팔레오세 – 에오세 열 최대치

Paleocene–Eocene Thermal Maximum
"PETM"이 여기로 리디렉션됩니다. PETN과 혼동하지 않기 위해.
저서성 유공충의 산소 동위 원소 조성으로 표현되는 지난 6천 5백만 년 동안의 기후 변화. Paleocene-Eocene Thermal Maximum(PETM)은 급격한 온난화로 인해 짧지만 두드러진 여행이 특징입니다. 이 그래프에서는 데이터의 평활화로 인해 편차가 과소 표시됩니다.

ETM1(Eocene thermal maximum 1)은 전 세계 평균 기온이 5~8 °C 이상 상승한 기간입니다.[1][2] 이 기후 현상은 고생대와 에오세 지질 시대의 시간적 경계에서 발생했습니다.[3] 정확한 연대와 기간은 불확실하지만 약 5550만 년 전(마)[4]에 발생한 것으로 추정됩니다.

대기 중으로 대량의 탄소가 방출되는 기간은 2만 년에서 5만 년 정도 지속된 것으로 추정됩니다. 온기는 약 20만 년 동안 지속되었습니다. 지구 기온은 5-8 °C 상승했습니다.[2]

팔레오세-에오세 열 최대치의 시작은 화산 활동과[1] 북대서양 이그노우스 지방의 융기와 관련이 있으며, 지구의 탄소 순환에 극심한 변화와 상당한 온도 상승을 야기합니다.[2][5][6] 이 기간은 전 세계의 탄소 안정 동위 원소(Carbon Stable Isotopen, δC) 기록에서 현저한 음의 변동으로 특징지어집니다. 보다 구체적으로, 해양 및 육상 탄산염과 유기 탄소의 C/C 비율이 크게 감소했습니다. 짝을 이룬 δC, δB 및 δO 데이터는 50,000년 동안 ~12,000Gt의 탄소(최소 44,000Gt COE)가 방출되어 연간 평균 0.24Gt의 탄소가 방출되었음을 시사합니다.

이 시기의 암석의 지층은 그 밖에도 수많은 변화를 보여줍니다.[2] 많은 유기체의 화석 기록은 주요한 회전율을 보여줍니다. 예를 들어, 해양 영역에서 저서성 유공충의 대멸종, 아열대성 유공충의 전 지구적 확장, 그리고 여행, 플랑크틱 유공충 및 석회질 나노화석의 출현은 모두 PETM의 초기 단계에서 발생했습니다. 육지에서는 유럽과 북미에서 갑자기 현대 포유류 목(영장류를 포함한)이 등장합니다.[9]

설정

해양과 대륙의 구성은 초기 고생대에 현재와 비교하여 다소 달랐습니다. 파나마 지협은 아직 북아메리카와 남아메리카를 연결하지 않았으며, 이로 인해 태평양과 대서양을 직접적으로 저위도로 순환할 수 있었습니다. 현재 남미와 남극을 가르는 드레이크 통로는 폐쇄되었고, 이것은 아마도 남극의 열 고립을 막았을 것입니다. 북극도 더 제한적이었습니다. 에오세의 과거 대기 CO2 수준에 대한 다양한 대용치들이 절대적인 용어로 일치하지는 않지만, 모든 것은 그 당시의 수준이 현재보다 훨씬 더 높았음을 시사합니다. 어쨌든, 이 기간 동안 중요한 빙상은 없었습니다.[12]

지구 표면 온도는 고생대 후기부터 에오세 초기까지 약 6°C 증가했습니다.[12] 이 장기적이고 점진적인 온난화는 적어도 두 개(그리고 아마도 더 많은) "고온"이었습니다. 이들은 급속한 지구 온난화, 환경의 주요 변화, 대규모 탄소 추가를 특징으로 하는 지질학적으로 짧은(<200,000년) 사건으로 정의될 수 있습니다. 신생대 내에서 최초는 아니지만 [13]PETM은 이러한 고온 중에서 가장 극단적이었습니다. 또 다른 과열 현상은 약 53.7 Ma에서 분명히 발생했으며, 현재는 ETM-2 (H-1 또는 엘모 사건이라고도 함)라고 불립니다. 그러나 추가적인 고온 현상은 약 53.6 Ma (H-2), 53.3 (I-1), 53.2 (I-2) 및 52.8 Ma (비공식적으로 K, X 또는 ETM-3)에서 발생했을 것입니다.[14] 에오세 고온 현상의 수, 명명법, 절대 연령, 상대적인 전 지구적 영향 등이 현재 상당한 연구의 근원입니다. 그것들이 장기간의 온난화 동안에만 발생했는지, 그리고 그것들이 지질학적 기록의 오래된 간격에서 명백하게 유사한 사건들과 인과관계가 있는지(예: 쥬라기의 토아시안 회전)는 미해결 문제입니다.

