El máximo térmico Paleoceno-Eoceno

En los inicios del Cenozoico, en el límite Paleoceno-Eoceno, este evento de clima cálido tuvo lugar hace unos 55 Ma y abarcó aproximadamente 20.000 años, por lo que tuvo una duración muy corta a escala geológica. Sin embargo, es importante señalar que se trata de un pulso dentro de un ciclo climático cálido de unos 20 Ma que se denominó Óptimo Climático Eoceno (Eocene Climatic Optimum = ECO) que abarcaría también otros pulsos de menor intensidad en el Eoceno Inferior (50 Ma) y Eoceno Medio (40 Ma), separados por intervalos menos cálidos (Figura. 1). Después del ECO la Tierra sufriría un importante enfriamiento durante el Oligoceno.

Cómo era la Tierra entonces

En el límite Paleoceno-Eoceno a inicios del Cenozoico la configuración de océanos y continentes en la Tierra era ligeramente diferente a la actual (Figura. 2). El Océano Pacífico tenía mayor extensión que la actual (aún no había avanzado suficientemente la subducción andina), mientras que el Océano Atlántico era más reducido, especialmente en su parte meridional. En lo que a continentes se refiere, Australia estaba aún próxima a la Antártida, a la que había estado unida desde la Pangea, y la India, también unida a Antártida y Australia durante la Pangea, realizaba su deriva hacia el N por lo que aún no había colisionado con Asia para formar el Himalaya. No obstante, la diferencia principal con respecto a la configuración actual de océanos y continentes es la existencia de una zona oceánica ya extinta en lo que actualmente ocupa el Mar Mediterráneo llamado Océano Tethys y que separaba África y la India de Eurasia.

Ese océano se cerraría por la deriva de África e India hacia el N ocasionando la colisión de diferentes placas y microplacas con las subsecuentes subducciones y obducciones para dar lugar a las cadenas alpinas perimediterráneas (Cordillera Bética, Cordillera Ibérica, Cadena Magrébide, Pirineos, Apeninos, Alpes, Cárpatos, Dinárides, Hellénides, Taurides, Póntides, Caucaso, Zágrides, Himalaya, etc.). La existencia del Océano Tethys en latitudes medias tuvo una gran repercusión en los efectos del PETM. 

El Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno suele describirse como un evento de calentamiento climático inusual y rapidísimo a escala geológica. Los cálculos establecen un gran incremento en la temperatura media del planeta que trajo importantes cambios atmosféricos, oceanográficos y perturbaciones ambientales que afectaron a la vida en el planeta. Fue, por tanto, un acontecimiento muy complejo y en él se verían implicados diversos tipos de seres vivos. De manera resumida, los principales acontecimientos fueron: 

- Aumento del efecto invernadero por aumento de los niveles de CO2 y CH4 en la atmósfera.

- Incremento en la temperatura media del planeta que variaría entre los 5° (fondos marinos) y los 10° (superficie terrestre) dependiendo de las zonas.

- Ascenso absoluto del nivel del mar por el deshielo de los glaciares.

- Aparición de extensas rampas carbonatadas en zonas pericontinentales en latitudes medias con desarrollo de arrecifes debido al ascenso del nivel del mar. Estas rampas carbonatadas

- Cambios en la química de las aguas marinas y variaciones en la circulación de corrientes oceánicas: por ejemplo, en el océano Atlántico la corriente del fondo pasó a fluir de norte a sur, cuando siempre había fluido a la inversa.

- Extinción masiva de especies de foraminíferos bentónicos debido al calentamiento de aguas y falta de oxigenación de las mismas en zonas profundas.

- Aparición, proliferación y extensión generalizada de fauna plantónica exótica de foraminíferos

- Disminución en el tamaño y reducción de la dispersión de los corales arrecifales.

- Gran desarrollo, diversificación e incremento de tamaño de los macroforaminíferos bentónicos

- El PETM viene enmarcado en un ciclo cálido que empezó en el Paleoceno Superior (hace unos 60 Ma), se prolongó hasta el Eoceno Medio (hace unos 40 Ma) y que se denominó el ECO (Eocene Climatic Optimum). Se han descrito otros dos pulsos climáticos cálidos dentro del ECO separados por un intervalo más frio: EECO (Early Eocene Climatic Optimum) y MECO (Middle Eocene Climatic Optimum) separados por el enfriamiento post-EECO (Figura. 3). A su vez, diversos autores sitúan otros picos climáticos cálidos cortos (excursiones) en el EECO, se trataría de los ETM1 y ETM2 (Eocene Thermal Maximum). El ETM1 sería equivalente al PETM (Figura. 3).

