este flujo "hacia atrás" persistió durante 40.000 años. [34] Tal cambio transportaría agua cálida a los océanos profundos, lo que aumentaría el calentamiento adicional. [34]
Lisoclina
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 a unos 4 km, comparable a la profundidad media de los océanos. Esta profundidad depende de (entre otras cosas) la temperatura y la cantidad de CO
2disuelto en el océano. Añadiendo CO
2inicialmente eleva la lisoclina, [8] resultando en la disolución de carbonatos de aguas profundas. Esta acidificación de aguas profundas se puede observar en los núcleos oceánicos, que muestran (donde la bioturbación no ha destruido la señal) un cambio abrupto de un exudado de carbonato gris a arcillas rojas (seguido de una graduación gradual de regreso a 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. En partes del Atlántico sureste, la lisoclina aumentó 2 km en solo unos pocos miles de años. [33]
La vida
Estequiométrica magnetita ( Fe
3O
4) se obtuvieron partículas de sedimentos marinos de edad PETM. El estudio de 2008 encontró morfologías de prismas alargados y cristales de punta de lanza, considerados diferentes a los cristales de magnetita reportados anteriormente, y son potencialmente de origen biogénico. [35] Estos cristales de magnetita biogénica muestran un gigantismo único y probablemente son de origen acuático. El estudio sugiere que el desarrollo de zonas subóxicas gruesas con alta biodisponibilidad de hierro, el resultado de cambios dramáticos en las tasas de meteorización y sedimentación, impulsó la diversificación de los organismos formadores de magnetita, probablemente incluidos los eucariotas. [36] La magnetita biogénica también se encuentra en los tejidos del cerebro humano. Las magnetitas biogénicas en animales tienen un papel crucial en la navegación del campo geomagnético. [37]
Oceano
El PETM se acompaña de una extinción masiva del 35-50% de los foraminíferos bentónicos (especialmente en aguas más profundas) en el transcurso de ~ 1000 años, el grupo sufre más que durante la extinción de KT que mata dinosaurios (p. Ej., [38] [39 ] [40] ). Por el contrario, los foraminíferos planctónicos se diversificaron y los dinoflagelados florecieron. Los mamíferos también disfrutaron del éxito , que irradiaron mucho en esta época.
Las extinciones de las profundidades marinas son difíciles de explicar, porque muchas especies de foraminíferos bentónicos de las profundidades marinas son cosmopolitas y pueden encontrar refugio contra la extinción local. [41] Las hipótesis generales, como una reducción de la disponibilidad de oxígeno relacionada con la temperatura, o un aumento de la corrosión debido a las aguas profundas saturadas de carbonato, son insuficientes como explicaciones. La acidificación también puede haber jugado un papel en la extinción de los foraminíferos calcificantes, y las temperaturas más altas habrían aumentado las tasas metabólicas, exigiendo así un mayor suministro de alimentos. 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 provocado una disminución de la productividad [42] y / o un aumento de la remineralización de la materia orgánica en la columna de agua, antes de que alcanzara los foraminíferos bentónicos en el fondo del mar ( [43 ] ). El único factor global en extensión fue el aumento de la temperatura. Las extinciones regionales en el Atlántico Norte se pueden atribuir al aumento de la anoxia de las profundidades marinas, que podría deberse a la desaceleración de las corrientes oceánicas volcadas, [21] o la liberación y oxidación rápida de grandes cantidades de metano. Es posible que se hayan expandido las zonas mínimas de oxígeno en los océanos. [44]
En aguas menos profundas, es innegable que el aumento de CO
2Los niveles resultan en una disminución del pH oceánico , lo que tiene un profundo efecto negativo en los corales. [45] Los experimentos sugieren que también es muy dañino para calcificar el plancton. [46] Sin embargo, los ácidos fuertes utilizados para simular el aumento natural de la acidez que resultaría de la elevación de CO