지구온난화

중생대와 신생대에 걸친 심해의 온도와 얼음 부피에 대한 축적된 기록입니다.
LPTM—고세-에오세 열 최대치
OAEs—해양 무산소 사건
MME—마스트리히트 중기 사건

2020년 연구에 따르면 최근 고생대(c. 57 Ma) 동안 66%의 신뢰도를 가진 지구 평균 표면 온도(GMST)는 22.3–28.3 °C(72.1–82.9 °F), PETM(56 Ma)은 27.2–34.5 °C(81.0–94.1 °F), 초기 에오세 기후 최적(EECO)는 23.2–29.7 °C(73.8–85.5 °F)로 추정되었습니다.[15] PETM이 시작될 때의 평균 지구 기온 상승량의 추정치는 약 3 ~ 6 °C에서[16] 5 ~ 8 °C 사이입니다.[2] 이 온난화는 "장기적인" 초기 고생대 온난화에 중첩되었으며 여러 증거를 기반으로 합니다. 표면과 심해에서 만들어진 유공충 껍질의 δO에서 현저한(> ‰) 부정적인 여행이 있습니다. 초기 고생대에는 극빙이 거의 또는 전혀 없었기 때문에, δO의 변화는 아마도 해양 온도의 상승을 의미할 것입니다. 온도 상승은 또한 온기를 좋아하는 분류군이 위도가 높은 지역으로 확산되고,[18] 식물 잎 모양과 크기의 변화,[19] 유공충의 Mg/Ca 비율 [16]및 TEX와H86 같은 특정 유기 화합물의 비율에 의해 뒷받침됩니다.[20]

스페인 북동부에 있는 에스플러가페레다의 대리 데이터는 해양 및 육상 환경에 대한 기존의 지역 기록에 따르면 +8°C의 급격한 온도 상승을 보여줍니다.[21] 남극에서는 적어도 일 년 중 일부는 최저 기온이 15 °C였습니다.[22]

TEXH86 값은 PETM 기간 동안 열대 지방의 평균 해수면 온도(SST)가 36°C(97°F) 이상에 도달했음을 나타내며, 이 중 상당수의 종이 멸종된 과편모류와 같은 극심한 열 스트레스에 저항하는 유기체에서도 열 스트레스를 유발할 수 있습니다.[20] 탄자니아의 산소 동위원소 비율은 열대 SST가 40°C를 초과하여 훨씬 더 높았을 수 있음을 시사합니다.[23] 열대 서태평양의 해양 시추 프로그램 사이트 1209는 PETM 이전 34°C에서 ~40°C로 SST가 증가하는 것을 보여줍니다.[24] 낮은 위도의 인도양 Mg/C 기록은 모든 깊이의 해수가 ~4-5°C만큼 따뜻해진 것을 보여줍니다.[25] 태평양에서는 열대 SST가 약 4-5 °C 증가했습니다.[26] 뉴질랜드의 퇴적물에서 나온 TEXL86 값은 서남부 태평양의 50°S와 60°S 사이에 위치하며,[27] SST가 26°C(79°F)에서 28°C(82°F)로, 셀란디아와 타네티아 경계의 평균 13°C(55°F)에서 16°C(61°F)로 10°C(18°F) 이상 증가했음을 나타냅니다.[28] 남서태평양의 극심한 온난화가 호주-남극 만까지 확대됐습니다.[29] 그 후 ~65°S의 고지대에 위치한 East Tasman Plateau의 퇴적물 코어 샘플은 PETM 동안 ~26°C에서 ~33°C로 SST가 증가하는 것을 보여줍니다.[30] 북해에서는 SST가 10°C 뛰어올라 최고 기온이 ~33°C에 이르렀습니다.[31]

확실히, 중앙 북극해에는 PETM 이전, 기간 동안, 그리고 이후에 얼음이 없었습니다. 이는 Lomonosov Ridge의 87°N에서 북극 코링 탐험대(ACEX) 동안 회수된 퇴적물 코어의 구성에서 확인할 수 있습니다.[32] 또한 아열대성 과편모충의 짧은 존재와 [33]TEX의86 현저한 증가에서 알 수 있듯이 PETM 동안 온도가 증가했습니다.[34] 그러나 후자의 기록은 PETM 이전의 ~17°C(63°F)에서 PETM 동안 ~23°C(73°F)로 6°C(11°F) 상승을 시사하기 때문에 흥미롭습니다. 텍사스86 기록이 여름 기온을 반영한다고 가정할 때, 이는 여전히 현재와 비교할 때 북극의 훨씬 따뜻한 기온을 의미하지만, 주변 시간과 비교할 때 상당한 위도 증폭은 없습니다.

위의 고려 사항은 많은 지구 온난화 시뮬레이션에서 고위도 온도가 극지방에서 얼음-알베도 피드백을 통해 훨씬 더 많이 증가하기 때문에 중요합니다.[35] 그러나 PETM 동안 이러한 피드백은 제한된 극지방 얼음 때문에 거의 없어서 적도와 극지방의 온도가 비슷하게 증가한 경우일 수 있습니다. 주목할 만한 것은 다른 지역에 비해 극지방에서 더 큰 온난화가 문서화되지 않았다는 것입니다. 이것은 존재하지 않는 얼음 알베도 피드백을 의미하며, 이는 고생대 후기에 바다나 육지 얼음이 존재하지 않았음을 시사합니다.[4]

PETM 기간 동안 지구 온도 상승에 대한 정확한 한계와 이것이 위도에 따라 크게 변화했는지 여부는 여전히 미해결 문제로 남아 있습니다. 해수 표면에 침전된 탄산염 껍질의 산소 동위원소와 Mg/Ca는 일반적으로 과거 온도를 재구성하는 데 사용되는 측정치입니다. 그러나 해수면에서 탄산염의 재결정화는 형성될 때보다 낮은 값을 만들기 때문에 두 고온도 프록시 모두 저위도 위치에서 손상될 수 있습니다. 반면에, 이러한 온도 프록시와 다른 온도 프록시(예: TEX86)는 계절성 때문에 높은 위도에서 영향을 받습니다. 즉, "온도 기록기"는 여름에 치우쳐 있으므로 탄산염과 유기 탄소의 생산이 발생했을 때 더 높은 값을 나타냅니다.

