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 delPaleoceno 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 mamíferosterrestres 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.
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 6 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 1.000 años del MTPE, se estima que fueron liberadas en los océanos y en la atmósfera entre 1.500 y 2.000 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
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 6.800 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 ODPCore 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.21Ambos 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 1.000 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 3.000 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
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 Mg/Ca 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, lasprecipitaciones 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
Océanos
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 5.000 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
El MTPE produjo la extinción del 35-50% de los foraminíferos bentónicos en un lapso de 1.000 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.
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