La gráfica muestra la evolución del clima durante los últimos sesenta y cinco millones de años. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está remarcado en rojo y probablemente se encuentra subestimado en un factor de entre 2 y 4 a causa de una vaga estimación en el muestreo de datos.
El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (MTPE, PETM en inglés), llamado también 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, que alteró repentinamente la circulación oceánica y atmosférica, provocando la extinción de multitud de géneros de foraminíferos bentónicos, y causando grandes cambios en los mamíferos terrestres que marcaron la aparición de los linajes actuales.
En apenas 20 000 años, la temperatura media terrestre aumentó en 6 °C, con un correspondiente aumento del nivel del mar, así como un calentamiento de los océanos.2 A pesar de que el calentamiento pudo desencadenarse por multitud de causas, se cree que las principales fueron la fuerte actividad volcánica y la emisión de gas metano que se encontraba almacenado en los clatratos de los sedimentos oceánicos, y que pudieron intensificar el calentamiento al liberar a la atmósfera grandes cantidades de carbono empobrecido en el isótopo carbono-13. Además, las concentraciones atmosféricas de CO2 aumentaron de forma significativa, perturbando su ciclo y causando la elevación de la lisoclina, y una escasez de oxígeno en las profundidades oceánicas que, a la postre, provocó la mayoría de las extinciones marinas.
En un primer momento, y a falta de dataciones precisas, el MTPE se ubicó a finales del Paleoceno,3 denominándose Máximo Térmico del Paleoceno Superior (LPTM en inglés).1 4 5 6 Sin embargo, posteriormente, el nombre que adoptaron la mayoría de los textos fue el de Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno, ya que el límite entre ambas épocas fue definido oficialmente coincidiendo con el instante de mayor aumento de carbono-12, siendo este hecho la causa del suceso climático en cuestión.7 8 No obstante, en otras publicaciones creen más conveniente utilizar el nombre de Máximo Térmico del Eoceno Inicial, ya que las temperaturas máximas absolutas se alcanzan al inicio de este período, con posterioridad a la liberación de carbono-12 a la atmósfera.9 10 11
Escenario temporal[editar]
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 antes de nuestra era.8 12 13 14 15 16 Duró aproximadamente 20 000 años, y vino precedido de un período más amplio de seis millones de años de calentamiento global gradual que se inició a mediados del Paleoceno,17 y llegó a su máxima expresión en el denominado «Óptimo Climático del Eoceno» (varios millones de años después del MTPE). Sin embargo, durante este período, existieron también varios eventos de enfriamiento, como el evento Elmo (en:Eocene Thermal Maximum 2). Durante los primeros 1000 años del MTPE, se estima que fueron liberadas en los océanos y en la atmósfera entre 1500 y 2000 gigatoneladas de carbono (–2 Gt/año), tasa de emisión cuatro veces menor que la emitida en 2005 por la actividad humana (7,8 Gt/año).18
Disposición terrestre[editar]
Durante el Eoceno, la disposición del planeta era significativamente diferente. El istmo de Panamá no ejercía todavía de puente 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 había importantes capas de hielo, por lo que el planeta carecía de hielo, por aquel entonces, casi en su totalidad.17
Evidencias y cronología[editar]
La prueba más sólida para ratificar la existencia del cambio climático es proporcionada por la variación negativa en el registro del carbono-13, el isótopo más común del carbono, con una excursión negativa, súbita y pronunciada de entre –2 ‰ y –3 ‰.13 Esta inyección masiva de carbono empobrecido en carbono-13 implica la liberación de grandes cantidades de carbono-12, como mínimo 6800 gigatoneladas sobre la atmósfera y los océanos durante los 20 000 años que se prolongó.19
La cronología de la disminución relativa de carbono-13 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 en cuenta una tasa constante de sedimentación.20 Más tarde surgió otro modelo distinto, asumiendo que el flujo del helio-3 es constante, pues este isótopo del helio es producido por el Sol constantemente, y no hay razones para creer que se produjeran grandes cambios en las fluctuaciones del viento solar durante aquel breve período.21 Ambos modelos tienen sus carencias, pero coinciden en las cuestiones más importantes. 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 1000 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,20 y 30 000 años para el segundo modelo.21 Otras teorías sugieren que el calentamiento tuvo lugar 3000 años antes de la liberación del carbono-12, aunque las causas iniciales continúan siendo inciertas.22 Se han realizado estudios en el Pirineo español que confirman el aumento de CO2 durante el MTPE.23
Gráfico que muestra el registro de temperaturas del fondo oceánico. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está representado mediante las siglas MTPE.
