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Mascimo termico do Paleocene-Eocene

ZE-P
 Sta paggina chie a l'è scrita in zeneize, co' ina grafia tipo quella do Prian do 1745

O cangiamento ciu significativo in te condiçioin da superfiçie terrestre, in te tutta l'era do Cenozoico, o l'ebbe iniçio in corrispondença do passaggio tra i epoche do Paleocene e de l'Eocene, a l'incirca 55 mioin d'anni fa. Questo evento, noto comme Mascimo termico do Paleocene-Eocene (normalmente abbreviao in PETM, da-a corrispondente terminologia ingleise Paleocene-Eocene Thermal Maximum, ma de votte indicao anche comme ETM1, da l'ingleise Eocene Thermal Maximum 1), o fu associao a 'n rapido (in termin geologici) rescadamento globâ, a di profondi cangiamenti inti ecoscistemi e a de importanti perturbaçioin do ciclo do carbonio[1].

L'andio de tempiatue tra Paleocene e Eocene, in base a-a concentraçion de l'isotopo 18O in to mâ assumendo l'oceano artico privo de covertua glaçiâ. O Mascimo termico do Paleocene-Eocene o l'è in corrispondença do picco in to grafico.

E tempiatue do globo terrestre aomenton de circa 6 °C in te 'n periodo de circa 20.000 anni, fæto ch'o corrisponde a un incremento medio de 0,0003 °C pe anno. O rescadamento o l'ebbe di effetti fortemente letæ pe i foraminifei bentonici, molti di quæ andon incontro a 'n sostançiâ processo de estinçion. Pe i mammifei terrestri l'aomento da tempiatua e de l'anidride carbonica o comportò in molti caxi una diminuçion de dimenscioin[2], ma sostançialmente a favoì a speciaçion evolutiva ch'a portò a-o sviluppo de nœuvi ordini biologici e de nœuve linie evolutive. Trascorso questo breve periodo, e tempiatue se ripoxiçionon insce di valoî in linia con quelli de l'epoca, caratterizzæ comunque da un trend in crescita.

L'evento o l'è associao a un'importante escurscion negativa de l'isotopo stabile do carbonio-13 (δ13C) in ti reperti foscili e a 'na diminuçion di carbonati depoxitæ in ti baçî oceanici. Quest'urtima osservaçion a suggerisce che una gran quantitæ de carbonio impoverio de l'isotopo 13C a segge intrâ in çircolo in te l'idrosfea e in te l'atmosfea terrestre a l'iniçio do PETM. L'evento o l'è oggetto de attento studdio da parte di sciençiæ pe identificâne con çerteçça e caose e e poscibili correlaçioin con l'aomento da concentraçion do gas a effetto særa in to corso di millenni.

Scituaçion

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Durante l'Eocene, a configuraçion di oceani e di continenti a l'ea ciuttosto diversa da quella attuâ. L'istmo de Panama o no l' aiva ancon misso in collegamento o Nord e o Sud America, permettendo coscì a çircolaçion di ægue tra oceano Atlantico e Pacifico. In azzonta, o Canâ de Drake o l'ea cioso, impedindo coscì l'isoamento termico de l'Antartide. Anche se non tutti i indicatoî do livello de l'anidride carbonica (CO2) atmosferica do periodo coinciddan in ti valoî assolui, son però tutti concordi in te l'indicâ che i valoî ean scignificativamente ciu elevæ de quelli attuæ. Inoltre no gh'ea presença de calotte glaçiæ[3].