탄소순환 교란

PETM이 시작될 때 C가 고갈된 탄소가 대량으로 추가되었다는 명백한 증거는 두 가지 관찰에서 나옵니다. 첫째, 탄소 함유 단계의 탄소 동위 원소 조성(δC)에서 두드러진 음의 변동은 다양한 환경에서 광범위한 위치(130개 이상)에서 PETM을 특징짓습니다. 둘째, 탄산염 용해는 심해에서 PETM을 표시합니다.[2]

PETM 동안 해양과 대기에 주입된 탄소의 총 질량은 여전히 논쟁의 대상입니다. 이론적으로, 그것은 음의 탄소 동위 원소 여행(CIE)의 크기, 해저의 탄산염 용해량, 또는 이상적으로 둘 다로부터 추정될 수 있습니다.[36][37] 그러나 PETM을 가로지르는 δC의 이동은 위치와 분석된 탄소 함유 단계에 따라 달라집니다. 벌크 탄산염에 대한 일부 기록에서는 약 2 ‰(1 mil당)이며, 육상 탄산염이나 유기물에 대한 일부 기록에서는 6 ‰을 초과합니다. 탄산염 용해는 또한 다양한 해양 분지에 걸쳐 다양합니다. 북대서양과 중부 대서양의 일부 지역에서는 극단적이었지만 태평양에서는 훨씬 덜 두드러졌습니다.[37][40][41] 이용 가능한 정보를 통해 탄소 첨가량의 추정치는 약 2,000에서 7,000 기가톤 사이입니다.[37][40][41]

탄소첨가 및 온난화 시기

PETM δC 여행의 시기는 상당한 관심사입니다. 이는 δC의 급격한 감소에서 회복에 가까운 상태에 이르기까지 CIE의 총 지속 기간이 우리의 전 세계 탄소 순환의 주요 매개 변수와 관련되어 있으며, 시작이 C가 고갈된 CO의 출처에 대한 통찰력을 제공하기 때문입니다.

CIE의 전체 기간은 여러 가지 방법으로 추정할 수 있습니다. PETM을 조사하고 연대를 측정하기 위한 상징적인 퇴적물 간격은 1987년 남대서양 모드 라이즈의 690B 홀에서 해양 시추 프로그램에 의해 회수된 노심입니다. 이 위치에서 PETM CIE는 처음부터 끝까지 약 2m에 걸쳐 있습니다. 장기적인 연령 제약은 생체층상술과 자기층상술을 통해 평균 약 1.23 cm/1,000 yars의 Paleogene 침강 속도를 시사합니다. 따라서 일정한 침강 속도를 가정할 때, 시작부터 종료까지 전체 사건은 200,000년으로 추정되었습니다.[7] 그 후, CIE는 Fe 함량과 같은 다양한 퇴적물 특성에서 10 또는 11개의 미묘한 주기에 걸쳐 있음이 주목되었습니다. 이러한 주기가 세차를 나타낸다고 가정할 때, Rohl et al. 이 유사하지만 약간 더 긴 연령을 계산했습니다. 2000. 대량의 C가 고갈된 CO가2 현대 해양이나 대기에 빠르게 주입되어 미래에 투영되면 준 정상 상태 투입(날씨 및 화산 활동)과 탄소의 출력(탄산 및 유기)을 통한 느린 플러싱으로 인해 ~200,000년의 CIE가 발생합니다.[42] 수정된 궤도 연대표와 남대서양과 남대서양의 퇴적물 코어의 데이터를 기반으로 한 다른 연구는 약 170,000년이라는 약간 더 짧은 기간을 계산했습니다.[43]

CIE의 ~200,000년 기간은 전 세계적인 탄소 순환 모델로부터 추정됩니다.[44]

이 우주 생성 핵종의 플럭스가 짧은 시간 동안 거의 일정하다고 가정할 때, He 함량을 사용하여 여러 심해 현장의 연령 제약을 독립적으로 조사했습니다. 이 접근법은 또한 PETM CIE(<20,000년)의 빠른 발병을 시사합니다. 그러나 He 기록은 풍화 입력과 탄산염 및 유기 출력을 통한 플러싱으로 예측된 것보다 거의 초기 조건(<100,000년)으로 더 빠른 복구를 지원합니다.[45]

온난화가 C형 δ 여행보다 약 3,000년 앞서 진행되었음을 시사하는 다른 증거가 있습니다.

일부 저자는 CIE의 크기가 많은 지역에서 국부적인 과정으로 인해 퇴적암에 알록톤 퇴적물의 많은 부분이 축적되어 퇴적암에서 파생된 동위원소 값을 오염시키고 상쇄하기 때문에 과소평가될 수 있다고 제안했습니다.[47] 미생물에 의한 유기물 분해는 또한 벌크 유기물의 탄소 동위원소 비율 왜곡의 원인으로 연루되어 있습니다.[48]

영향들

강수

아졸라 부유 양치식물, 이 속의 화석은 북극의 아열대 날씨를 나타냅니다.