La temperatura media del planeta aumentó en 6 °C de forma drástica, en un período de apenas 20 000 años. Este cálculo se basa en los valores de magnesio/calcio y en la concentración del isótopo oxígeno-18, que es el recurso más utilizado para calcular temperaturas en el Eoceno, ya que debido al escaso hielo los cálculos ganan en seguridad, al permanecer constante la concentración de oxígeno-18 oceánico.24 Otros análisis, centrados en la composición de la flora, así como de la forma y tamaño de sus hojas, arrojan un resultado similar: aumento de 5 °C, además de revelar que, al inicio del MTPE, las precipitaciones fueron escasas pero que, con el tiempo, fueron aumentando progresivamente.25 Debido al ascenso de las temperaturas, los escasos hielos comenzaron a derretirse, provocando la reducción del albedo, lo que a su vez produjo 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 entre 10 y 20 °C.26 El calentamiento del agua de la superficie del océano Ártico fue tal, que llegó a albergar formas de vida propias de los trópicos, como los dinoflagelados, alcanzando temperaturas mayores a 22 °C.27
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 (2H), revela que esta humedad fue transportada hacia los polos, explicando así las intensas lluvias que tuvieron lugar en el océano Ártico.28
Debido al 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.27
A comienzos del MTPE, el patrón de la circulación oceánica cambió radicalmente en un período inferior a 5000 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.29
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 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.30
Otro efecto del MTPE sobre el medio oceánico fue la elevación del límite de la lisoclina.31 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 ambos factores elevaron la lisoclina cada vez más hacia la superficie oceánica, provocando la disolución de los carbonatos de las aguas profundas.32 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 las pruebas se destruirían), 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.33 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.30
Flora y fauna[editar]
El MTPE produjo la extinción del 35-50 % de los foraminíferos bentónicos en un lapso de 1000 años, porcentaje más elevado que en la extinción masiva del Cretácico-Terciario acontecida unos 10 millones de años antes. En contraposición, los foraminíferos planctónicos se diversificaron, y los dinoflagelados y mamíferos prosperaron. También cabe destacar el auge de las bacterias.22
Es difícil dar una explicación de las extinciones de los organismos del fondo marino, ya que muchas de ellas fueron solamente regionales, afectando principalmente a aquellos distribuidos al norte del océano Atlántico. Esto significa que, al contrario que la temperatura, no se pueden 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 Atlántico norte son atribuidas, en general, al alto nivel de anoxia en las profundidades de sus aguas.19 34
El incremento de los niveles de CO2 produjo una acidificación de las aguas superficiales, lo que resultó extremadamente nocivo para los corales.35 Se ha demostrado experimentalmente que también resulta muy perjudicial para el plancton calcáreo.36 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), los cuales se volvieron más abundantes en aguas acidificadas.37 Curiosamente, al nanoplancton calcáreo no se le atribuye ningún cambio en su distribución por la acidificación durante el MTPE, como sí ocurrió con los cocolitóforos.37 La acidificación, en cambio, dio lugar a un importante aumento de algas calcificadas,38 y también, aunque en menor medida, de foraminíferos calcáreos.39
El aumento de los mamíferos es otro aspecto interesante. 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 los artiodáctilos, los caballos y los primates, surgieron rápidamente y se propagaron por todo el planeta entre 13 000 y 22 000 años después del inicio del MTPE.40 41 Esta diversificación y dispersión de los primates fue un aspecto clave para la evolución humana.
Existen multitud de causas que pudieron provocar o intensificar el MTPE, por lo que resulta complicado averiguar claramente cuáles de ellas tuvieron mayor repercusión. Las temperaturas globales aumentaron a un ritmo constante en todo el planeta, provocando una serie de sucesos agravados por mecanismos de 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 relativamente cortos. La concentración relativa de carbono-13 descendió entre –2 ‰ y –3 ‰, y analizando las reservas de carbono, se puede considerar qué masa de la reserva sería necesaria para producir el efecto. El único supuesto del 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.