E tempiatue insce-a superfiçie terrestre aomenton de circa 6 °C a partî da-a fin do Paleocene e pe tutta a primma parte de l'Eocene, curminando in te quello ch'o vegne ciammao l'optimun climatico de l'Eocene infeiô (EECO, da l'ingleise Early Eocene Climatic Optimum)[3]. A questo graduâ incremento sparmao insce di tempi longhi, se sovrapposan a-o manco doî picchi ipertermici, cioè doî eventi geologicamente brevi (<200.000 anni) caratterizzæ da un rapido rescadamento globâ, di scignificativi cangiamenti ambientæ e di intensci aomenti do livello carbonioso. De questi o PETM o fu o ciu intenso e probabilmente o primmo do Cenozoico. Un atro ipertermico fu registrao circa 53,7 mioin d'anni fa (Ma) e o fu identificao comme Mascimo termico de l'Eocene 2 (ETM-2) o H-1[4]. L'é poscibile che di atri picchi ipertermici seggian avvegnui 53,6 Ma (H-2), 53,3 Ma (I-1), 53,2 Ma (I-2) e 52,8 Ma (dito K, X o ETM-3)[5][6][7]. O numero, a definiçion, a dataçion precisa e o relativo impatto globâ di ipertermici de l'Eocene son oggetto de intense attivitæ de riçerca che devan anche ciæî se seggian avvegnui soltanto durante o graduâ rescadamento e se seggian correlabili a di atri scimili eventi avvegnui in tempi ciu antichi comme l'estinçion toarciann-a do Giurascico.

Evidençe do rescadamento globâ

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Escurscion da tempiatua do mâ, mesuâ comme variaçion da concentraçion de l'isotopo 18O, da-o Mesozoico a-o Cenozoico. Sarvo o picco de l'Eocene, in generâ in to Paleogene s'ha un raffreidamento da tempiatua. I dæti son prelevæ da 34 sciti de l' Ocean Drilling Program (ODP), Deep Sea Drilling Program (DSDP).
Legenda: MME = Mid-Maastrichtian Event, PETM = Paleocene-Eocene Thermal Maximum, OAE = Oceanic Anoxic Event (evento anoscico in te l'oceano)[8][9].

E tempiatue medie globæ aomenton de circa 6 °C in to corso de circa 20.000 anni, comme risulta da una serie de evidençe quæ una scignificativa (>1‰) escurscion negativa in to δ18O di gusci di foraminifei segge de superficie che di ægue oceaniche profonde. Dæta a scarscitæ de giaçço continentâ in to Paleocene infeiô, a variaçion do δ18O a porta a indicâ un incremento da tempiatua oceanica.[10] L'aomento da tempiatua o l'è supportao in ti foraminifei anche da-o rapporto Mg/Ca e da quello de di atri composti organici (TEX86, o TetraEther Index of lipids with 86 carbon atoms è un indexe basao insce-a compoxiçion di lipidi de membrann-e do picoplancton do phylum Crenarchaeota[11]).

A riduçion da massa de giaçço a l'ebbe anche comme effetto collaterâ a reduçion de l'albedo, ch'a portò de conseguença a un incremento da tempiatua maggiô a-i poli, che raggiunsan una tempiatua media annua compreisa tra 10 e 20 °C[12]. A superfiçie di ægue ciu settentrionæ de l'Ocean Artego[13] se rescâdò, a-o manco in te stagioin ciu cade, a-o punto da consentî o sviluppo de d'e forme de vitta tropicæ, comme o dinoflagellao Apectodinium augustum, che voeuan una tempiatua superfiçiâ a-o manco de 22 °C[14].

Evidençe de l'aomento de carbonio

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Una ciæa evidença de un conscistente apporto de carbonio, impoverio de l'isotopo 13C, a-o prinçippio do PETM a l'è dæta da doe osservaçioin. A primma a 'è una prominente escurscion negativa in ta compoxiçion isotopica (δ13C) de faxi a apporto carbonioso che caratterizzan o PETM in ti vari ambienti de numerose localitæ. A segonda a l'é dæta da-a dissoluçion di carbonati in te seçioin stratigrafiche di moæ profondi.

A massa totâ de carbonio inmissa in te l'atmosfea e inti oceani durante o PETM a l'é tutt'aoa oggetto de dibattito. In teoria, da-a magnitudine de l'escurscion do δ13C l'è poscibile stimâ o quantitativo da dissoluçion di carbonati insce-o fondo do mâ. Tuttavia e oscillaçioin do δ13C varian in funçion da localitæ e da fase carboniosa analizzâ. In te di prelievi da ciattaforma carbonatega o valô o l'é in gio a 2‰, mentre in te di analixi di carbonati terrestri o da mateia organica o valô o supera ascì o 6‰[15].

