Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno

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La gráfica muestra la evolución del clima durante los últimos sesenta y cinco millones de años. El máximo termal del Paleoceno-Eoceno está marcado con las siglas "PETM" y probablemente se encuentra subestimado en un factor de 2 o más a causa de una vaga estimación en la toma de datos.

El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (MTPE, PETM en inglés), llamado también Máximo Termal del Paleoceno-Eoceno, Máximo Térmico del Eoceno Inicial, o Máximo Térmico del Paleoceno Superior,[1]​ fue un brusco cambio climático que marcó el fin del Paleoceno y el inicio del Eoceno, hace 55,8 millones de años. Se trata de uno de los períodos de cambio climático más significativos de la era Cenozoica, alterando repentinamente la circulación oceánica y atmosférica, provocando la extinción de multitud de foraminíferos bentónicos, y causando grandes cambios sobre los mamíferos terrestres, marcando así la aparición de los linajes de los mamíferos actuales.

En apenas 20.000 años, la temperatura media terrestre aumentó en 6 ºC, con un correspondiente aumento del nivel del mar, así como un calentamiento de los océanos.[2]​ A pesar de que el calentamiento pudo haber sido desencadenado por multitud de causas, se cree que las causas principales fueron la fuerte actividad volánica y la emisión de gas metano que se encontraba almacenado en los clatratos de los sedimentos oceánicos, y que pudieron haber intensificado el calentamiento. Además, las concentraciones de CO2 en la atmósfera aumentaron de forma significativa, perturbando su ciclo y causando la elevación de la lisoclina, y el escaso oxígeno en las profundidades océnicas provocó la mayoría de las extinciones marinas.

Escenario

Archivo:Paleogene-EoceneGlobal.jpg
Reconstrucción de la disposición del planeta a principios del Eoceno.

En un primer momento, el MTPE se ubicó en el Paleoceno superior,[3]​ denominándose Máximo Térmico del Paleoceno Superior (LPTM en inglés).[1]​[4]​[5]​[6]​ El GSSP (Global Stratotype Section and Point, que estudia los límites estratigráficos entre las eras geológicas) del límite entre el Paleoceno y el Eoceno fue definido oficialmente como la capa arcillosa que coincide con la máxima inclinación de la excursión negativa del isótopo del carbono, en la sección de Gabal Dababiya, Egipto. [7]​[8]​ En otras publicaciones, sin embargo, usan el nombre de Máximo Térmico del Eoceno Inicial, ya que las temperaturas máximas absolutas se alcanzan al inicio de este período.[9]​[10]​[11]​

Teniendo en cuenta las incertidumbres en la datación radiométrica, el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno tuvo lugar entre 55,8 y 55,0 millones de años.[8]​[12]​[13]​[14]​[15]​[16]​ Duró aproximadamente 20.000 años, y vino precedido de un período más amplio de 6 millones de años de calentamiento global gradual que se inició a mediados del Paleoceno,[17]​ llegando a su máxima expresión en el denominado "Óptimo Climático del Eoceno". Sin embargo, durante este período, existieron también varios eventos de enfriamiento, como el evento Elmo. Durante el MTPE fueron liberadas en los océanos y en la atmósfera entre 1.500 y 2.000 gigatoneladas de carbono en un lapso de tiempo de 1.000 años. Aquella tasa de emisión de carbono a la atmósfera es equiparable a la emitida en la actualidad por la actividad humana.

Durante el Eoceno, la disposición del planeta era significativamente diferente. El Istmo de Panamá no ejercía todavía de ligazón entre América del Norte y América del Sur, permitiendo el tránsito de aguas entre el Océano Atlántico y el Pacífico. Por otra parte, el Pasaje de Drake se obstruyó, impidiendo el aislamiento térmico de la Antártida. Este hecho, junto con los altos niveles de CO2, indican que no habían importantes capas de hielo, por lo que el planeta se encontraba, por aquel entonces, carente de hielo casi en su totalidad.[17]​

Evidencias

La prueba más sólida para ratificar la existencia del cambio climático nos la proporciona la variación en el registro del Carbono-13 (δ13C), el isótopo más común del carbono, con una excursión negativa, súbita y pronunciada de -2-3‰.[13]​ Esta inyección masiva de carbono empobrecido en 13C implica la liberación de grandes cantidades de 12C, como mínimo 6.800 Pg C, sobre la atmósfera y los océanos.[18]​