Para que se produjera dicha perturbación en la concentración de carbono-13, según esta teoría los volcanes deberían haber expulsado cerca de 1500 gigatoneladas de carbono durante los dos períodos de 1000 años. Para una visión más comprensible de esta cifra: se trata de una tasa 200 veces superior a la 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 antes del MTPE, 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 calentamiento. Incluso en el caso de que las 1500 gigatoneladas hubiesen sido expulsadas repentinamente de una sola vez, se necesitarían otros factores que hubiesen dado lugar a mecanismos 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 liberación del metano.42 Otras fases mucho más tardías de la actividad volcánica habrían causado la expulsión de mayor cantidad de gas metano, provocando otros períodos de calentamiento global durante el Eoceno, como el ETM2 (siglas inglesas de Máximo térmico del Eoceno 2, comúnmente evento Elmo).19
Liberación de gas metano[editar]
Clatratos de metano en plena combustión. En ella se produce agua y dióxido de carbono en abundantes cantidades, siendo con toda probabilidad una de las causas principales del MTPE.
Ninguna de las teorías permite explicar, por sí sola, la excursión del isótopo carbono-13 y el calentamiento que tuvo lugar durante el MTPE. El mecanismo de retroalimentación positiva que pudo amplificar más la perturbación inicial fueron los clatratos, según la llamada hipótesis del fusil de clatratos. El metano, que se acumula de forma continua 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 clatratos en sí mismos poseen un –60 ‰ en la concentración de carbono-13 con respecto a la atmósfera, pequeñas cantidades de estos materiales podrían producir grandes variaciones relativas de carbono-13. 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, pudo causar un gran calentamiento global que, a su vez, calentara los océanos y diera lugar a más emisiones de metano, desestabilizando el sistema. Se ha calculado que el océano habría tardado unos 2300 años en alcanzar la temperatura que permitiera disociar los clatratos de su fondo, aunque este cálculo está basado en una serie de supuestos.43
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 a la atmósfera. Hasta hace relativamente poco tiempo, las pruebas mostraban que ambos picos eran simultáneos, restando apoyo a la teoría. Sin embargo, estudios recientes han logrado detectar un breve lapso de tiempo entre el calentamiento inicial y la disminución relativa de carbono-13.44 Algunos paleotermómetros, como el TEX86, también coinciden en que el calentamiento sucedió unos 3000 años antes de la disminución relativa del isótopo del carbono.22 Sin embargo, el agua oceánica 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, que 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 esto, 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.44
Impacto de cometa[editar]
Las variaciones orbitales muestran la relación entre la excentricidad orbital (azul) y las temperaturas (negro). Una teoría propone esta relación como una de las causantes del MTPE.
Otra teoría afirma que un cometa rico en carbono-12 impactó sobre la superficie terrestre e inició el calentamiento global.45 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 necesarias 100 gigatoneladas 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 metros de espesor tremendamente magnetizada, pero otras fuentes creen que esta capa se formó a un ritmo demasiado lento como para que fuera consecuencia del impacto, atribuyendo su creación a las bacterias, que prosperaron durante el calentamiento.22 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.46
Ciclos orbitales[editar]
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, y con ello la temperatura, traspasando así el umbral para dar rienda suelta a los diversos procesos de retroalimentación positiva.15
Quema de turba[editar]
Se llegó a postular una teoría que afirmaba que el MTPE fue provocado por la combustión de grandes cantidades de turba, un material orgánico rico en carbono. Sin embargo, para producir la disminución relativa de carbono-13 que tuvo lugar, sería necesario que se quemara el 90 % de la biomasa terrestre de aquel entonces. Dado que durante el MTPE las plantas crecieron desenfrenadamente, esta teoría ha quedado refutada.47
Período de recuperación[editar]
El registro del isótopo carbono-13 muestra un tiempo de recuperación de entre 30 00021 y 150 000 años,20 un período relativamente corto si lo 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 mecanismo de retroalimentación.48
El modo más probable de recuperación vendría 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 con 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,48 sin embargo, el aumento de este elemento podría también deberse a la liberación del bario disuelto junto con el metano del fondo oceánico.49 Además, la diversificación evidencia que la productividad aumentó sobre todo en las zonas costeras, donde la flora marina permaneció caliente y fértil, contrarrestando la reducción de la productividad en los fondos oceánicos.39
Véase también[editar]
Referencias[editar]
- ↑ Saltar a:a b Katz, M. (1999). «The Source and Fate of Massive Carbon Input During the Late Paleocene Thermal Maximum». Science 286 (Noviembre). pp. 1531-1533.
