El máximo termal Paleoceno Eoceno

En los últimos años se ha podido demostrar claramente que hace unos 56 millones de años se produjo bruscamente una liberación masiva de CO2, con el consiguiente aumento de la temperatura terrestre. Este evento y sus consecuencias se conocen comúnmente como el Máximo Térmico Paleoceno Eoceno (o PETM, para abreviar). La revista National Geographic España publica, este mes de mayo, un interesante artículo sobre este período.

Para situarnos, la extinción de los dinosaurios al final del Cretácico, hace unos 65 millones de años, señaló el final de la era Mesozoica (la que, cuando estudiábamos, se llamaba Secundaria) y el inicio de la era Cenozoica (la ex Terciaria). La primera época de la era Cenozoica se conoce como Paleógeno, y se divide en Paleoceno, Eoceno y Oligoceno, que cubren la época que va desde hace 65 hasta hace 24 millones de años. La segunda época de la era Cenozoica es el Neógeno, que cubre desde hace 24 hasta hace 1,8 millones de años, y que contiene el Mioceno y el Plioceno. El Paleoceno duró desde hace 65 hasta hace 56 millones de años. El Máximo Térmico marcó el final del Paleoceno y el principio del Eoceno. El Eoceno cubre desde hace 56 hasta hace 35 millones de años.

Durante el Paleoceno el clima terrestre era mucho más cálido que el actual, con una temperatura media de casi 20 ºC (actualmente es de unos 8 ºC), con una concentración de CO2 de quizás unas 1000 ppm. Aunque algunas regiones eran áridas, los bosques tropicales y subtropicales se extendían mucho más al norte que hoy en día, mientras que los bosques y las plantas que ocupan actualmente las zonas templadas se encontraban todavía mucho más hacia el norte.

La primera parte del Eoceno fue testigo de una serie de calentamientos globales llamados hipertermales, de los cuales el más importante fue el PETM, en la frontera entre el Paleoceno y el Eoceno, en el que la temperatura media del océano aumentó de 5 ºC. En el artículo Constraints on the numerical age of the Paleocene-Eocene boundary, publicado el año pasado, se llega a la conclusión de que el PETM tuvo lugar en una fecha comprendida entre hace 55,728 y 55,964 millones de años. Esta datación es importante porque indica que el comienzo del PETM, a diferencia de otros hipertermales del Eoceno, no se produjo en el pico de un ciclo de 400 mil años en la excentricidad orbital de la Tierra, sino que se produjo en la rama descendente del ciclo, en el que el calentamiento del planeta por el sol no se encontraba en un máximo. En comparación con otros hipertermales del Eoceno temprano, parece que el PETM fue provocado por un mecanismo diferente, y por lo tanto puede haber implicado el vulcanismo y/o otras causas.

En los tiempos del Paleoceno las formas de los continentes eran similares a las de hoy, pero se encontraban en diferentes posiciones debido a los movimientos de las placas tectónicas. Durante el período Cretácico, América del Norte, Groenlandia y Eurasia habían formado juntos un súper continente llamado Laurasia situado en el hemisferio norte, pero al final del Paleoceno la región de América del Norte y Groenlandia comenzó a separarse de Eurasia, lo que abrió el Atlántico noreste. Gran Bretaña, Irlanda y Noruega no daban entonces al mar y formaban parte del oeste de Laurasia, mientras que Islandia no se convertiría en una isla hasta unos 35 millones de años más tarde. El mar Ártico estaba casi completamente rodeado por tierra y era mucho menos salado que hoy en día. Un puente de tierra unía Escocia a Groenlandia y Canadá, mientras que otro conectaba Siberia con Alaska.

Los dinosaurios se habían extinguido hacía unos nueve millones de años antes del PETM y los primeros mamíferos (entre ellos algunos primates) eran las formas dominantes de vida, junto con anfibios, reptiles, insectos y plantas con flores. Estos mamíferos son considerados "primitivos", ya que tenían una anatomía menos sofisticada en comparación con los mamíferos que aparecieron después del PETM. Por ejemplo muchos tenían todavía que desarrollar muchas especializaciones, tales como que dientes que se adaptasen a un determinado tipo de alimentos o piernas desarrolladas para la velocidad.

La mayoría de los animales eran insectívoros u omnívoros, aunque estaban comenzando a aparecer herbívoros y carnívoros verdaderos. Los carnívoros depredadores principales eran las especies que habían sobrevivido a la extinción a finales del Cretácico, como los cocodrilos y los tiburones. Los mamíferos del Paleoceno eran por lo general de pequeño tamaño, de patas cortas, caminaban sobre las plantas de los pies y tenían cinco dedos en cada pie.

