Климатските промени во последните 65 милиони години според составот на кислородните изотопи кај фораминиферите. Палеоценско-еоценскиот топлински максимум (ПЕТМ) се одликува со краток, но истакнат шпиц, поради брзото затоплување.
Палеоценско-еоценски топлински максимум (скратено ПЕТМ), или „Еоценски топлински врв (ETM1)“ ― временски период пред приближно 55,5 милиони години кога просечната температура на светско ниво пораснала за 5–8 °C.[1][2] Оваа климатска промена се случила за време на преминот од палеоценската во еоценската геолошката епоха.[3] Не е прецизирано точниот временски период и времетраењето на настанот, но се проценува дека се случил пред околу 55,5 милиони години.[4]
Периодот на обемно ослободување на јаглерод во атмосферата, а кој е поврзан со ПЕТМ, се проценува дека траел од 20.000 до 50.000 години. Целиот период на затоплување траел околу 200.000 години. Температурите се зголемиле за 5-8 °C.[2]
Почетокот на палеоценско-еоценскиот топлински максимум е поврзан со вулканизмот[1] и издигнувањето поврзано со северноатлантската магматска област, кои предизвикале екстремни промени во јаглеродниот циклус на Земјата и значително зголемување на температурата.[2][5][6] Од овој период, во геолошките записи од целиот свет има значајно намалување на стабилен изотоп на јаглерод (δ13C); односно, имало големо намалување на односот 13C/ 12C кај морските и копнените карбонати и органски јаглерод.[2][7][8] Податоците од сврзаните δ13C, δ11B, и δ18O укажуваат дека приближно 12,000гигатони јаглерод (најмалку 44,000 Gt CO2e) биле ослободени во текот на 50.000 години,[5] во просек 0,24 годишно.
Стратиграфските секции во карпите од овој период откриваат и многу други промени.[2] Фосилните записи за многу организми покажуваат големи промени. На пример, во морето, за време на почетните фази на ПЕТМ имало масовно изумирање на бентоснифораминифери, глобално ширење на суптропски динофлагелати и брза појава на планктични фораминифери и варовнички нанофосили. На копно, во Европа и во Северна Америка одеднаш се појавиле денешни редови на цицачи (меѓу кои и приматите).[9] Кај многу карпи, во овој временски интервал значително се променило таложењето на седимент.[10]
Од 1997 година започнало потемелно истражување на палеоценско-еоценскиот топлински максимум во геонауката кое може да послужи како аналогија за да се увидат последиците од глобалното затоплување и масовното испуштање на јаглерод во океаните и атмосферата, како и закиселувањето на океаните.[11] Луѓето денес испуштаат околу 10 Gt јаглерод (околу 37 Gt CO2e) годишно, и би испуштале споредлива количина за околу 1.000 години со таа брзина. Главна разлика е тоа што за време на палеоценско-еоценскиот топлински максимум, на планетата немало мраз, затоа што сè уште не бил отворен Дрејковиот Премин, а Средноамериканскиот морски пат сè уште не бил затворен.[12] ПЕТМ денес се користи како „пример-студија“ за глобалното затоплување и огромните емисии на јаглерод.[1][2][13]
Предуслови
Во раниот палеоген, за разлика од денес, поставеноста на океаните и континентите била малку поинаква. Панамскиот Провлак сè уште не ги поврзувал Северна Америка и Јужна Америка, и тоа овозможило директна циркулација на водата меѓу Тихи и Атлантски Океан. Дрејковиот Премин, кој сега ги дели Јужна Америка и Антарктикот, бил затворен и тоа можеби спречувало топлинска изолација на Антарктикот. Арктикот исто така бил поограничен. Иако различните показатели за нивото на CO во атмосферата во еоценот не се совпаѓаат во апсолутна смисла, сите тие укажуваат дека нивото во тој период било многу повисоко од сегашното. Како и да е, во овој период немало дебели ледени прекривки.[14]
Последици
Време
Пловечките папрати од Азола, фосилите од овој род укажуваат на суптропско време на Северниот Пол
Климата, поради зголемената стапка на испарување станала многу повлажна. Изотопите на деутериум укажуваат дека оваа влага во поголема мера од нормалното била пренесувана кон половите.[15] Наодите од фосили на лебдечки папрати Азола во поларните региони укажуваат на суптропска температура на половите.[16] Во Централна Кина за време на ПЕТМ имало густи суптропски шуми поради значително зголемените врнежи во овој регион; просечната температура била помеѓу 21 °C и 24 °C, а просечните годишни врнежи се движеле од 1.396 до 1.997 mm.[17]
Океан
Количината на слатка вода во Северноледениот Океан се зголемила како резултат на врнежите на северната полутопка, предизвикани од насоката на патеките на бурите кои во услови на глобално затоплување се движат полот.[15]
Аноксија
Во некои делови од океаните, а особено во северниот дел од Атлантскиот Океан, немало биотурбација. Ова може да се должи на аноксија на морското дно или на промена на движењето на морските струи, или на менување на температурата на водата на дното. Сепак, многу океански басени биле биотурбирани за време на ПЕТМ.[18]
Морско ниво
Поради тоа што немало мраз придружено со зголемена температура нивото на морето се зголемило.[19] Доказ за ова е поместувањето на палиноморфните склопови во Северноледениот Океан, кои укажуваат на релативно намалување на копнената органска материја во споредба со морската органска материја.[19]
Струи
На почетокот од ПЕТМ, за помалку од 5.000 години драстично се промениле морските струи.[20] Насоката на морските струи на глобално ниво се променило во обратна насока поради тоа што промената на топлината на струјата наместо на јужната полутопка сега станувало на северната полутопка.[20] Овој „обратен“ тек траел 40.000 години.[20] Ваквата промена, ќе ја пренесе топлата вода во океанските длабочини и би поттикнала дополнително затоплување.[20]
Жив свет
Океан
Во ПЕТМ, во временски период од ~1.000 години имало масовно изумирање на 35-50% од бентосните фораминифери (особено во подлабоките води); оваа група настрадала повеќе отколку за време на истребувањето на КТ кој ги убил диносаурусите (на пр.,[21][22][23]). За разлика од нив, планктонските фораминифери се диверзифицирале, а динофлагелатите процветале.