A dissoluçion di carbonati a varia anche in funçion di baçî oceanici. A razonze i picchi mascimi in te de zone de l'oceano Atlantico centrâ e settentrionâ, ma a l'é meno pronunçiâ in te l'oceano Paxifico. In base a-i dæti disponibili, e stimme de l'incremento do carbonio oscillan tra 2.500 e 6.800 miliardi de tonnellæ in te 20.000 anni[16].

A duata de l'escurscion negativa do δ13C a l'é stæta calcolâ in te doî moddi complementæ. O riferimento dœuviao o l'é o carotaggio Core 690 estræto da l'Ocean Drilling Program (ODP) in to Mâ de Weddell e o tempo o l'é stæto carcolao assumendo un tascio de sedimentaçion costante[17].

Un segondo modello megioativo o se basava invece insce l'approscimaçion che a Tæra a segge investia da un flusso costante de 3He da-o Sô; questo nuclide de origine cosmica o vegne produto a un tascio (quæxi) costante da-o Sô, e no gh'é raxoin pe ipotizzâ de sostançiæ variaçioin de l'intenscitæ do vento solâ in te 'n periodo de tempo coscì relativamente restreito[18].

Entrambi i modelli no ariescian a spiegâ tutte e osservaçioin, ma g'han di punti d'accordio. Entrambi individuan doe tappe in ta diminuçion do δ13C, ognunn-a da diata de 1.000 anni e separæ tra lô da circa 20.000 anni. I modelli invece differiscian in ta stimma do tempo de recupero ch'a varia da 150.000 anni in to primmo caxo[17] a 30.000 anni do secondo modello[18]. Di atre evidençe indican che o rescadamento o precedette de circa 3.000 anni l'escurscion negativa do δ13C, anche se e caose no son ancon ciæe[19]. Anche di studi conduti in ti Pirenei spagnolli conferman un aomento da CO2 durante o PETM[20].

Effetti

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O clima, oltre che ciu cado, o doviæ anche ese vegnuo ciu ummido, co-in aomento do tascio de evaporaçion ch'o razzonse o picco in ti tropici. I isotopi de deuterio indican che fu trasportao verso i poli una quantitæ de umiditæ supeiô a-a norma[21]. Questo doviæ avei apportao un maggiô contegnuo d' ægua doçe a l'oceano Artego, da-o momento che e precipitaçioin ciovose de l'emisfeo settentrionâ vegnivan canalizzae in quella direçion[21].

Innalçamento do livello di oceani

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Anche in assença de l'apporto idrico derivante da-a fuxon di giaççi, dæta l'assença de calotte giaççæ, o livello di moæ o doviæ ese montao a caosa de l'espanscion termica[14]. E evidençe se pœuan dedue da-e fluttuaçioin di raggruppamenti de palinomorfi de l'oceano Artico, che riflettan una diminuçion relativa do materiâ organico de origine terrestre rispetto a quello de origine marinn-a[14].

Alteraçion da çircolaçion de correnti marinn-e

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Schema de l'attuâ andamento da çircolaçion termoalinn-a di ægue oceaniche. E righe blœu rappresentan e correnti de ægua profonda, mentre quelle rosse rappresentan quelle superfiçiæ. In to Paleocene a scituaçion a 'ea a-o quanto diversa, da-o momento che l'America do Nord e quella do Sud non ean unie da l'istmo de Panama, e quindi l'ea poscibile un flusso oceanico orizzontâ ch'o produxeiva una çircolaçion senscibilmente differente da quella odierna.