- Volver arriba↑ Kennett, J. P.; Stott, L. D. (1991). «Abrupt deep-sea warming, palaeoceanographic changes and benthic extinctions at the end of the Palaeocene». Nature 353. pp. 225-229.
- Volver arriba↑ 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 1-56576-024-7.
- Volver arriba↑ Zachos, J. C.; Lohmann, K. C; Walker, J. C. G.; Wise, S. W. (1993). «Abrupt climate change and transient climates during the Palaeogene: A marine perspective». Journal of Geology 101. pp. 191-213.
- Volver arriba↑ Knox, R. W. O. B. (1996). Correlation of the Early Paleogene in Northwest Europe. Geological Society Publishing House. ISBN 1-897799-47-0.
- Volver arriba↑ Aubry, M. P. (1998). Late Paleocene – Early Eocene Climatic and Biotic Events in the Marine and Terrestrial Records. Columbia University Press, New York.
- Volver arriba↑ Aubry, M. P.; Ouda, K. (2003). «The Upper Paleocene-Lower Eocene of the Upper Nile Valley, Part 1, Stratigraphy». Micropaleontology 49. pp. iii-iv.
- ↑ Saltar a:a b Gradstein, F. M.; Ogg, J. G.; Smith, A. G. (2004). A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, Cambridge. ISBN 0-521-78142-6.
- Volver arriba↑ Wing, S. L.; Harrington, G. J.; Bowen, G. J.; Koch, P. L. (2003). «Floral change during the Initial Eocene Thermal Maximum in the Powder River Basin, Wyoming». Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geological Society of America Special Paper 369. pp. 425-440.
- Volver arriba↑ Zachos, James C.; Michael W. Wara; Steven Bohaty; Margaret L. Delaney; Maria Rose Petrizzo; Amanda Brill; Timothy J. Bralower; Isabella Premoli-Silva (2003). «A Transient Rise in Tropical Sea Surface Temperature During the Paleocene-Eocene Thermal Maximum». Science 302 (5650). pp. 1551-1554.
- Volver arriba↑ Bowen, Gabriel J.; David J. Beerling; Paul L. Koch; James C. Zachos; Thomas Quattlebaum1 (2004). «A humid climate state during the Palaeocene/Eocene thermal maximum». Nature 432 (7016). pp. 495-499.
- Volver arriba↑ Berggren, W. A.; Kent, D. V.; Obradovich, J. D.; Swisher, C. C. (1992). «Towards a revised Paleogene geochronology». Eocene-Oligocene Climatic and Biotic Evolution. Princeton University Press, Princeton. ISBN 978-0-691-02542-1.
- ↑ Saltar a:a b Norris, R. D.; Röhl, U. (1999). «Carbon cycling and chronology of climate warming during the Palaeocene/Eocene transition». Nature 401 (6755). pp. 775-778.
- Volver arriba↑ Röhl, U.; Norris, R. D.; Ogg, J. G. (2003). «Cyclostratigraphy of upper Paleocene and lower Eocene sediments at Blake Nose Site 1051 (western North Atlantic)». Special Paper 369: Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geological Society of America. pp. 567-588.
- ↑ Saltar a:a b Lourens, Lucas J.; Appy Sluijs; Dick Kroon; James C. Zachos; Ellen Thomas; Ursula Röhl; Julie Bowles; Isabella Raffi (2005). «Astronomical pacing of late Palaeocene to early Eocene global warming events». Nature 435. pp. 1083-1087.
- Volver arriba↑ Westerhold, T.; Röhl, U.; Laskar, J.; Raffi, I.; Bowles, J.; Lourens, L. J.; Zachos, J. C. (2007). «On the duration of magnetochrons C24r and C25n and the timing of early Eocene global warming events: Implications from the Ocean Drilling Program Leg 208 Walvis Ridge depth transect». Paleoceanography 22 (PA2201).
- ↑ Saltar a:a b Zachos, J. C. (2008). «An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics». Nature 451 (7176). pp. 279-283.
- Volver arriba↑ Intergovernmental Panel on Climate Change (2007). «Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing». Climate Change 2007: The Physical Science Basis (pdf) (en inglés). pp. 138 (Figure 2.3b). ISBN 978-05-21705-96-7. Consultado el 19 de septiembre de 2009.
- ↑ Saltar a:a b c Panchuk, K.; Ridgwell, A.; Kump, L. R. (2008). «Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison». Geology 36 (4). pp. 315-318.