- Este calentamiento climático supuso el gran desarrollo y diversificación de muchas especies de mamíferos. En medios terrestres, destaca la evolución de los équidos (caballos) y los primates (simios), así como, los artiodáctilos (mamíferos de pezuña hendida): camellos, llamas, cerdos, vacas o toros, cabras, ovejas, hipopótamos, antílopes, ciervos, jirafas, búfalos, jabalíes, etc..

- Debido a la bonanza térmica, tuvo lugar la migración y dispersión de fauna terrestre mamífera desde zonas tropicales hacia latitudes medias y circumpolares (Figura. 4).

- En los océanos, por su parte, en cuanto a la fauna mamífera, se produjo el desarrollo y diversificación de cetáceos: ballenas, delfines, orcas, cachalotes, marsopas, etc.

A pesar de ser objeto de numerosos estudios, este evento sigue rodeado de incógnitas. No hay una causa que por sí sola explique este acontecimiento. Por lo tanto, como en la mayoría de los eventos, debemos aceptar que su origen es multicausal, es decir, que se produce por la conjunción de diversos acontecimientos que interactúan entre sí con retroalimentación de unos en otros. Entre las posibles causas destacan las siguientes.

1. Incremento en la actividad volcánica. Se ha sugerido como una de las causas un aumento de la actividad volcánica al inicio del Cenozoico debido a la reactivación de rifts continentales y oceánicos, así como el vulcanismo asociado a las subducciones y a la formación de cadenas montañosas. Uno de los rifts con más contribución sería la dorsal centro-atlántica responsable de la separación entre los continentes de América con respecto a Eurasia-África, muy activa en ese periodo. Esta actividad volcánica habría provocado la expulsión a la atmósfera de grandes cantidades de gases de efecto invernadero.

2. Ciclos orbitales. Desde hace 65 millones de años (Ma), el clima de la Tierra ha experimentado una evolución significativa y compleja. Esta evolución incluye tendencias graduales de calentamiento y enfriamiento a tres escalas de tiempo: tendencias de larga duración (de varios millones de años como el ECO), ciclos rítmicos o periódicos de duración media (varias centenas de miles de años como el EECO o el MECO), y raros cambios aberrantes rápidos y transitorios climáticos extremos con duraciones cortas (varias decenas de miles de años como el PETM). En el caso del PETM, este ocurre en un periodo en el que se superponen y se amplifican el ECO y el EECO. Es decir, los tres tipos de ciclos temporales (larga, media y corta duración). En su totalidad o en parte (parece más probable para los ciclos de corta y media duración) esos ciclos de diferente duración podrían estar relacionados con perturbaciones orbitales. Hay tres perturbaciones orbitales con diferentes períodos (Fig. 6): excentricidad (de 400.000 a 100.000 años), oblicuidad (41.000 años) y precesión (entre 23.000 y 19.000 años). Esos ciclos se deben a que las fuerzas gravitacionales ejercidas por otros cuerpos celestes afectan a la órbita de la Tierra, y como resultado, la cantidad y, lo que es más importante, la distribución de la radiación solar entrante oscilan con el tiempo, lo que afectaría al clima.

3. Impacto de un cometa. Otra de las causas sugeridas sería el impacto de un cometa rico en carbono-12 sobre la superficie terrestre. La desintegración de parte del cometa al atravesar la atmósfera habría enriquecido la atmósfera en carbono-12 (bajando la concentración en carbono-13.) junto con otros volátiles de efecto invernadero, provocando un calentamiento global.