기후도 열대 지방에서 증발 속도의 증가로 훨씬 더 습해졌을 것입니다. 중수소 동위원소는 이 수분이 정상보다 훨씬 더 많이 극 쪽으로 운반되었음을 보여줍니다.[49] 따뜻한 날씨가 극지방 유역까지 북상했을 것입니다. 극지방에서 떠다니는 양치식물의 화석이 발견된 것은 극지방의 아열대성 온도를 나타냅니다.[50] PETM 기간 동안 중국 중부 지역은 평균 기온이 21°C에서 24°C 사이이고 연평균 강수량이 1,396mm에서 1,997mm 사이인 지역의 강수량이 크게 증가하여 울창한 아열대 숲을 보유했습니다.[51] 또한 인도의 캄베이 셰일층에서도 토양 침식 증가와 유기물 매몰의 결과로 두꺼운 갈탄질 퇴적물이 퇴적되어 매우 높은 강수량을 보여줍니다.[52] PETM 기간 동안 북해의 강수량도 급증했습니다.[53] 오늘날 노르망디의 Cap d'Ailly에서는 부정적인 CIE 직전에 일시적인 건조가 발생했으며, 그 후 지역 환경이 폐쇄된 소택지에서 빈번한 조류 개화가 있는 개방적이고 부영양적인 늪지로 전환되는 많은 습한 조건이 우세했습니다.[54] 뉴저지 선반을 따라 강수 패턴이 매우 불안정해졌습니다.[55] 그러나 로키마운틴 내륙에서는 북미 내륙이 계절에 따라 건조해지면서 강수량이 국지적으로 감소했습니다.[56][57] 동아프리카 지역은 강력한 강수의 계절적 에피소드에 의해 중단된 건조의 증거를 보여 PETM 동안의 지구 기후가 보편적으로 습하지 않음을 보여줍니다.[58] 이탈리아 북동부의 포라다(Forada)의 증거는 건조하고 습한 기후 간격이 중위도의 주기와 동시에 PETM의 과정에서 교대했으며 전체적으로 중부-서부 테티스의 순 강수량이 감소했음을 시사합니다.[59]

바다

북극해의 담수의 양은 부분적으로 지구 온난화 조건에서 극지방으로의 폭풍 경로 이동에 의해 촉진된 북반구 강우 패턴 때문에 증가했습니다.[49] PETM 기간 동안 바다로 유입되는 담수의 유속은 급격히 증가했고, PETM이 종료된 후에도 한동안 계속되었습니다.[60]

아녹시아

주 기사: 무산소 사건

PETM은 신생대의 유일한 해양 무산소 사건(OAE)을 발생시켰습니다.[61] 바다의 일부, 특히 북대서양에서는 생물 교란이 없었습니다. 이것은 수중 산소 결핍 때문일 수도 있고, 해수 순환 패턴의 변화로 인해 수중 물의 온도가 변하기 때문일 수도 있습니다.[40] 하지만, 많은 해양 분지들은 PETM을 통해 생물 교란 상태로 남아있었습니다.[62] 요오드 대 칼슘 비율은 바다의 산소 최소 구역이 수직으로 그리고 아마도 측면으로 확장되었음을 시사합니다.[63] 물기둥 무산소와 외시니아는 북극해와 테티스해와 같은 제한된 해양 분지에서 가장 널리 퍼졌습니다.[64] 유시니아는 또한 퇴적 우라늄, 몰리브덴, 황, 황철 농도의 증가와 [66]함께 유황 결합 이소레니에라탄의 존재를 보여주는 [65]것처럼 대륙성 북해 분지를 강타했습니다.[65] 걸프 해안 평원도 euxinia의 영향을 받았습니다.[67]

PETM의 초기 단계에서 무산소는 유기물 매장을 통한 탄소 배출을 통해 온난화를 늦추는 데 도움을 주었을 가능성이 있습니다.[68][69] 해양 탄산염과 지역 풍화 투입량 모두에서 뚜렷한 음의 리튬 동위 원소 변동은 PETM 동안 풍화 및 침식 속도가 증가하여 유기 탄소 매장량이 증가했음을 시사하며, 이는 PETM의 심각한 지구 온난화에 대한 부정적인 피드백으로 작용했습니다.[70]

해수면

주요 기사: 과거 해수면 § 지질학적 시간에 따른 변화와 해수면 상승

전 세계적인 얼음 부족과 함께 열팽창으로 해수면이 상승했을 것입니다. 이에 대한 증거는 해양 유기물에 비해 육상 유기물이 상대적으로 감소한 것을 반영하는 북극해의 이동하는 팔리노모프 집합체에서 찾을 수 있습니다.[34] 인도 아대륙에서 중대한 해양 횡단이 일어났습니다.[71]