Desde hace cien años, los geólogos han encontrado por todo el mundo que la frontera entre el Paleoceno y el Eoceno se caracteriza por un cambio en los estratos de las rocas sedimentarias. Las bandas de colores diferentes permiten a los geólogos saber si el suelo original era húmedo o seco, y el tipo de vegetación que crecía en él, mientras que su espesor les ayuda a conocer el tiempo que tardaron en formarse. Las bandas de color rojo y naranja corresponden a menudo a suelos bien drenados, los estratos oscuros pueden indicar que la tierra estaba persistentemente mojada, y así sucesivamente. Las lluvias arrastran también a menudo materiales lavados procedentes de otras áreas, que pueden indicar si el clima fue húmedo o seco en ese momento. Los incendios frecuentes se reflejan en capas de carbón vegetal. Los estratos a menudo contienen restos de plantas y animales y también se puede recuperar de ellas los isótopos de carbono y el oxígeno. La química de los minerales y la materia orgánica también contribuyen a estudiar las condiciones de la época en que se depositaron.

En las últimas dos décadas se han perforado los fondos marinos de los océanos para extraer testigos de sedimentos (Deep Sea Drilling Project, el Ocean Drilling Program y el Arctic Drilling Program, ahora integrados en el Integrated Drilling Program). El análisis de los estratos de estos testigos, de los restos de animales incrustados en ellos y del oxígeno e isótopos de carbono, etc., han permitido conocer gran parte de la historia del pasado. En testigos de muchos lugares del mundo se ha encontrado un brusco cambio de color en los sedimentos, que pasan de ser claros a ser oscuros. La capa oscura es menos rica en carbonatos, por lo que su aparición súbita indica un cambio en la química del océano, que apunta a un repentino e importante aumento global de la cantidad de CO2 de los océanos en el momento de PETM.

Réplica de un testigo de sedimentos (National Geographic)

Si añadimos CO2 a unas gotas agua el valor de su pH disminuye y aumenta su acidez. La acidificación del océano comienza en la superficie y se extiende por las profundidades cuando las aguas superficiales se mezclan con las capas más profundas. El CO2 de las aguas profundas no puede escapar fácilmente y las concentraciones aumentan con la profundidad. El punto en que la velocidad de disolución excede la del régimen de suministro de calcita produce las arcillas rojas, libres de calcita, que claramente marcan el PTEM. El examen de los restos de estos depósitos (y los de las demás criaturas) de las capas de sedimentos por debajo de, en y por encima de la capa de hace 56 millones de años muestran que la capa ácida marcó un período de extinción masiva de fitoplancton, con graves consecuencias en toda la cadena alimentaria.

Esto significa que hubo un aumento notable de la concentración de CO2 en la atmósfera terrestre. Este aumento fue bastante rápido, como lo demuestra el cambio brusco en el color de los testigos de sedimentos. Este aumento de la concentración de CO2 aumentó la temperatura media del planeta en unos 5 ºC. Los bosques y los océanos tardaron unos 140.000 años en absorber el exceso de carbono, como se demuestra por el cambio de color de los testigos de sedimentos, que paulatinamente volvieron a ser de color claro.

Los sedimentos correspondientes al PETM muestran también claramente una caída de los niveles del carbono 13 (C13) en comparación con los del isótopo más ligero de carbono 12 (C12). Los isótopos estables provenientes de carbonatos y de los materiales orgánicos de muchos sitios diferentes, tanto en el mar como en tierra, incluyendo los isótopos de carbono recuperado de los dientes fosilizados de Phenacodus, un mamífero comedor de plantas del tamaño de un hipopótamo, desde los trópicos a los polos, muestran todos una marcada disminución de la relación de C13/C12 que coincide con el inicio del PETM.

El metano (CH4) tiene una proporción baja de C13, y una proporción alta de C12. Una liberación masiva de metano puede explicar el cambio en la relación C13/ C12 que marca este evento. Existen enormes depósitos de metano (gas natural) en el fondo marino en forma de hidratos de metano. Estos hidratos de metano solo son estables bajo unas estrictas condiciones de presión y de temperatura. El metano calienta el planeta 20 veces más que el CO2, pero tiene una vida media en la atmósfera de entre 10 y 20 años, ya que se oxida para formar CO2, que, siendo mucho más estable, mantiene el calentamiento durante mucho tiempo.

Esta disminución abrupta en la concentración de C13 indica que hubo grandes emisiones de metano en los océanos y en la atmósfera. Esta disminución fue seguida por un aumento gradual de la proporción de C13/ C12, a medida que el CO2 se reabsorbe. Las muestras de foraminíferos registran la caída de la concentración del C13 antes de que disminuyese en las formas de vida de las aguas profundas (bentónicas), lo que sugiere que el CO2 invadió los océanos desde el aire.