In to corso de 5.000 anni a partî da l'iniçio do PETM, i schemi de çircolaçion de correnti marin~e profonde subin una radicâ variazione[22]. Su scala globale, a direçion de risalita de correnti de fondo invertì a direçion do flusso, che in precedença ea sempre stæta da l'emisfeo meridionâ a quello settentrionâ e tâ inverscion a se mantégne pe circa 40.000 anni[22]. Questo cangiamento o 'apportò ægua ciu cada in te profonditæ di oceani, favoindo un ulteriô incremento termico.

Innalçamento do lisoclino

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O lisoclino o 'identifica a profonditæ a-a quâ o carbonato o comença a dissolvise (a-o de d'ato do lisoclino, o carbonato o l'é sorvesaturo): attualmente a linia a se poxiçion~a a una profonditæ media de circa 4.000 m. Questo livello o l'é funçion (tra l'atro) da tempiatua e da concentraçion da CO2 disciolta in te l'oceano. Un aomento de l'anidride carbonica o provoca un iniçiâ innalçamento da linia do lisoclino verso di ægue meno profonde[23] co-a conseguente dissoluçion di carbonati in ti ægue profonde. Questa acidificaçion di ægue profonde a pœu ese osservâ in ti carotaggi oceanici che mostran (dove a bioturbazione no l'agge perturbao troppo a stratificaçion) un improvviso cangiamento da-a bratta carbonatica grixa a-e argille rossastre a limite tra Paleocene-Eocene (seguie da un graduâ ritorno a cô grixo)[24]. Quest'andio o l'é ben ciu pronunçiao in ti carotaggi do Nord Atlantico, suggeindo che l'acidificaçion a segge stæta ciu marcâ in quest'area, collegâ a un ciu cospicuo innalçamento do livello do lisoclino[24].

In te de zone do sud-est Atlantico, o lisoclino o se innalçò de 2.000 m in poche miggiæa d'anni[24].

Eventi anoscici

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In te de zone oceaniche, e in particolâ in to nord Atlantico, a bioturbaçion a l'é assente. Questo pœu ese collegao a un'anoscia di fondi oceanici o a 'n cangiamento de tempiatue di ægue profonde comme conseguença da za çitâ variaçion da çircolaçion de correnti marin-e. Tuttavia molti baçî oceanici fun soggetti a una bioturbaçion durante o PETM[24].

Alteraçioin da flora e da fauna

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Vista a microscopio do foraminifero bentonico Ammonia tepida. Questo gruppo de organismi o subì una forte riduçion durante o mascimo termico do Paleocene-Eocene.

IL PETM o l'é accompagnao da un'estinçion de massa do 35-50% di foraminiferi bentonici (specialmente in ti ægue ciu profonde) in te 'n lasso de tempo de circa 1000 anni, cioè una perçentuâ de estinçion ciu elevâ de quella conseguente a-a grande estinçion de massa do Cretaceo-Paleocene avvegnua circadexe mioin d'anni primma. I foraminifei planctonici a-o contraio se diversificon e i dinoflagellæ ebban un'esploxone evolutiva. Anche pe i mammiferi o periodo o fu favoeive e o portò a una so radiaçion evolutiva, e un incremento o se registrò anche pe i battei[19].

E estinçioin di ægue profonde son diffiçili da spiegâ, anche perché molte fun solo regionæ (pe o ciu in to nord Atlantico). Arcun-e ipotexi comme a riduçion da disponibilitæ de oscigeno conseguente a l'aomento de tempiatua, o l'aomentâ corroxivitæ conseguente a l'insaturaçion carbonatica di ægue profonde, no son suffixenti da lô a spiegâ i avvenimenti. L'unico fattô globâ unificante o fu l'aomento da tempiatua, ch'o doviæ ese quindi consciderao o maggiô responsabile. E estinçioin regionæ do nord Atlantico pœuan ese attribuie a l'anoscia di ægue profonde, collegâ a una diminuçion do flusso de remesciamento de correnti oceaniche[16], o a-o rilascio e a-a rapida oscidaçion de gren quantitæ de metano[25].