해류

PETM이 시작될 때, 해양 순환 패턴은 5,000년 이하의 기간 동안 급격하게 변했습니다. 남반구에서 북반구로 전복되는 변화로 전 세계 규모의 조류 방향이 역전됐습니다. 이 "거꾸로" 흐름은 40,000년 동안 지속되었습니다. 그러한 변화는 따뜻한 물을 깊은 바다로 운반하여 더 많은 온난화를 향상시킬 것입니다.[72] 저서성 유공충 사이의 주요 생물학적 회전율은 심해 순환에 상당한 변화가 있다는 증거로 인용되었습니다.[73]

산성화

PETM 과정에서 해양 산성화가 [74]발생하여 석회암 보상 깊이가 숄로 빠지게 되었습니다.[75] 라이소클라인은 탄산염이 용해되기 시작하는 깊이를 표시합니다. (라이소클라인 위에서 탄산염은 과포화 상태입니다.) 오늘날 이것은 바다의 중간 깊이와 비슷한 약 4km입니다. 이 깊이는 (무엇보다도) 온도와 바다에 용해된 CO의2 양에 따라 달라집니다. CO를2 첨가하면 초기에 라이소클라인이 증가하여 심수 탄산염이 용해됩니다. 이러한 심해 산성화는 해양 코어에서 관찰될 수 있는데, 이는 (생물 교란이 신호를 파괴하지 않은) 회색 탄산염 분출에서 붉은 점토로 급격한 변화를 보여줍니다. (그 후 회색으로 점진적으로 등급을 다시 매깁니다.) 이것은 다른 곳보다 북대서양 코어에서 훨씬 더 뚜렷하며, 이는 산성화가 여기에 더 집중되어 라이소클라인 수준의 더 큰 상승과 관련이 있음을 시사합니다. 그 후 부식성 물이 북대서양에서 세계 해양의 다른 지역으로 흘러들어갔을 수도 있습니다. 모델 시뮬레이션은 사건 초기에 북대서양 깊은 곳에 산성수가 축적되었음을 보여줍니다. 심해의 산성화와 북대서양으로부터의 확산은 탄산염 용해의 공간적 변화를 설명할 수 있습니다.[76] 동남 대서양의 일부 지역에서는 불과 몇천 년 만에 리소클라인이 2킬로미터나 상승했습니다.[62] 열대 태평양의 증거에 따르면 이 고온 현상 당시 약 500m의 최소 리소클라인 포일링이 발생했습니다.[77] 산성화는 포토존 물을 해양 깊이로 운반하는 효율성을 증가시켰을 수 있으며, 따라서 부분적으로 대기 중 이산화탄소 축적 속도를 지연시키는 부정적인 피드백으로 작용했을 수 있습니다.[78] 또한 생물 석회화의 감소는 심해에서 알칼리성이 제거되는 것을 억제하여 순 탄산칼슘 생산이 재개되면 탄산칼슘 침착의 과잉을 유발하여 해양이 PETM 이전의 상태로 복원되는 데 도움이 되었습니다.[79] 유출량이 증가함에 따라 코콜리토포리드 꽃이 피었고, 지구가 음의 탄소 동위 원소 여행에서 회복됨에 따라 바닷물에서 탄산염이 제거되어 해양 산성화를 개선하는 역할을 했습니다.[80]

인생

화학량론적 자철석(FeO
3
4) 입자는 PETM 시대 해양 퇴적물에서 얻어졌습니다. 2008년의 연구는 이전에 보고된 어떤 마그네타이트 결정과 달리 고려된 길쭉한 프리즘과 스피어헤드 결정 형태를 발견했으며 잠재적으로 생물학적 기원입니다.[81] 이러한 생체 자철석 결정은 독특한 거대성을 보이며 아마도 수생에서 유래했을 것입니다. 이 연구는 풍화와 침강 속도의 극적인 변화의 결과인 철 생체 이용률이 높은 두꺼운 아산소 영역의 개발이 진핵생물을 포함한 자철석 형성 유기체의 다양화를 촉진했다고 제안합니다.[82] 동물의 생체 자성체는 지자기장 탐색에 중요한 역할을 합니다.[83]

바다

PETM은 석회질 나노 화석과 저서성 및 플랑크톤성 유공충의 다양성에 상당한 변화를 동반합니다.[84] 저서 유공충(특히 심해에서)의 35-50%의 대멸종이 ~1,000년 동안 발생했으며, 공룡을 죽이는 K-T 멸종보다 PETM 동안 더 많은 고통을 받았습니다.[85][86][87] PETM이 시작될 때 태평양에서 저서성 유공충 다양성이 30%[88] 감소한 반면, 현재 스페인의 주마이아에서는 PETM이 진행되는 동안 저서성 유공충의 55%가 멸종되었습니다.[89] 이러한 감소는 모든 지역에 편재하지는 않았지만, 히말라야 플랫폼 탄산염은 PETM이 시작될 때 큰 저서 유공충 집합체에 큰 변화가 없음을 보여줍니다. 이들의 감소는 사건이 끝날 무렵에 나타났습니다.[90] 억압적으로 뜨거운 열대 지방에서 멀어지고 다양성이 감소했다는 것은 플랑크톤 유공충도 악영향을 받았음을 나타냅니다.[91] 릴리풋 효과는 얕은 물 foraminifera에서 관찰되며,[92] 아마도 지표수 밀도 감소 또는 영양소 가용성 감소에 대한 반응일 수 있습니다.[93] 나노플랑크톤속 Fasciculithus는 지표수 과식성 증가로 인해 멸종되었고,[94] Spenolithus, Zygrablithus, Octolithus 속도 심하게 고생했습니다.[95]