- ↑ Saltar a:a b c Rohl, U.; Bralower, T. J.; Norris, R. D.; Wefer, G. (2000). «New chronology for the late Paleocene thermal maximum and its environmental implications». Geology 28 (10). pp. 927-930.
- ↑ Saltar a:a b c Farley, K. A.; Eltgroth, S. F. (2003). «An alternative age model for the Paleocene–Eocene thermal maximum using extraterrestrial 3He». Earth and Planetary Science Letters 208 (3-4). pp. 135-148.
- ↑ Saltar a:a b c d Sluijs, A.; Brinkhuis, H.; Schouten, S.; Bohaty, S. M.; John, C. M.; Zachos, J. C.; Reichart, G. J.; Sinninghe Damste, J. S.; Crouch, E. M.; Dickens, G. R. (2007). «Environmental precursors to rapid light carbon injection at the Palaeocene/Eocene boundary.». Nature 450 (7173). pp. 1218-1221.
- Volver arriba↑ Schmitz, Birger; Victoriano Pujalte (2007). «Abrupt increase in seasonal extreme precipitation at the Paleocene-Eocene boundary». Geology 35 (3). pp. 215-218.
- Volver arriba↑ Thomas, E.; Shackleton, N. J. (1996). «The Paleocene-Eocene benthic foraminiferal extinction and stable isotope anomalies». Geological Society London Special Publications 101 (1). pp. 401-441.
- Volver arriba↑ Wing, Scott L.; Guy J. Harrington; Francesca A. Smith; Jonathan I. Bloch; Douglas M. Boyer; Katherine H. Freeman (2005). «Transient Floral Change and Rapid Global Warming at the Paleocene-Eocene Boundary». Science 310 (5750). pp. 993-996.
- Volver arriba↑ Shellito, C. J.; Sloan, L. C.; Huber, M. (2003). «Climate model sensitivity to atmospheric CO2 levels in the Early-Middle Paleogene». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 193 (1). pp. 113-123.
- ↑ Saltar a:a b Sluijs, A.; Schouten, S.; Pagani, M.; Woltering, M.; Brinkhuis, H.; Damsté, J. S. S.; Dickens, G. R.; Huber, M.; Reichart, G. J.; Stein, R.; Otros (2006). «Subtropical Arctic Ocean temperatures during the Palaeocene/Eocene thermal maximum». Nature 441 (7093). pp. 610-613.
- Volver arriba↑ Pagani, M.; Pedentchouk, N.; Huber, M.; Sluijs, A.; Schouten, S.; Brinkhuis, H.; Sinninghe Damsté, J. S.; Dickens, G. R.; Otros (2006). «Arctic hydrology during global warming at the Palaeocene/Eocene thermal maximum». Nature 442 (7103). pp. 671-675.
- Volver arriba↑ Nunes, F.; Norris, R. D. (2006). «Abrupt reversal in ocean overturning during the Palaeocene/Eocene warm period». Nature 439 (7072). pp. 60-63.
- ↑ Saltar a:a b Zachos, J. C.; Kump, L. R. (2005). «Carbon cycle feedbacks and the initiation of Antarctic glaciation in the earliest Oligocene». Geology 47 (1). pp. 51-66.
- Volver arriba↑ Arenillas, I. y Molina, E. (2000). «Reconstrucción paleoambiental con foraminíferos planctónicos y cronoestratigrafía del tránsito Paleoceno-Eoceno de Zumaya (Guipúzcoa)». Revista Española de Micropaleontología 32 (3): 283-300. ISSN 0556-655X. Consultado el 21 de septiembre de 2009.
- Volver arriba↑ Dickens, G. R.; Castillo, M. M.; Walker, J. C. G. (1997). «A blast of gas in the latest Paleocene; simulating first-order effects of massive dissociation of oceanic methane hydrate». Geology 25 (3). pp. 259-262.
- Volver arriba↑ Zachos, J. C.; Röhl, U.; Schellenberg, S. A.; Sluijs, A.; Hodell, D. A.; Kelly, D. C.; Thomas, E.; Nicolo, M.; Raffi, I.; Lourens, L. J.; Otros (2005). «Rapid Acidification of the Ocean During the Paleocene-Eocene Thermal Maximum». Science 308 (5728). pp. 1611-1615.
- Volver arriba↑ Zachos, J. C.; Dickens, G. R. (1999). «An assessment of the biogeochemical feedback response to the climatic and chemical perturbations of the LPTM». Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 122. pp. 188-189.