In ti ægue basse, l'aomento da concentraçion de CO2 o provocò un asbasciamento do pH verso di valoî ciu acidi, con de inevitabili conseguençe negative insce-i coali.[26] I esperimenti indican che questa aciditæ a l'é fortemente nociva anche pe o plancton carcaio[27]. O ligammo caosa-effetto o no l'é stabilio pe di atre componenti do plancton con guscio calcareo; infæti de reçenti evidençe indican che di coccolitofori (in particolâ l'Emiliania huxleyi) aomentan a cascificaçion e vegnan ciu abbondanti in presença de di elevate prescioin parçiæ de CO2[28]. L'acidificaçion invece a portò a una radiaçion di æghe fortemente cascificæ[29] e in mesua menô di foraminifei a debole cascificaçion (i coccolitofoi son æghe mentre i foraminifei son protozoi)[30].

 
Cranio de Ectocion ralstonenscis. E specie de questo genere fun ciu piccin-e durante o PETM (E. parvus, 55,5 Ma) e ciu grendi primma (E. osbornianus, 55,6 Ma) e doppo (E. osbornianus, 55,3 Ma)[31].

A prolifiaçion di mammifei a l'é invece ciu particolâ. No gh'è alcun-a evidença de un aomento do tascio de estinçion in ta biocenoxi terrestre, tutt'a-o ciu l'aomento da tempiatua e de l'anidride carbonica o portò a una diminuçion de dimenscioin[2] ch'a porriæ avei favoio a speciaçion evolutiva. E specie diffuse in to Paleocene fun sostituie da di generi scimili ma aventi una massa infeiô do 50%-60%[2]. Molti ordini de mammifei supeioî, tra quæ artiodattili, cavalli e primati, appain e se diffusan sciu tutto o globo tra 13.000 e 22.000 anni doppo l'iniçio do PETM[2]. Questa diverscificaçion e disperscion di primati a fu un aspetto ciave pe a succesciva evoluçion uman-a.

Pe a flora gh'é de evidençe regionæ da reaçion adattativa a un periodo cado e arido co-ina rapida migraçion continentâ e intercontinentâ de specie[32]. I studi statisteghi insce-a dimenscion de fœugge stimman, in te de localitæ do Nord America, una riduçion da ciovoxitæ media do 40% a l'iniçio do PETM e o ritorno a di valoî precedenti verso a fin de l'evento[32]. A mancança de dæti globæ a no permette de valutâ i effetti do PETM insce-o climma. In te de zone, comme o Nord America e a Spagna, risultan evidençe de un periodo arido e cado mentre in te di atre zone, con l'aomento relativo di dinoflagellæ eutrofici in ti sedimenti mæn costê da Nœuva Zelanda, se deduxe un marcao aomento da ciovoxitæ[32].

Caose poscibili

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E potençiæ caose do PETM son moltepliçi e no l'é façile discriminâle. Ghe fu un aomento globâ de tempiatue con un andamento pressoché costante, pe-o quæ occore individuâ o meccanismo ch'o produsse un picco improvviso, accentuao da di effetti scinergici de retroaçion poxitiva. O maggiô agiutto o pœu vegnî da l'analixi do bançamento tra i isotopi do carbonio. Semmo che ghe fu un'oscillaçion negativa compreisa tra −0,2% e −0,3% do δ13C in to ciclo complescivo do carbonio, e insce questa base poemo stimâ o quantitativo complescivo de massa carboniosa ch'o dev'ese stæto coinvolto in te l'evento. Questi carcoli se basan insce-a conscideraçion che a quantitæ de carbonio de origine esogena do Paleogene a foise comparabile con quella odierna.