Во поплитките води, неспорно е дека зголеменото ниво на CO доведува до намалување на pH вредноста на океаните, што имало негативен ефект врз коралите.[24] Закиселувањето довело до изобилство од силно калцифицирани алги[25] и слабо калцифицирани фораминифери.[26]
Студија објавена во мај 2021 година укажува дека во некои тропски области за време на ПЕТМ напредувале рибите. Ова е заклучено врз основа на откриени фосили од риби во Египет.[27]
Копно
Влажните услови предизвикале миграција на современите азиски цицачи кон север. Времето и брзината на миграцијата останува непозната.[28]
Бројот на цицачи нагло се зголемил. Поголемото ниво на CO2 може да предизвикал смалување на нивната величина,[10][29][30] што можеби поттикнало видообразба. Големо намалување на величината имало на почетокот од ПЕТМ, и уште едно кон средината на топлинскиот максимум.[9] Намалувањето на величината на различни редови на цицачи довело до понатамошно намалување на големината на телото кај другите цицачи што не било директно предизвикано од ПЕТМ.[31] Многу главни редови на цицачи - меѓу кои и парнокопитарите, коњите и приматите - се појавиле и се распространиле низ светот 13.000 до 22.000 години по започнувањето на ПЕТМ.[29]
↑Bowen; и др. (2015). „Two massive, rapid releases of carbon during the onset of the Palaeocene–Eocene thermal maximum“. Nature. 8 (1): 44–47. Bibcode:2015NatGe...8...44B. doi:10.1038/ngeo2316.
↑
Koch, P.L.; Zachos, J.C.; Gingerich, P.D. (1992). „Correlation between isotope records in marine and continental carbon reservoirs near the Palaeocene/Eocene boundary“. Nature. 358 (6384): 319–322. Bibcode:1992Natur.358..319K. doi:10.1038/358319a0. |hdl-access= бара |hdl= (help)
↑Thomas E (1990). „Late Cretaceous–early Eocene mass extinctions in the deep sea“. Global Catastrophes in Earth History; an Interdisciplinary Conference on Impacts, Volcanism, and Mass Mortality. GSA Special Papers. 247. стр. 481–495. doi:10.1130/SPE247-p481. ISBN0-8137-2247-0.
↑Thomas, E. (1998). „The biogeography of the late Paleocene benthic foraminiferal extinction“. Во Aubry, M.-P.; Lucas, S.; Berggren, W. A. (уред.). Late Paleocene-early Eocene Biotic and Climatic Events in the Marine and Terrestrial Records. Columbia University Press. стр. 214–243.
↑Langdon, C.; Takahashi, T.; Sweeney, C.; Chipman, D.; Goddard, J.; Marubini, F.; Aceves, H.; Barnett, H.; Atkinson, M.J. (2000). „Effect of calcium carbonate saturation state on the calcification rate of an experimental coral reef“. Global Biogeochemical Cycles. 14 (2): 639–654. Bibcode:2000GBioC..14..639L. doi:10.1029/1999GB001195.
↑Bralower, T.J. (2002). „Evidence of surface water oligotrophy during the Paleocene-Eocene thermal maximum: Nannofossil assemblage data from Ocean Drilling Program Site 690, Maud Rise, Weddell Sea“. Paleoceanography. 17 (2): 13–1. Bibcode:2002PalOc..17.1023B. doi:10.1029/2001PA000662.
↑Kelly, D.C.; Bralower, T.J.; Zachos, J.C. (1998). „Evolutionary consequences of the latest Paleocene thermal maximum for tropical planktonic foraminifera“. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 141 (1): 139–161. Bibcode:1998PPP...141..139K. doi:10.1016/S0031-0182(98)00017-0.
↑Sanaa El-Sayed; и др. (2021). „Diverse marine fish assemblages inhabited the paleotropics during the Paleocene-Eocene thermal maximum“. Geology. 49 (8): 993–998. doi:10.1130/G48549.1.