La cronología de la excursión del 13C en el MTPE se ha calculado de dos maneras distintas, complementarias entre sí. La más importante de ellas es la ODP Core 690 (realizada en el Mar de Weddell), pues el período está casi exclusivamente basado en este registro, aunque inicialmente fue calculado mediante una aproximación tomando el cuenta una tasa constante de sedimentación.[19]​ Más tarde surgió otro modelo distinto, asumiendo que el flujo del 3H es constante, pues este isótopo del Helio es producido por el Sol constantemente, y no hay razones para creer que se produjeron grandes cambios en las fluctuaciones del viento solar durante aquel breve período de tiempo.[20]​ Ambos modelos tienen sus carencias, pero coinciden en algunas cuestiones. Entre los puntos en los que coinciden, cabe destacar que ambos están de acuerdo en que la liberación del carbono se produjo en dos etapas, cada una con una duración aproximada de 1.000 años, separadas por un período de unos 20.000 años. Los modelos divergen, sobre todo, en las estimaciones del tiempo de recuperación, que oscilan entre los 150.000 para el primero,[19]​ y 30.000 años para el segundo modelo.[20]​ Otras teorías sugieren que el calentamiento tuvo lugar 3.000 años antes de la excursión negativa del isótopo del carbono, aunque las causas iniciales continuarían siendo inciertas.[21]​ Se han realizado estudios en el Pirineo español que confirman el aumento de CO2.[22]​

Efectos

Clima

Gráfico que muestra el registro de temperaturas del fondo oceánico. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está representado mediante las siglas "LPTM".

La temperatura media del planeta aumentó en 6 ºC en un período de 20.000 años. Este cálculo se basa en los valores de Mg/Ca y en la concentración del isótopo 18O, que es el recurso más utilizado para calcular temperaturas en el Eoceno, ya que debido al escaso hielo los cálculos ganan en seguridad, pues la concentración de 18O oceánico es constante.[23]​ Otros análisis, centrados en la composición de la flora, así como de la forma y tamaño de sus hojas, arrojaron un resultado similar: 5 ºC, además de revelar que al inicio del MTPE, las precipitaciones fueron escasas, pero que con el tiempo aumentaron progresivamente.[24]​ Debido al ascenso de las temperaturas, los hielos comenzaron a derretirse, provocando la reducción del albedo, lo que provocó a su vez un ascenso de las temperaturas en un proceso de retroalimentación positiva. Esto causó que el incremento de temperatura fuera mayor en los polos, alcanzando temperaturas medias anuales de 10-20 ºC.[25]​ El calentamiento del agua de la superficie del Océano Ártico fue tal, que llegó a albergar formas de vida propias de los trópicos, como el Dinoflagellata, alcanzando temperaturas mayores a 22 ºC.[26]​

No sólo aumentó la temperatura, sino que también lo hizo la humedad, debido al incremento de la tasa de evaporación, más acusada en los trópicos. Un isótopo del hidrógeno, el deuterio, reveló que estas humedades fueron transportadas en su mayoría hacia los polos, explicando así las intensas lluvias que tuvieron lugar en el Océano Ártico.[27]​

Océanos

A pesar del escaso hielo, el nivel del mar ascendió significativamente debido al incremento de la temperatura. Prueba de ello es el desplazamiento de los palinomorfos (partículas del tamaño de un grano de polen) del Océano Ártico, que reflejan una disminución de la materia orgánica terrestre en comparación con la materia orgánica marina.[26]​

A comienzos del MTPE, el patrón de la circulación oceánica cambió radicalmente en un período inferior a 5.000 años. La dirección de la circulación se revirtió, causando por ejemplo que en el Océano Atlántico la corriente del fondo fluyera desde el norte hacia el sur, cuando siempre había ocurrido a la inversa. Estos efectos perduraron, al menos, durante 40.000 años. Este cambio en el flujo de agua caliente a las profundidades oceánicas agravó el calentamiento. La composición química de los océanos también se vio alterada enormemente.[28]​

En varias partes de la mayoría de los océanos, especialmente en el norte del Océano Atlántico, la bioturbación (la reexposición de material, generalmente tóxico, que se encuentra almacenado bajo los sedimentos) resultaba ser casi inexistente. Esto podría deberse al cambio de la circulación oceánica, que causó que el fondo oceánico aumentase su temperatura, y con ello que apenas albergara oxígeno (anoxia). Sin embargo, en algunos lugares de los océanos la bioturbación no cesó.[29]​