El oxígeno tiene dos isótopos estables, O16 y O18 La mayoría del oxígeno es O16. El isótopo O18 es más pesado por tener dos neutrones más que el O16 y, por tanto, es menos susceptible a la evaporación que el O16 (las moléculas de O18 requieren más energía que las moléculas de O16 para cambiar desde el estado líquido al estado gaseoso). Cuando los océanos se calientan, se evapora mucho O16 por lo que el agua líquida contiene mayores proporciones de O18, lo que ayuda a identificar los cambios en la temperatura de los océanos. Los isótopos de oxígeno de las muestras de carbonato de los testigos sedimentarios de los fondos marinos, tomadas de lugares muy diferentes indican que los océanos se volvieron mucho más cálidos en el momento del PETM, del orden de los 4 °C en el océano profundo y de 8 °C en las aguas de las latitudes altas.

Estos isótopos se trasladan al agua de lluvia y por lo tanto al agua superficial que beben los animales y que ayuda a formar los minerales del suelo. Cuanto más calido sea el clima, más caliente será la lluvia y cuanto mayor será la proporción de O16 /O18. La temperatura de la lluvia antigua se puede deducir de la proporción de isótopos que se encuentran en los dientes de mamíferos fósiles y los minerales del suelo.

La sincronía entre la disminución de la relación C13/C12 y la de la relación de O16/O18 indican un calentamiento significativo que pudo llegar a los 8 ºC. Los registros de isótopos, tanto del carbono como del oxígeno también muestran una recuperación isócrona de ambos durante un período de unos 140.000 años, lo que indica que se produjo una reducción paulatina de los niveles de CO2 y de la temperatura.

¿Cuál fue la causa de las grandes emisiones de metano a partir de los depósitos de hidrato de metano? La hipótesis más aceptada es que fueron debidas a una actividad volcánica muy importante.

La geología del lecho marino del Atlántico Norte ha sido ampliamente estudiada como parte de la exploración comercial de petróleo y gas. La actividad volcánica inició el proceso por el cual Groenlandia y el noroeste de Europa empezaron a separarse, creándose los mares de Noruega y Groenlandia, que forman parte del Atlántico Norte. La datación por los isótopos de argón, utilizando las tasas de descomposición conocidas de potasio en argón de las capas de ceniza volcánica que se encuentran en las secuencias superpuestas de lava basáltica de Groenlandia, de las Islas Feroe y también de los sedimentos del fondo marino del norte de Escocia que corresponden a la época del PETM, muestra que la ceniza se remonta a 56 millones de años, lo que indica una actividad volcánica masiva en el momento de la aparición de la PETM.

Estos volcanes habrían vomitado CO2 y SO2 (dióxido de azufre), así como plumas constituidas principalmente de ceniza y vapor (ambos de muy corta duración en la atmósfera) produciendo un enfriamiento inicial de corta duración. Las capas de cenizas que contienen restos de polen y de la planta indican que los bosques del margen noreste del Atlántico hicieron frente a una crisis de biodiversidad como consecuencia.

Investigadores noruegos han descubierto, a partir de imágenes sísmicas en 2D y 3D del fondo marino en el Atlántico norte, la presencia de miles de cráteres de gran tamaño (respiraderos hidrotermales) con diámetros que van de de los 500 a los 3.500 metros, que surgen de las profundidades del fondo marino debajo de la capa de sedimentos de hace 56 millones de años.

Se piensa que el magma que salió de estos respiraderos hidrotermales encendió enormes cantidades de metano del fondo marino. El calor del magma y el agua sobrecalentada, los deslizamientos submarinos y las corrientes cálidas de la superficie que fueron empujadas hacia abajo, calentaron o alteraron los hidratos de metano del fondo marino, haciendo que estas reservas de gas salieran a la atmósfera en una escala de tiempo de hasta diez mil años (una parpadeo en términos geológicos). Se ha denominado el Gran Eructo.

Se calcula, a partir del grado de acidificación que alcanzaron los océanos, que la cantidad de CO2 emitido a la atmósfera en el PETM fue de unos 3 billones de toneladas de carbono en una oleada inicial, y que luego se añadieron 1,5 billones más de forma gradual. La suma, unos 4,5 billones de toneladas, se aproxima a la cantidad de carbono que se encuentra hoy en los yacimientos fósiles. La oleada inicial equivale a unos 300 años de emisiones de origen humano al ritmo actual.

Se necesitaron alrededor de 140.000 años para que las concentraciones atmosféricas de CO2 se redujeran debido a la meteorización.

El estudio de este episodio es interesante para modelizar lo que puede ocurrir con las emisiones actuales de CO2, porque nos puede dar indicaciones de cuánto puede aumentar la temperatura si continuamos emitiendo CO2 a la atmósfera, de cómo se producirá la acidificación de los océanos y de cuánto tiempo tardará el CO2 en volver a su nivel anterior.