Attivitæ vulcanica

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Pe bilanciâ a massa do carbonio e produe l'osservâ variaçion do δ13C, devan ese sciortie fœua da-o mantello terrestre attraverso l'attivitæ vulcanica a-o manco 1.500 Gton (miliardi de tonnellæ) in to corso di doî picchi de 1000 anni, saiv'a dî un quantitativo 200 votte maggiô do tascio de degassamento vulcanico da rimanente parte do Paleocene. In te tutta a stoia da Tæra no l'é mai stæto identificao un scimile incremento esploxivo de l'attivitæ vulcanica. In to mion d'anni che precedettan o PETM gh'ea stæto un intenso vulcanismo in ta parte orientâ da Groenlandia, ma non sufficiente a spiegâ a rapiditæ co-a quæ se innescò succescivamente o fenomeno. Anche ipotizzando che a gran parte di 1.500 Gton seggian stæte emisse in te 'n scingolo impulso, questo o no saiæ in graddo de spiegâ da solo a variaçion da concentraçion isotopica.

D'atra parte gh'é de indicaçioin che l'aomento de l'attivitæ o segge avvegnuo in te 'na fase succesciva do vulcanismo e associao a de frattue da assestamenti tettonici. De intruxoin de magma boggente in te di sedimenti ricchi de carbonio, porieivan avei innescao un degasamento de metan isotopicamente leggio in volummi sufficienti a provocâ un rescadamento globâ e giustificâ l'anomalia isotopica. Questa ipotexi a l'é supportâ da-a presença de esteixi complesci de sill intruxivi e di camin termæ che se estendan pe de miggiæa de chilometri in ti baçî sedimentai da Norvegia çentrâ e do Shetland occidentâ[33][34].

L'é noto che e eruçioin vulcaniche de grande intenscitæ pœuan avei di importanti effetti insce-o climma, reduxendo o quantitativo de radiaçion solâ ch'a razonze a superfiçie terrestre, asbasciando a tempiatua da troposfea e modificando o schema da çircolaçion atmosferica. Un'intensa attivitæ vulcanica ch'a se protrae anche pe pochi giorni a l'è in graddo de emette di quantitativi de gas e çennie che pœuan influençâ o clima pe di anni. I gas sorfoæ se trasforman in aerosol, goççettin-e submicroscopiche che arrivan a contegnî scin a 75% de acido sorforego. Doppo un'eruçion, queste particelle de aerosol pœuan arestâ sospeise in ta stratosfea anche pe trei o quattro anni[35].

De ulterioî faxi de attivitæ vulcanica porieivan avei innescao l'emiscion de metano e causao di atri eventi de rescadamento de l'Eocene comme o Mascimo termico de l'Eocene 2 (ETM-2)[16]. L'é stæto inoltre proposto che l'attivitæ vulcanica in ti Caraibi a posse avei modificao a çircolaçion de correnti oceaniche amplificando coscì a dimenscion di cangiamenti climatici[36].

Cicli orbitæ

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E variaçioin de l'eccentriçitæ de l'orbita terrestre (in blu), collegæ a-i cicli de Milanković, g'han un effetto insce-e faxi de rescadamento e raffreidamento (in neigro) da tempiatua terrestre e son quindi stæte proposte comme una de poscibili caose do PETM.

A presença de succescivi e ciu piccin eventi de rescadamento, comme o Mascimo termico de l'Eocene 2 (ETM-2 o orizzonte Elmo), a l'ha portao a formulâ l'ipotexi che questi eventi se ripetan a di intervalli regolæ collegæ a-i picchi de mascima eccentriçitæ de l'orbita terrestre, i cicli de Milanković, con di picchi ogni 100.000 e 400.000 anni. In base a questo carcolo, o periodo attuâ de rescadamento o doviæ duâ atri 50.000 anni, a caosa do minimo attuâ in te l'inclinaçion orbitâ. L'aomento de l'insolaçion, collegao a l'inclinaçion orbitâ, o provoca un aomento da tempiatua e o porta o scistema a innescâ de retroaçioin poxitive[4].

Impatto cometaio

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Una teoria ch'a l' ha scœusso una breve notorietæ popolâ a l'ipotizza che una cometa ricca de 12C a l'agge corpio a Tæra dando iniçio a-o rescadamento globâ. Un impatto cometaio avvegnuo a cavallo tra Paleocene e Eocene o porriæ anche spiegâ de caratteristiche non ancon risolte, comme l'anomalia de l'iridio a Zumaia (in Spagna), l'improvvisa comparsa insce-e scugee da costa do New Jersey de argille caolinitiche contegninti di abbondanti nanoparticelle magnetiche, a quæxi contemporania escurscion di isotopi do carbonio e o mascimo termico. In effetti un impatto cometaio doviæ produe di effetti pressoché istantanei e verificabili segge insc l'atmosfea che insce-a superfiçie oceanica, con de succescive ripercuscioin in ti ægue profonde[37].