Otro efecto del MTPE sobre el medio oceánico fue la elevación del límite de la lisoclina. La lisoclina indica la profundidad a la cual se disuelve espontáneamente el carbonato en los océanos. Hoy en día, dicho límite se encuentra a 4 km por debajo de la superficie oceánica, cifra muy similar a la media de profundidad de los océanos. Esta profundidad depende, entre otros factores, de la temperatura y de la cantidad de CO2 disuelto, por lo que añadiendo CO2 se elevará la lisoclina cada vez más hacia la superficie oceánica, lo que provocará la disolución de los carbonatos de las aguas profundas.[30]​ Esta acidificación de las aguas profundas se puede observar en los estratos del suelo oceánico (si la bioturbación no ha sido especialmente activa, ya que en ese caso destruiría las pruebas), pues muestra un cambio bastante acusado, pasando desde carbonatos con un color grisáceo, a carbonatos rojizos y arcillosos, para después volver de nuevo a los grisáceos.[31]​ Estas evidencias se muestran mucho más claras en el norte del Océano Atlántico que en cualquier otro, de lo que se deduce que la acidificación fue mucho más acusada allí. En algunas zonas del sureste del Atlántico, la lisoclina llegó a elevarse 2 km en tan sólo unos miles de años.[29]​

Flora y fauna

Vista al miscroscopio del Ammonia tepida, un foraminífero bentónico, quienes no salieron muy bien parados en el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno.

El MTPE produjo la extinción del 35-50% de los foraminíferos bentónicos en un lapso de tiempo de 1.000 años, quedando peor parados que en la extinción masiva del Cretácico-Terciario acontecida unos 10 millones de años atrás. En contraposición, los foraminíferos planctónicos se diversificaron, y los Dinoflagellata prosperaron, como también lo hicieron los mamíferos, que disfrutaban de un buen momento en este período.

Es difícil dar una explicación de las extinciones de los organismos del fondo marino, ya que muchas de ellas fueron solamente regionales, afectando principalmente al norte del Océano Atlántico. Esto significa que, al contrario que la temperatura, no podemos formular hipótesis generales de la reducción del oxígeno, o de la corrosividad del carbono debido a los carbonatos insaturados de las profundidades oceánicas. El único factor global es el aumento de la temperatura, y parece que toda la culpa recae sobre este elemento. Las extinciones regionales del norte Atlántico son atribuidas, en general, al alto nivel de anoxia en las profundidades de sus aguas.[18]​[32]​

En las aguas superficiales, el incremento de los niveles de CO2 produjo un descenso en el pH oceánico, acidificándolo, lo que resultaba extremadamente nocivo para los corales.[33]​ Se ha demostrado mediante experimentos que también resulta muy perjudicial para el plancton calcáreo.[34]​ Sin embargo, los ácidos usados en el laboratorio para simular el aumento natural de la acidez que resultarían del aumento de las concentraciones de CO2 podrían haber arrojado resultados engañosos. Prueba de ello son los cocolitóforos (al menos Emiliania huxleyi), quienes se volvieron más abundantes en aguas acidificadas.[35]​ Curiosamente, al nanoplancton calcáreo no se le puede atribuir ningún cambio en su distribución por la acidificación durante el MTPE, como sí ocurrió con los cocolitóforos.[35]​ La acidificación, en cambio, dio lugar a un importante aumento de algas calcificadas,[36]​ y también, aunque en menor medida, de foraminíferos calcáreos.[37]​

El aumento de los mamíferos es otra cuestión insidiosa. No se han hallado pruebas de ningún aumento en la tasa de extinción entre los organismos terrestres. Muchos de los principales órdenes de mamíferos, incluyendo el Artiodactyla, los caballos y los primates, aparecieron de la nada, y se propagaron por todo el planeta entre 13.000 y 22.000 años después del inicio del MTPE.[38]​[39]​

Causas y teorías

Exisiten multitud de causas que pudieron haber provocado o intensificado el MTPE, pero resulta tremendamente difícil averiguar claramente cuales de ellas tuvieron mayor repercusión. Las temperaturas globales aumentaron a un ritmo constante en todo el planeta, provocando una serie de sucesos agravados por la retroalimentación positiva. Para poder determinar estos factores, se ha recurrido al balance de masa del isótopo del carbono, pues el carbono puede variar su ciclo en períodos de tiempo relativamente cortos. El carbono-13 sufrió una perturbación de −2-3‰, y analizando las reservas de carbono, se puede considerar qué masa de la reserva sería necesaria para producir el efecto. El único supuesto desde el que se parte es que la masa de carbono contenida tanto en la atmósfera como en los océanos durante el Paleógeno era la misma que la actual, algo que resulta verdaderamente difícil de confirmar.