2las concentraciones pueden haber dado resultados engañosos, y la evidencia más reciente es que los cocolitóforos ( E. huxleyi al menos) se vuelven más , no menos, calcificados y abundantes en aguas ácidas. [47] Ningún cambio en la distribución del nanoplancton calcáreo, como los cocolitóforos, puede atribuirse a la acidificación durante el PETM. [47] La acidificación dio lugar a una abundancia de algas fuertemente calcificadas [48] y foraminíferos débilmente calcificados. [49]
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. [50]
Tierra
Las condiciones húmedas provocaron la migración de los mamíferos asiáticos modernos hacia el norte, dependiendo de los cinturones climáticos. Sigue habiendo incertidumbre sobre el momento y el ritmo de la migración. [51]
El aumento de la abundancia de mamíferos es intrigante. Aumento de CO
2los niveles pueden haber promovido el enanismo [52] [53] , lo que puede haber fomentado la especiación. Muchos de los principales órdenes de mamíferos, incluidos Artiodactyla , caballos y primates, aparecieron y se extendieron por todo el mundo entre 13.000 y 22.000 años después del inicio del PETM. [52]
Temperatura
Los datos indirectos de uno de los sitios estudiados muestran un rápido aumento de temperatura de +8 ° C, de acuerdo con los registros regionales existentes de ambientes marinos y terrestres. [51] Es notable la ausencia de un mayor calentamiento documentado en las regiones polares. Esto implica una retroalimentación del albedo de hielo inexistente, lo que sugiere que no hubo hielo marino o terrestre presente en el Paleoceno tardío. [3]
Terrestre
Durante el PETM, los sedimentos se enriquecen con caolinita de una fuente detrítica debido a la denudación (procesos iniciales como volcanes , terremotos y placas tectónicas ). Esto sugiere un aumento de las precipitaciones y una mayor erosión de los suelos y sedimentos más antiguos ricos en caolinita. El aumento de la meteorización por el aumento de la escorrentía formó un paleosoleo espeso enriquecido con nódulos de carbonato (tipo Microcodium ), y esto sugiere un clima semiárido . [51]
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 por retroalimentaciones positivas. La mayor ayuda para desenredar estos factores proviene de una consideración del balance de masa de isótopos de carbono. Sabemos que todo el ciclo del carbono exógeno (es decir, el carbono contenido en los océanos y la atmósfera, que puede cambiar en escalas de tiempo breves) experimentó una perturbación de −0,2% a −0,3% en δ 13 C, y considerando las firmas isotópicas de otras reservas de carbono, se puede 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 ) a la atmósfera, aún no se ha encontrado la fuente del carbono. El emplazamiento de un gran grupo de kimberlita tuberías en ~ 56 Ma en el Lac de Gras región del norte de Canadá puede haber proporcionado el carbono que iniciarse a comienzos de calentamiento en forma de CO exsolved magmática 2 . Los cálculos indican que los 900-1,100 Pg [54] estimados de carbono requeridos 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 kimberlitas. [55] La transferencia de agua cálida del océano superficial a profundidades intermedias condujo a la disociación térmica de los hidratos de metano del fondo marino, proporcionando el carbono agotado isotópicamente que produjo la excursión isotópica del carbono. Las edades coetáneas de otros dos grupos de kimberlita en el campo de Lac de Gras y otros dos hipertermales del Cenozoico temprano indican que la desgasificación del CO 2 durante el emplazamiento de la kimberlita es una fuente plausible del CO 2 responsable de estos repentinos eventos de calentamiento global.
Actividad volcánica
Para equilibrar la masa de carbono y producir el δ 13 C observadovalor, al menos 1.500 gigatoneladas de carbono tendrían que desgasificarse del manto a través de volcanes en el transcurso de los dos pasos de 1.000 años. Para poner esto en perspectiva, esto es aproximadamente 200 veces la tasa de desgasificación de fondo para el resto del Paleoceno. No hay indicios de que tal explosión de actividad volcánica haya ocurrido en algún momento de la historia de la Tierra. Sin embargo, el vulcanismo sustancial había estado activo en el este de Groenlandia durante aproximadamente el millón de años anterior, pero esto lucha por explicar la rapidez del PETM. Incluso si la mayor parte de las 1500 gigatoneladas de carbono se liberara en un solo pulso, serían necesarias más retroalimentaciones para producir la excursión isotópica observada.