4. El papel de las retroalimentaciones positivas. Ninguna de las teorías permite explicar, por sí sola, la variación del isótopo carbono-13 y el calentamiento que tuvo lugar durante el PETM. Algunos autores recurren, por tanto, a mecanismos de realimentación que pudieran amplificar más los efectos de las causas mencionadas anteriormente. Se recurre, por tanto a la “hipótesis del fusil de clatratos”. El metano, que se acumula de forma continua en los sedimentos de los fondos oceánicos debido a la muerte y enterramiento de organismos y la subsecuente descomposición de materia orgánica, es estable en el agua que retienen los sedimentos en forma de hidrato de metano (clatrato), por encima de una presión determinada y a temperaturas bajas. En esas condiciones el metano queda retenido en los sedimentos y pasa tras la diagénesis a formar parte de las rocas sedimentarias. Si la temperatura se incrementa, la configuración deja de ser estable y los clatratos se disocian, causando la liberación del gas metano a la atmósfera. Dado que los clatratos poseen un 60 ‰ menos de la concentración de carbono-13 con respecto a la de la atmósfera, pequeñas cantidades de estos materiales podrían producir grandes variaciones relativas de carbono-13. Además, el metano es un potente gas invernadero (ocho veces más que el dióxido de carbono). Otro mecanimos de retroalimentación positiva podría darse por la expulsión de magma caliente en las dorsales sobre los sedimentos ricos en carbono, lo que hubiera desencadenado también un aumento en la temperatura local y la liberación del metano. Hay otras retroalimentaciones posibles como que el impacto del comenta o la actividad volcánica hubieran generado incendios de una superficie considerable del planeta y la liberación de gases de efecto invernadero por la combustión de materia orgánica con el consecuente incremento en la temperatura media del planeta. Sea como fuera, la generación de gases de efecto invernadero y la expulsión de metano, así como, el cambio que provocaría en la concentración de carbono-13 provocarían más calentamiento global. Esto produciría una retroalimentación constante y un efecto en bola de nieve que daría con más incremento en la temperatura de las aguas y más disociación y expulsión de metano a la atmósfera.

Lo que se conoce del clima del pasado se sabe a través de estudios isotópicos de sedimentos marinos o del hielo fósil acumulado en glaciares permanentes de zonas polares. Los estudios isotópicos más comunes son los que se hacen en los isótopos del oxígeno (O) y del carbono (C). En concreto los más utilizados son el O18 y el C13 (Fig. 7). El primero se puede estudiar en el hielo fósil y en sedimentos marinos, en corales y en particular en organismos microscópicos de concha carbonatada (foraminíferos), mientras que el segundo se estudia en sedimentos marinos, en corales y foraminíferos. Estos estudios requieren la obtención de testigos continuos de rocas sedimentarias del fondo marino o de testigos de hielo en casquetes polares. Estos testigos se datan con precisión con diferentes técnicas (paleontológicas, radiométricas, magneto-estratigráficas, etc.) para poder asignar los datos climáticos obtenidos a edades concretas y continuas. Los resultados se representan en gráficos de variación del δO18 y el δC13 con en el tiempo. Estas técnicas isotópicas se basan en que la proporción de dichos isótopos en la atmósfera y en los océanos varía con el clima. Así, en periodos de clima cálido, el C13 suele reducirse en relación a otros isótopos del C como el C12. Esa reducción es lo que se considera una variación negativa y en el caso del PETM supuso una excursión de entre –2 ‰ y –3 ‰. De igual manera, variaciones en la proporción de las aguas de los valores del O18 con respecto al O16 implican variaciones en la temperatura del planeta. Así, una variación del 0.22 ‰ en la cantidad de O18 con respecto al O16 es equivalente a la variación en la temperatura de 1 C. En el caso del PETM, este cambio supuso una excursión negativa de entre –1 ‰ y -2 ‰ en el O18. La proporción de isótopos de O y C queda fijada en el agua al formarse el hielo y en las partes carbonatadas de organismos al fosilizar. De ahí que su estudio permita conocer el clima del pasado.

Otras referencias indirectas se pueden obtener a partir del registro fósil. En este caso se puede estudiar la abundancia relativa de organismos indicadores de climas cálidos. En zonas marinas los mejores indicadores son los corales o los macroforaminíferos bentónicos, que son propios de climas templados o cálidos. De igual manera, el registro fósil en zonas continentales puede dar información climática por la aparición de restos fósiles de plantas, vertebrados propios de climas templados o cálidos. La aparición de flora y fauna tropical en el registro fósil en yacimientos paleontológicos de latitudes altas durante el Eoceno es también un indicador de un periodo con un calentamiento relativo del planeta.