Actividad volcánica

Para que se produjera dicha perturbación en la concentración del Carbono-13, los volcanes deberían haber desgasificado cerca de 1.500 gigatoneladas (Gt) de carbono en los dos períodos de 1.000 años. Para una visión más comprensible de esta cifra: se trata de unas 200 veces la tasa de desgasificación del resto del Paleógeno, aunque dicha suma es improbable, pues no se han encontrado indicios de una actividad volcánica de tal magnitud en toda la historia de la Tierra. Sin embargo, cerca de un millón de años atrás una importante actividad volcánica comenzó a asolar el este de Groenlandia, aunque por sí sola no puede explicar la rapidez con la que tuvo lugar el MTPE. Incluso en el caso de que las 1.500 Gt hubiesen sido expulsadas repentinamente de una sola vez, se necesitarían otros factores que hubiesen dado lugar a multitud de sistemas de retroalimentación positiva para producir la alteración que se ha observado en el isótopo del carbono.

Por otra parte, se ha sugerido que los aumentos repentinos de la actividad volcánica estuvieron asociados a la actividad del rift continental oceánico, que expulsó magma caliente sobre los sedimentos ricos en carbono, lo que hubiera desencadenado la desgasificación del metano.[40]​ Otras fases mucho más tardías de la actividad volcánica habrían causado la expulsión de más gas metano, provocando otros períodos de calentamiento global durante el Eoceno, como el ETM2.[18]​

Impacto de cometa

Las variaciones orbitales de Milankovitch muestran la relación entre la excentricidad orbital (azul) y las temperaturas (gris). Una de las teorías propone esta relación como la causante del cambio climático.

Otra teoría afirma que un cometa rico en 12C impactó sobre la superficie terrestre e inició el calentamiento global.[41]​ Incluso suponiendo que el tamaño del cometa se encontrara en el límite para que la catástrofe no dejara huella sobre el planeta (según la teoría unos 10 km.), y que después del suceso se produjeran procesos de retroalimentación, todavía serían necesarios 100 Gt de carbono extra que tendrían que provenir de actividades terrestres. Sin embargo, esta teoría todavía posee algunas cuestiones sin resolver y no explica al detalle todo lo acontecido. Según la teoría, el cometa habría causado la formación de una capa arcillosa de 9 m de espesor tremendamente magnetizada, pero otros creen que esta capa se formó a un ritmo demasiado lento como para que fuera consecuencia del impacto, atribuyendo su creación a las bacterias.[21]​ Por otra parte, la anomalía del iridio (indicador fiable de impactos sobre el planeta) que se ha observado en España es demasiado reducida como para confirmar el impacto del cometa.

Ciclos orbitales

Debido a la existencia de otros cambios climáticos de escala global, como el ETM2 (evento Elmo), se ha formulado la hipótesis de que estos cambios se repiten de forma regular, y que son consecuencia de las variaciones orbitales en la excentricidad de la órbita terrestre. La proximidad al Sol hizo que la radiación solar aumentase enormemente, y con ella la temperatura, traspasando así cierto umbral, lo que dio rienda suelta a la activación de diversos procesos de retroalimentación positiva.[15]​

Quema de turba

Se llegó a postular una teoría que afirmaba que el MTPE fue provocado por la combustión de grandes cantidades de turba, un material orgánico abundante en carbono. Sin embargo, para producir la disminución de 13C que tuvo lugar, sería necesario que se quemara el 90% de la biomasa terrestre. Dado que durante el MTPE las plantas crecieron desenfrenadamente, esta teoría queda refutada.

Liberación de gas metano

Ninguna de las causas anteriores permitirían explicar, por sí solas, ni la excursión del isótopo carbono-13 ni el calentamiento que tuvo lugar durante el MTPE. El mecanismo de retroalimentación positiva que más amplificó la perturbación inicial fueron los clatratos, mediante la hipótesis del fusil de clatratos. El metano, que se va acumulando continuamente en los sedimentos de los fondos oceánicos debido a la descomposición orgánica, es estable en el agua a cierta presión y temperatura, formando cúmulos en estado sólido. A medida que la temperatura se incrementa, la presión que se ejerce decae, la configuración deja de ser estable, y los clatratos se disocian, causando la liberación del gas metano a la atmósfera. Dado que los los clatratos poseen un -60‰ en la concentración de 13C, pequeñas cantidades de estos materiales podrían producir grandes excursiones de 13C. Además, el metano es un potente gas invernadero, unas ocho veces más eficaz que el dióxido de carbono, por lo que, al ser expulsado hacia la atmósfera, causó un gran calentamiento global, lo que hizo que se calentaran los océanos y dieran lugar a más emisiones de metano, desestabilizando el sistema. Se ha calculado que el océano habría tardado unos 2.300 años en alcanzar la temperatura que permitiera disociar los clatratos de su fondo, aunque este cálculo está basado en una serie de supuestos.[42]​