- Volver arriba↑ 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). pp. 639-654.
- Volver arriba↑ Riebesell, U.; Zondervan, I.; Rost, B.; Tortell, P. D.; Zeebe, R. E.; Morel, F. M. M. (2000). «Reduced calcification of marine plankton in response to increased atmospheric CO2». Nature 407 (6802). pp. 364-367.
- ↑ Saltar a:a b Iglesias-Rodriguez, M. Debora; Paul R. Halloran; Rosalind E. M. Rickaby; Ian R. Hall; Elena Colmenero-Hidalgo; John R. Gittins; Darryl R. H. Green; Toby Tyrrell; Samantha J. Gibbs; Peter von Dassow; Eric Rehm; E. Virginia Armbrust; Karin P. Boessenkool (2008). «Phytoplankton Calcification in a High-CO2 World». Science 320 (5874). pp. 336-340.
- Volver arriba↑ 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). p. 1023. Archivado desde el original el 26 de noviembre de 2015.
- ↑ Saltar a:a b Kelly, D. C.; Bralower, T. J.; Zachos, J. C. (1998). «Evolutionary consequences of the latest Paleocene thermal maximum for tropical planktonic foraminifera». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology141 (1). pp. 139-161.
- Volver arriba↑ Gingerich, P. D. (2003). «Mammalian responses to climate change at the Paleocene-Eocene boundary: Polecat Bench record in the northern Bighorn Basin, Wyoming». Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene 369. p. 463.
- Volver arriba↑ Vieites, David R.; Mi-Sook Min; David B. Wake (2007). «Rapid diversification and dispersal during periods of global warming by plethodontid salamanders». Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 104 (50). pp. 19903-19907.
- Volver arriba↑ Storey, M.; Duncan, R. A.; Swisher III, C. C. (2007). «Paleocene-Eocene Thermal Maximum and the Opening of the Northeast Atlantic». Science 316 (5824). p. 587.
- Volver arriba↑ Katz, M. E.; Cramer, B. S.; Mountain, G. S.; Katz, S.; Miller, K. G. (2001). «Uncorking the bottle: What triggered the Paleocene/Eocene thermal maximum methane release». Paleoceanography 16 (6). p. 667.
- ↑ Saltar a:a b Thomas, D. J.; Zachos, J. C.; Bralower, T. J.; Thomas, E.; Bohaty, S. (2002). «Warming the fuel for the fire: Evidence for the thermal dissociation of methane hydrate during the Paleocene-Eocene thermal maximum». Geology 30 (12). pp. 1067-1070.
- Volver arriba↑ Kent, D. V.; Cramer, B. S.; Lanci, L.; Wang, D.; Wright, J. D.; Van Der Voo, R. (2003). «A case for a comet impact trigger for the Paleocene/Eocene thermal maximum and carbon isotope excursion». Earth and Planetary Science Letters 211 (1-2). pp. 13-26.
- Volver arriba↑ Schmitz, B. et al. (2004). «Basaltic explosive volcanism, but no comet impact, at the Paleocene Eocene boundary: high-resolution chemical and isotopic records from Egypt, Spain and Denmark». Earth and Planetary Science Letters 225 (1-2): 1-17. doi:10.1016/j.epsl.2004.06.017.
- Volver arriba↑ Moore, Eric A.; Kurtz, Andrew C. (2008). «Black carbon in Paleocene–Eocene boundary sediments: A test of biomass combustion as the PETM trigger». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 267 (1-2). doi:10.1016/j.palaeo.2008.06.010. pp. 147-152.
- ↑ Saltar a:a b Bains, S.; Norris, R. D.; Corfield, R. M.; Faul, K. L. (2000). «Termination of global warmth at the Palaeocene/Eocene boundary through productivity feedback». Nature 407 (6801). pp. 171-174. Archivado desde el original el 26 de noviembre de 2015.
- Volver arriba↑ Dickens G. R., Fewless T., Thomas E., Bralower T. J. (2003). «Excess barite accumulation during the Paleocene-Eocene thermal Maximum: Massive input of dissolved barium from seafloor gas hydrate reservoirs». The Geological Society of America 369 (0). pp. 11-23.
Enlaces externos[editar]
Radiografía (con colores falsos) del fósil de alga roja. STEFAN BENGTSONUN
Infogeología 