Por otro lado, hay sugerencias de que se produjeron oleadas de actividad en las últimas etapas del vulcanismo y el rifting continental asociado. 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 alféizares intrusivos y miles de complejos de respiraderos hidrotermales del tamaño de un kilómetro en cuencas sedimentarias en el margen medio de Noruega y al oeste de Shetland. [56] [57] Las erupciones volcánicas de gran magnitud pueden afectar el clima global, reduciendo la cantidad de radiación solar que llega a la superficie de la Tierra, bajando las temperaturas en la troposfera y cambiando los patrones de circulación atmosférica. La actividad volcánica a gran escala puede durar solo unos pocos días, pero la efusión masiva de gases y cenizas puede influir en los patrones climáticos durante años. Los gases sulfúricos se convierten en aerosoles de sulfato, gotitas submicrónicas que contienen aproximadamente un 75 por ciento de ácido sulfúrico. Después de las erupciones, estas partículas de aerosol pueden permanecer de tres a cuatro años en la estratosfera. [58] Otras fases de la actividad volcánica podrían haber desencadenado la liberación de más metano y causado otros eventos cálidos del Eoceno temprano como el ETM2 . [21] También se ha sugerido que la actividad volcánica alrededor del Caribe puede haber interrumpido la circulación de las corrientes oceánicas, [59] amplificando la magnitud del cambio climático.
Un estudio de 2017 señaló una fuerte evidencia de una fuente de carbono volcánico (más de 10,000 petagramos de carbono), asociada con la Provincia Ígnea del Atlántico Norte . [4]
Impacto del cometa
Una teoría brevemente popular sostenía que un cometa rico en 12 C golpeó la tierra e inició el evento de calentamiento. Un impacto cometario coincidente con el límite P / E también puede ayudar a explicar algunas características enigmáticas asociadas con este evento, como la anomalía del iridio en Zumaia , la aparición abrupta de arcillas caoliníticas con abundantes nanopartículas magnéticas en la plataforma costera de Nueva Jersey, y especialmente el inicio casi simultáneo de la excursión del isótopo de carbono y el máximo térmico. De hecho, 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. [60] Incluso teniendo en cuenta los procesos de retroalimentación, esto requeriría al menos 100 gigatoneladas de carbono extraterrestre. [60] Un impacto tan catastrófico debería haber dejado su huella en el mundo. Desafortunadamente, la evidencia presentada no resiste el escrutinio. Una inusual capa de arcilla de 9 metros de espesor supuestamente se formó poco después del impacto, que contenía cantidades inusuales de magnetita, pero se formó demasiado lentamente para que estas partículas magnéticas fueran el resultado del impacto del cometa. [29] y resulta que fueron creados por bacterias. [61] Sin embargo, análisis recientes han demostrado que las partículas aisladas de origen no biogénico constituyen la mayoría de las partículas magnéticas en la unidad de arcilla gruesa. [62]
Un informe de 2016 en Science describe el descubrimiento de eyecciones de impacto de tres secciones del límite de PE marino del margen atlántico del este de los EE. UU., Lo que indica que se produjo un impacto extraterrestre durante la excursión del isótopo de carbono en el límite del PE. [63] [64] Las esférulas de vidrio de silicato encontradas se identificaron como microtectitas y microcristitas . [63]
Quema de turba
Una vez se postuló la combustión de cantidades prodigiosas de turba , porque probablemente hubo una mayor masa de carbono almacenado como biomasa terrestre viva durante el Paleoceno que la que hay hoy en día, ya que las plantas de hecho crecieron más vigorosamente durante el período del PETM. Esta teoría fue refutada, porque para producir el δ 13 CSegún la excursión observada, más del 90 por ciento de la biomasa de la Tierra tendría que haberse quemado. Sin embargo, el Paleoceno también se reconoce como una época de acumulación significativa 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. [sesenta y cinco]
Forzamiento orbital