열대 대서양에서 수집한 샘플은 전반적으로 난포낭의 존재비가 급격히 감소했음을 보여줍니다.[96] 반대로 편모상 아펙토디늄이 꽃을 피웠습니다.[97][98][99] Apectodinium 풍부도의 이 acme은 PETM을 정의하는 생물층학 마커로 사용됩니다.[100] Apectodinium homorphum의 적합성은 PETM에 걸쳐 일정하게 유지되었지만 다른 것들의 적합성은 감소했습니다.[101]

심해 멸종은 설명하기 어렵습니다. 심해에 서식하는 많은 종의 저서 동물들이 세계적이고 지역 멸종에 대한 피난처를 찾을 수 있기 때문입니다.[102] 온도와 관련된 산소 가용성의 감소나 탄산염 과소포화된 심해로 인한 부식 증가와 같은 일반적인 가설은 설명으로 부족합니다. 산성화는 또한 석회화 유공충의 멸종에 영향을 미쳤을 수 있으며, 더 높은 온도는 대사율을 증가시켜 더 높은 식량 공급을 요구했을 것입니다. 온난화와 해양 성층화 증가로 인해 생산성이 [103]저하되고 해저의 저서 유공충에 도달하기 전에 물기둥의 유기물이 재광화되는 현상이 증가했을 수 있기 때문에 이러한 더 높은 식량 공급은 실현되지 않았을 수 있습니다.[104] 전 세계적으로 유일한 요인은 기온 상승이었습니다. 북대서양의 지역적 멸종은 심해의 무산소 증가에 기인할 수 있는데, 이는 전복되는 해류의 속도가 느려지거나 많은 양의 메탄이 방출되고 빠르게 산화되기 때문일 수 있습니다.

얕은 물에서는 CO2 수치가 증가하면 해양 pH가 감소하여 산호에 심각한 부정적인 영향을 미친다는 것은 부인할 수 없습니다.[105] 실험에 의하면 플랑크톤을 석회화하는 것도 매우 해롭습니다.[106] 그러나 CO2 농도 상승으로 인한 산도의 자연적 증가를 시뮬레이션하는 데 사용된 강산은 오해의 소지가 있는 결과를 제공했을 수 있으며, 가장 최근의 증거는 구균(E. huxleyi 적어도)이 산성 물에서 석회화되고 풍부해진다는 것입니다.[107] 콕콜리토포어와 같은 석회질 나노플랑크톤 분포의 변화는 PETM 동안의 산성화에 기인할 수 없습니다.[107] 또한 석회질 나노플랑크톤의 존재비는 산도의 변화에 의해 조절되지 않았으며, 한 연구에 따르면 영양소 가용성과 온도의 지역적 변화가 훨씬 더 큰 역할을 했습니다.[108] 석회질 나노플랑크톤 사이의 멸종률은 증가했지만 기원률도 증가했습니다.[109] 산성화로 인해 심하게 석회화된 조류와[94] 약하게 석회화된 폼이 풍부하게 발생했습니다.[110] 석회질 나노화석 종인 Neochiaastozygus junctus가 번성했습니다. 그것의 성공은 영양소 유출 증가로 인한 표면 생산성 향상에 기인합니다.[111] PETM이 시작될 때 부영양화는 K-전략가 대형 유공충 사이에서 감소를 촉발했지만 PETM 후 과영양화 동안 저위도 산호의 소멸과 함께 반등했습니다.[112]

2021년 5월에 발표된 연구에 따르면 이집트 라스가리브에서 메네마쿨라타를 포함한 발견된 물고기 화석을 기반으로 PETM 동안 적어도 일부 열대 지역에서 물고기가 번성했다고 결론지었습니다.[113]

땅

습한 조건은 기후대에 의존하여 현대 아시아 포유류의 북상을 초래했습니다. 이주 시기와 속도에 대해서는 불확실성이 남아 있습니다.[21]

포유류의 개체수 증가는 흥미롭습니다. 지구의 기온 상승은 왜소화를[114][115][116] 촉진시켰을 수도 있는데, 이것이 종분화를 촉진시켰을 수도 있습니다. 주요 왜소화는 PETM 초기에 발생했으며, 더 많은 왜소화는 고온의 중간 동안 발생했습니다.[9] 다양한 포유류 계통의 왜소화는 PETM에 의해 신체 크기의 감소가 직접적으로 유도되지 않은 다른 포유류에서 더 많은 왜소화를 초래했습니다.[117] 히에노돈티드, 아르티오닥틸, 페리소닥틸, 영장류를 포함한 많은 주요 포유류 계통군이 출현하여 PETM이 시작된 지 13,000년에서 22,000년 후에 전 세계에 퍼졌습니다.[118][114]

곤충에 의한 식물의 피해의 양과 다양성으로 측정한 곤충 초식동물의 다양성은 지구 온난화와 상관관계가 있는 PETM 기간 동안 증가했습니다.[119] 개미속 Gesomyrmem은 PETM 기간 동안 유라시아 전역에서 방사되었습니다.[120] 포유류와 마찬가지로 토양에 사는 무척추동물도 PETM 기간 동안 왜소해진 것으로 관찰됩니다.[121]