Anche tegnindo conto di effetti de retroaçion, questo richiediæ comunque a-o manco 100 Gton de carbonio de proveniença extraterrestre[37]. Un tâ impatto coscì catastrofico o doviæ avei lasciao de traççe evidenti, che però a-o momento no son ancon stæte identificæ con çerteçça. L'ea stæto identificao un stræto de nœuve metri de argilla caratterizzao da un magnetismo inusoâ e s' ea ipotizzao ch'o foise stæto formao da l'impatto; a so formaçion a l'é resultâ però troppo lenta perché o magnetismo o posse ese consciderao comme o risultao de un impatto cometaio[19] e infæti s' è appurao che essa a l'é o risultao de l'açion de battei[38]. Anche l'anomalia de l'iridio (che soventi a l' è un indicatô de un apporto extraterrestre) osservâ in Spagna a l'é troppo debole pe associâla a un impatto cometaio.

Combustion da torba

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L'ea stæto ipotizzao ascì a combustion de di enormi quantitativi de torba, da-o momento che durante o Pliocene gh'ea una maggiô quantitæ de carbonio immagazzinâ in te biomasse terrestri de quanto ghe ne segge a-i nostri giorni, in quanto in te quello periodo e ciante aveivan una crescita ciu rigogliosa. Questa teoria a l'è stæta però respinta, perché pe produe a variaçion do δ13C osservâ, se saiæ dovuo bruxâ oltre o 90% de biomasse terrestri[39].

Anche se o Paleocene o l'é riconosciuo comme un periodo de accumulaçion da torba, i studdi effettuæ non son riuscî a identificâ di evidençe da combustion de mateia organica foscile, segge sotto forma de caize che d'atro particolao carbonioso[39].

Emiscioin de metano

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Combustion de clatrati de metano, con liberaçion de ægua e CO2, un-a de poscibili caose do PETM. In to piccolo inserto a struttua cristallin~a do clatrato.

Nisciun-a de ipotexi finoa elencæ a l'è in graddo da sola de spiegâ a variaçion isotopica do δ13C o o rescadamento do PETM[40]. Un poscibile meccanismo de spiegaçion che porriæ amplificâ un-a de perturbaçioin iniçiæ o l'é quello di clatrati[40]. In particolæ condiçioin de tempiatua e de prescion, o metano che vegne continuamente produto da-a decompoxiçion microbica in ti sedimenti marin, o forma con l'ægua un clatrato, una struttua stabile a forma de gaggia che (comme o giaçço) o l'intrappola e molecole de gas in forma solida[40]. Con l'aomento da tempiatura, a prescion richiesta pe mantegnî stabile questa configuraçion a 'aomenta, coscicché i clatrati ciu superfiçiæ començan a collassâ liberando o metano ch'o sfuzze in te l'atmosfea. Poiché i clatrati de origine biogenica g'han un picco in to δ13C de −60 ‰ (per i clatrati inorganici o valô o vâ −40 ‰), anche de masse relativamente piccin-e pœuan produe de scignificative escurscioin do rapporto isotopico δ13C[40].

Inoltre o metano o l'é un potente gas a effetto særa, ch'o produxe quindi un elevao rescadamento; a trasmiscion do calô a-i sedimenti marin de profonditæ, provocâ da-e correnti oceaniche, a porta a una ulteriô destabilizzaçion di clatrati. O tempo richiesto pe un aomento da tempiatua in graddo de diffonde o calô a una profonditæ sufficiente a innescâ o collasso di clatrati o l'é stimao in circa 2.300 anni, anche se o calcolo o l'é fortemente influençao da-e assunçioin de partença[40]. O rescadamento oceanico dovuo a de alluvioin e e variaçioin de prescion conseguenti a un asbasciamento do livello marin, porieivan avei provocao un'instabilitæ di clatrati e o rilascio do metano intrappolao. Questo processo o pœu avvegnî in tempi de quarche miggiâ d'anni. O processo inverso, a fissaçion do metan in ti clatrati, o richiede invece de dexenn-e de miggiæa d'anni[41].