La presencia de eventos de calentamiento posteriores (más pequeños) de escala global, como el horizonte de Elmo (también conocido como ETM2 ), ha llevado a la hipótesis de que los eventos se repiten de manera regular, impulsados por máximos en los ciclos de excentricidad de 400,000 y 100,000 años en la órbita de la Tierra . Se espera que el período de calentamiento actual dure otros 50.000 años debido a un mínimo en la excentricidad de la órbita de la Tierra. El aumento orbital de la insolación (y por lo tanto de la temperatura) forzaría al sistema a superar un umbral y desencadenaría retroalimentaciones positivas. [66]
Liberación de metano
Ninguna de las causas anteriores es suficiente por sí sola para causar la excursión del isótopo de carbono o el calentamiento observado en el PETM. El mecanismo de retroalimentación más obvio que podría amplificar la perturbación inicial es el de los clatratos de metano . En determinadas condiciones de temperatura y presión, el metano, que se produce continuamente mediante la descomposición de microbios en los sedimentos del fondo del mar, es estable en un complejo con el agua, que forma jaulas parecidas al hielo que atrapan el metano en forma sólida. A medida que aumenta la temperatura, la presión requerida para mantener estable esta configuración de clatrato aumenta, 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 a medida que se libera a la atmósfera, por lo que provoca un calentamiento y, a medida que el océano transporta este calor a los sedimentos del fondo, desestabiliza más clatratos. Se necesitarían alrededor de 2.300 años para que un aumento de la temperatura difunda 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 limitadas. [67] El calentamiento del océano debido a las inundaciones y los cambios de presión debido a una caída del nivel del mar pueden haber causado que los clatratos se vuelvan inestables y liberen metano. Esto puede tener lugar en un período tan corto como unos pocos miles de años. El proceso inverso, el de fijar metano en clatratos, ocurre en una escala mayor de decenas de miles de años. [68]
Para que la hipótesis del clatrato funcione, los océanos deben mostrar signos de haber sido ligeramente más cálidos antes de la excursión del isótopo de carbono, porque tomaría algún tiempo para que el metano se mezcle en el sistema y δ 13 C-carbono reducido para ser devuelto al registro sedimentario del océano profundo. Hasta hace poco, la evidencia sugería que los dos picos eran de hecho simultáneos, lo que debilitaba el apoyo a la teoría del metano. Pero un trabajo reciente (2002) ha logrado detectar una pequeña brecha entre el calentamiento inicial y el δ 13 Cexcursión. [69] Los marcadores químicos de la temperatura de la superficie ( TEX 86 ) también indican que el calentamiento ocurrió alrededor de 3.000 años antes de la excursión del isótopo de carbono, pero esto no parece ser cierto para todos los núcleos. [29] En particular, las aguas más profundas (no superficiales) no parecen mostrar evidencia de este intervalo de tiempo. [70] Además, el pequeño cambio aparente en TEX 86 que precede al δ 13 CLa anomalía puede atribuirse fácilmente (y más plausiblemente) a la variabilidad local (especialmente en la llanura costera del Atlántico, por ejemplo, Sluijs, et al., 2007) ya que el paleo-termómetro TEX 86 es propenso a efectos biológicos significativos. El δ 18 O de foraminíferos 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 foraminíferos planctónicos (flotantes) registran el cambio a valores de isótopos más ligeros antes que los foraminíferos bentónicos (que viven en el fondo). El más ligero (menor δ 13 C) El carbono metanogénico solo puede incorporarse a las cáscaras de los foraminíferos después de que se haya oxidado. Una liberación gradual del gas permitiría oxidarlo 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 profundidad en la columna de agua, permitiendo que algo de metano llegue a la atmósfera sin oxidar, donde reaccionaría el oxígeno atmosférico. con eso. Esta observación también nos permite limitar la duración de la liberación de metano a menos de unos 10.000 años. [69]