전 세계적으로 육상 식생의 심각한 변화는 PETM과 관련이 있습니다. 모든 지역에서, 최근의 팔레오세의 플로라는 PETM 및 초기 에오세의 플로라와 매우 구별됩니다.[122]

지질효과

퇴적물 퇴적물은 많은 노두와 이 시간 간격에 걸쳐 있는 많은 드릴 코어에서 크게 변화했습니다.[123] PETM 동안 퇴적물은 탈질(화산, 지진 및 판구조론과 같은 초기 과정)로 인해 유해한 공급원에서 나오는 카올리나이트로 농축됩니다.[124][125][126] 강수량 증가와 고령의 고령의 고령의 카올리나이트가 풍부한 토양 및 퇴적물의 침식 증가가 이에 대한 원인일 수 있습니다.[127][128][129] 강화된 유출로 인해 증가된 풍화는 탄산염 결절(Microcodium)이 풍부한 두꺼운 고유를 형성했으며 이는 반건조 기후를 시사합니다.[21] 더 적은, 더 점진적인 고온 동안과는 달리, 글라우코나이트 인증은 억제되었습니다.[130]

PETM의 퇴적 작용은 탄소 동위 원소 이동보다 뒤떨어졌습니다.[131] 스페인 북부의 Tremp-Graus 분지에서는 PETM 이후 약 3,800년의 지연 시간과 함께 충적 퇴적물의 퇴적 속도가 증가했습니다.[132]

일부 해양 위치(대부분 심해)에서는 해저의 탄산염 용해 때문에 PETM 전체에서 침강 속도가 감소했을 것이며, 다른 위치(대부분 얕은 해양)에서는 PETM 전체에서 침강 속도가 증가했을 것이며, 아마도 사건 동안 강 물질의 전달이 향상되었기 때문일 것입니다.[133]

가능한 원인

PETM의 다른 가능한 원인을 구별하는 것은 어렵습니다. 온도는 전 세계적으로 일정한 속도로 상승하고 있었고, 긍정적인 피드백(또는 "티핑 또는 포인트"의 활성화)에 의해 강조되거나 촉매되었을 수 있는 순간 스파이크를 생성하기 위해 메커니즘을 호출해야 합니다.[134] 이러한 요인을 분리하는 데 가장 큰 도움은 탄소 동위 원소 질량 균형을 고려하는 것입니다. 우리는 전체 외인성 탄소 순환(즉, 짧은 시간에 변할 수 있는 해양과 대기 내에 포함된 탄소)이 δC에서 -0.2%에서 -0.3%의 섭동을 겪었고, 다른 탄소 매장량의 동위원소 특징을 고려함으로써 이 효과를 생성하는 데 필요한 매장량의 질량을 고려할 수 있다는 것을 알고 있습니다. 이 접근법을 뒷받침하는 가정은 외인성 탄소의 질량이 오늘날과 동일했다는 것인데, 이는 확인하기 매우 어렵습니다.

대규모 킴벌리타이트 분출

초기 온난화의 원인은 대기 중으로 대량의 탄소(CO2 및/또는 CH4) 주입에 기인하지만, 탄소의 근원은 아직 발견되지 않았습니다. 캐나다 북부의 Lac de Gras 지역에서 ~56 Ma에 대규모의 킴벌리라이트 파이프 군집이 배치된 것은 초기 온난화를 유발한 탄소를 분해된 마그마틱 CO의2 형태로 제공했을 수 있습니다. 계산에 따르면 팔레오세-에오세 열 최대치와 관련된 해수 온난화의 초기 약 3°C에 필요한 900-1,100 Pg의[135] 탄소가 대규모 킴벌리라이트 군집을 배치하는 동안 방출되었을 수 있습니다.[136] 따뜻한 표면 해수가 중간 깊이로 이동하면서 해저 메탄 하이드레이트가 열 해리되어 탄소 동위원소 여행을 생성하는 등방적으로 고갈된 탄소가 제공되었습니다. Lac de Gras 필드에 있는 두 개의 다른 킴벌리라이트 군집과 두 개의 다른 초기 신생아 고온의 계수는 킴벌리라이트를 배치하는 동안 CO가2 배출되는 것이 이러한 갑작스러운 지구 온난화 현상에 책임이 있는 CO의2 그럴듯한 원인임을 나타냅니다.

화산활동

아르드나무르찬 위성사진 – '고대 화산의 폭파'인 원형이 선명하게 보이는 모습

북대서양 이그니우스 주

관찰된 탄소 순환 교란과 지구 온난화의 주요 원인 중 하나는 10개 이상이 방출된 것으로 추정되는 북대서양 화성(NAIP)과 관련된 화산 활동입니다.초기 탄소 첨가량의 상대적으로 동위원소적으로 무거운 값을 기준으로 PETM 동안 탄소의 000기가톤.[5] PETM 동안의 수은 이상은 그 사건 동안의 거대한 화산 활동을 가리킵니다.[137] 게다가, ∆Hg의 증가는 강력한 화산 활동이 PETM의 시작과 동시에 일어났다는 것을 보여줍니다. PETM까지 거슬러 올라가는 북극해 퇴적물의 오스뮴 동위원소 이상 현상은 이 과열의 화산 원인의 증거로 해석되었습니다.[139]