Para que esta hipótesis sea válida, los océanos deberían mostrar signos de calentamiento antes de la excursión del isótopo del carbono, pues el metano tarda un tiempo hasta que logra incorporarse al océano. Hasta hace relativamente poco tiempo, las pruebas mostraban que ambos picos eran simultáneos, restándole apoyo a la teoría. Sin embargo, estudios recientes han logrado detectar un breve lapso de tiempo entre el calentamiento inicial y la excursión de 13C.[43]​ Algunos paleotermómetros, como el TEX86, también coinciden en que el calentamiento sucedió unos 3.000 años antes de la excursión del isótopo del carbono.[21]​ Sin embargo, el agua océanica más profunda no parece evidenciar este intervalo de tiempo.

Los análisis de estos registros revelan otro hecho interesante: los foraminíferos planctónicos grabaron pequeños cambios en los valores de los isótopos antes que los foraminíferos bentónicos, quienes habitan en los sedimentos de los océanos. Los caparazones de estos organismos recogen estas variaciones al oxidarse, por lo que una liberación gradual de gas metano en el fondo oceánico tendría que haber oxidado primero los caparazones de los foraminíferos bentónicos. El hecho de que los foraminíferos planctónicos fueran los primeros en mostrar estos signos de oxidación se debe a que el metano fue liberado tan rápidamente que su oxidación agotó todo el oxígeno del fondo oceánico, permitiendo que, después de este hecho, el metano alcanzase la atmósfera sin oxidarse, donde reaccionaría con el oxígeno atmosférico. De este análisis se deduce que el proceso de liberación del metano duró aproximadamente 10.000 años.[43]​

Período de recuperación

El registro de δ13C muestra un tiempo de recuperación de entre 30.000[20]​ y 150.000 años,[19]​ una cifra relativamente baja si la comparamos con la permanencia del carbono en la atmósfera actual (entre 100.000 y 200.000 años). Cualquier explicación satisfactoria de este rápido tiempo de recuperación debe incluir un efectivo sistema de retroalimentación.[44]​

El modo más probable de recuperación viene dado por un incremento en la productividad biológica, transportando rápidamente el carbono hacia el fondo oceánico. Esto contaría con la ayuda de las altas temperaturas globales y con los altos niveles de CO2, así como un incremento de los suministros de nutrientes (las altas temperaturas y las elevadas precipitaciones causarían una gran erosión continental, y la actividad volcánica pudo haber proporcionado más nutrientes). Una prueba del aumento de la productividad biológica podría ser el bario.[44]​ Sin embargo, el aumento de este elemento podría también deberse a la liberación del bario disuelto junto con el metano del fondo oceánico.[45]​ Sin embargo, la diversificación evidencia que la productividad aumentó sobre todo en las zonas costeras, donde habrían permanecido calientes y fertilizadas, y habrían contrarrestado la reducción de la productividad en los fondos oceánicos.[37]​

Véase también

Referencias

  1. ↑ a b Plantilla:Ref-artículo
  2. ↑ Plantilla:Ref-artículo
  3. ↑ Berggren, W.A.; Kent, D.V.; Swisher, C.C.; Aubry, M.P. (1995). «Geochronology, Time Scales and Global Stratigraphic Correlation». SEPM (Society for Sedimentary Geology). ISBN 1565760247. 
  4. ↑ Plantilla:Ref-artículo
  5. ↑ Knox, R.W.O.B. (1996). «Correlation of the Early Paleogene in Northwest Europe». Geological Society Publishing House. ISBN 1897799470. 
  6. ↑ Aubry, M.P. (1998). «Late Paleocene - Early Eocene Climatic and Biotic Events in the Marine and Terrestrial Records». Columbia University Press, New York. 
  7. ↑ Plantilla:Ref-artículo
  8. ↑ a b Gradstein, F.M.; Ogg, J.G.; Smith, A.G. (2004). «A Geologic Time Scale 2004». Cambridge University Press, Cambridge. ISBN 0521781426. 
  9. ↑ Plantilla:Ref-artículo
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Enlaces externos

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