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 para mostrar 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 ) ingresó primero al depósito de carbono atmosférico y luego se difundió en las aguas superficiales del océano, que se mezclan con las aguas oceánicas más profundas durante escalas de tiempo mucho más largas, esperaríamos observar el cambio de plancton hacia valores más ligeros antes que los bentónicos. Además, un examen cuidadoso de Thomas et al. El conjunto de datos muestra que no hay un solo valor de foraminífero planctónico intermedio, lo que implica que la perturbación y la concomitante δ 13 CLa anomalía ocurrió durante la vida útil de un solo foram, demasiado rápido para la liberación nominal de 10,000 años necesaria para que funcione la hipótesis del metano. [ cita requerida ]
Existe un debate sobre si había una cantidad suficientemente grande de hidrato de metano para ser una fuente importante de carbono; un documento reciente propuso que ese era el caso. [71] La reserva global de hidrato de metano actual está escasamente restringida, pero se considera mayoritariamente entre 2.000 y 10.000 Gt. Sin embargo, debido a que las temperaturas globales del fondo del océano eran ~ 6 ° C más altas que las actuales, lo que implica un volumen mucho menor de sedimentos que albergan hidratos de gas que en la actualidad, se pensaba que la cantidad global de hidratos antes del PETM era mucho menor que la actual. estimados. En un estudio de 2006, los científicos consideraron que la fuente de carbono del PETM era un misterio. [72] Un estudio de 2011, que utilizó simulaciones numéricas, sugiere que el aumento de la sedimentación de carbono orgánico y la metanogénesis podrían haber compensado el menor volumen de estabilidad de los hidratos. [71]
Un estudio de 2016 basado en reconstrucciones del contenido de CO 2 atmosférico durante las excursiones de isótopos de carbono (CIE) del PETM, utilizando análisis de triple isótopo de oxígeno , sugiere una liberación masiva de metano del fondo marino a la atmósfera como motor de los cambios climáticos. Los autores también señalan:
Una liberación masiva de clatratos de metano por disociación térmica ha sido la hipótesis más convincente para explicar la CIE desde que se identificó por primera vez. [73]
Circulación oceánica
Los patrones de circulación oceánica a gran escala son importantes cuando se considera 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 el calor a las plataformas oceánicas poco profundas que contienen clatrato, dado el perfil batimétrico correcto, pero los modelos aún no pueden coincidir con la distribución de los datos que observamos. "El calentamiento que acompaña a un cambio de sur a norte en la formación de aguas profundas produciría un calentamiento suficiente para desestabilizar los hidratos de gas del fondo marino en la mayor parte del océano mundial hasta una profundidad de agua de al menos 1900 m". [74] Esta desestabilización podría haber resultado en la liberación de más de 2000 gigatoneladas de gas metano de la zona de clatrato del fondo del océano. [74]
La entrada de agua dulce del Ártico en el Pacífico Norte podría servir como catalizador para la desestabilización del hidrato de metano, un evento sugerido como un precursor del inicio del PETM. [75]
Recuperación
Los indicadores climáticos , como los sedimentos oceánicos (tasas de depósito), indican una duración de ∼83 ka, con ∼33 ka en la fase rápida temprana y ∼50 ka en una fase gradual posterior. [1]
El método de recuperación más probable implica un aumento de la productividad biológica, transportando carbono a las profundidades del océano. Esto sería asistido por temperaturas globales más altas y CO
2niveles, 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 se presenta en forma de bario bioconcentrado . [76] Sin embargo, este proxy puede reflejar en cambio la adición de bario disuelto en metano. [77] Las diversificaciones sugieren que la productividad aumentó en entornos cercanos a la costa, que habrían sido cálidos y fertilizados por la escorrentía, superando la reducción de la productividad en los océanos profundos. [49]
Ver también
- Cambio climático abrupto
- Evento Azolla
- Océano de canfield
- Hipótesis de la pistola de clatrato
- Sensibilidad climática
- Eoceno
- Eoceno Térmico Máximo 2
- Paleoceno
- Paleógeno
- Cambio climático desbocado
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Otras lecturas
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enlaces externos
- BBC Radio 4, In Our Time , The Paleocene-Eocene Thermal Maximum, 16 de marzo de 2017
- Calentamiento global hace 56 millones de años: lo que significa para nosotros (vídeo)