Circolaçion oceanica

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I modelli sciu grande scaa da çircolaçion oceanica son importanti pe comprende o meccanismo do trasporto de calô attraverso i oceani, anche se a nostra comprenscion a l'é ancon a un stadio preliminâ. I modelli indican che gh'é di meccanismi che permettan un rapido trasferimento do calô a-e piattaforme oceaniche di ægue basse che contengnan di clatrati, ma questi modelli no ariescian a riprodue a distribuçion di dæti effettivamente osservâ. "Un rescadamento collegao a un'inverscion da sud a nord da formaçion de correnti di ægue profonde, o saiæ in graddo de produe un calô sufficiente a destabilizzâ i gas idræ do fondo marin fin a una profonditæ de a-o manco 1.900 m" (K. Bice e J. Marotzke). Questa destabilizzaçion a porriæ avei produto o relascio de ciu de 2.000 Gton (miliardi de tonnellæ) de gas metan dai clatrati do fondo oceanico[42].

O PETM o porriæ ese stæto causao da un graduâ rescadamento globâ ch'o l' agge superao una sœuggia de stabilitæ do scistema provocando un sato verso un nœuvo equilibrio. Questi sati son stæti osservæ anche in ti modelli climatici do quaternaio, segge moderni che futui[42].

O recupero

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A variaçion da distribuçion isotopica do carbonio-13 (δ13C) a l'indica una duata compreisa tra 170.000[17][43] e 120.000[18] anni, ch'a l'é relativamente rapida se confrontâ co-o tempo de permanença do carbonio in te l'atmosfea moderna (100-200.000 anni). Una spiegaçion esauriente de questo rapido recupero a deve includde un scistema de retroaçion[44].

O scistema ciu probabile de recupero o ciamma in caosa un aomento da produttivitæ biologica attraverso o trasporto do carbonio in te profonditæ oceaniche. A questo se saiæ accompagnao un aomento globâ de tempiatue e di livelli de CO2, comme ascì un incremento da disponibilitæ de nutrienti, derivante da l'aomento de l'eroxon continentâ a prœuvo a-e ate tempiatue e a-a maggiô ciovoxitæ; anche l'attivitæ vulcanica a pœu avei apportao di nœuvi nutrienti. Segondo çerti autoî un'evidença de questa accresciua produttivitæ biologica a provegne da-o bario biogenetico[44], mentre segondo di atri se pœu dedue da l'aomento do bario deslenguao in to metano[45].

A diverscificaçion a suggerisce un aomento da produttivitæ in te zone costêe, ciu cade e fertilizzæ da-o deflusso di ægue, ch'a l'aviæ compensao a riduçion de produttivitæ in ti fondi oceanici[30].

Note

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  9. ↑ (EN) Shipboard Scientific Party, Leg 198 Preliminary Report (PDF), Texas A&M University, Zenâ 2002.
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  13. ↑ Di carotaggi eseguî a Lomonosov ridge, attualmente scituao a 87°N.
  14. ↑ 14,0 14,1 14,2 Sluijs et al., 2006
  15. ↑ (EN) R.D. Norris e U. Röhl, Carbon cycling and chronology of climate warming during the Palaeocene/Eocene transcition (abstract), in Nature, vol. 401, n. 6755, Òtôbre 1999, pp. 775–778.
  16. ↑ 16,0 16,1 16,2 (EN) K. Panchuk, A. Ridgwell e L.R. Kump, Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison (abstract), in Geology, vol. 36, n. 4, Arvî 2008, pp. 315-318.
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