탄소가 풍부한 퇴적물에 뜨거운 마그마가 침입함으로써 지구 온난화와 관측된 동위원소 이상을 야기하기에 충분한 부피로 동위원소적으로 가벼운 메탄의 탈가스가 유발되었을 수 있습니다. 이 가설은 노르웨이 중부 가장자리와 셰틀랜드 서쪽의 퇴적 분지에 광범위한 침입성 실 복합체와 수천 킬로미터 크기의 열수 분출구 복합체가 존재함으로써 문서화됩니다.[140][141] 이 열수 분출은 얕은 깊이에서 발생하여 가스를 대기로 배출하고 지구 기후에 영향을 미칠 수 있는 능력을 향상시켰습니다.[142] 대규모의 화산 폭발은 지구 기후에 영향을 미칠 수 있으며, 지구 표면에 도달하는 태양 복사량을 감소시키고, 대류권의 온도를 낮추며, 대기 순환 패턴을 변화시킵니다. 대규모 화산 활동은 며칠 동안만 지속될 수 있지만 가스와 화산재의 대량 유출은 수년 동안 기후 패턴에 영향을 미칠 수 있습니다. 황산 가스는 황산 에어로졸, 약 75%의 황산을 포함하는 미크론 이하의 액적으로 바뀝니다. 분출 후 이러한 에어로졸 입자는 성층권에서 3~4년까지 지속될 수 있습니다.[143] 게다가, 화산 활동의 단계는 메탄 클라스레이트와 다른 잠재적인 피드백 루프의 방출을 유발했을 수도 있습니다.[40][5][134] NAIP 화산 활동은 온실가스의 추가뿐만 아니라 북대서양의 목욕법을 변화시킴으로써 당시의 기후 변화에 영향을 미쳤습니다.[144] 페로-셰틀랜드 분지를 통해 북해와 북대서양 사이의 연결은 심각하게 제한되었고,[145][146][147] 영국 해협을 통해 연결되었습니다.[144]

NAIP 화산 활동의 후기 단계는 ETM2와 같은 초기 에오세의 다른 과열 현상을 유발했을 수도 있습니다.[40]

기타 화산활동

카리브해 주변의 화산 활동이 해류 순환을 방해해 기후 변화의 규모를 증폭시켰을 가능성도 제기됐습니다.[148]

궤도 강제력

엘모 지평선(일명 ETM2)과 같은 지구 규모의 나중(더 작은) 온난화 사건의 존재는 지구 궤도에서 최대 40만 년과 100,000년의 이심률 주기에 의해 이 사건이 정기적으로 반복된다는 가설로 이어졌습니다.[149] Maryland주 Howard's Tract의 코어는 PETM이 궤도 이심률 최대 동안 축 방향 세차의 극단적인 결과로 발생했음을 나타냅니다.[150] 현재의 온난화 기간은 지구 궤도의 이심률이 최소화되어 앞으로 5만 년 더 지속될 것으로 예상됩니다. 일사량(따라서 온도)이 궤도적으로 증가하면 시스템이 임계값을 초과하고 양의 피드백이 발생합니다.[151] 궤도 강제 가설은 PETM이 ~400 kyr 편심 주기에서 최소와 일치한다는 연구에 의해 도전을 받았으며, 이는 제안된 과열에 대한 궤도 트리거와 일치하지 않습니다.[152]

혜성 충돌

한 이론은 C가 풍부한 혜성이 지구에 충돌하여 온난화 현상이 시작되었다고 주장합니다. P/E 경계와 일치하는 경제적 영향은 또한 Zumaia의 이리듐 이상, 풍부한 자성 나노 입자를 가진 국부적인 고령토 점토 층의 갑작스러운 출현과 같은 이 사건과 관련된 몇 가지 불가사의한 특징을 설명하는 데 도움이 될 수 있습니다. 특히 탄소 동위 원소의 이동과 열 최대치가 거의 동시에 시작되었습니다.

혜성 충돌의 핵심적인 특징이자 시험 가능한 예측은 혜성이 대기와 표면 해양에서 사실상 순간적인 환경 영향을 일으키고 나중에 더 깊은 해양에서 파장을 일으킬 것이라는 것입니다.[153] 피드백 과정을 허용하더라도 이를 위해서는 최소 100기가톤의 외계 탄소가 필요합니다.[153] 그러한 재앙적인 영향은 세계에 흔적을 남겼어야 했습니다. 뉴저지 해안 선반에 있는 5~20m 두께의 점토층에는 특이한 양의 자철석이 들어 있었지만, 이 자철석들이 혜성의 충격으로 인해 형성되기에는 9~18kyr이 너무 늦게 형성된 것으로 밝혀졌습니다. 그리고 그 입자들은 결정 구조를 가지고 있었는데, 그것은 외계 기원이라기 보다는 자기유전성 박테리아의 특징이었습니다.[154] 그러나 최근 분석에 따르면 점토 샘플의 자성 입자는 대부분 비생물적 기원의 고립된 입자를 구성합니다.[155]

사이언스의 2016년 보고서는 미국 동부 대서양 가장자리에서 3개의 해양 P-E 경계 구역에서 충돌 분출물이 발견된 것에 대해 설명하고 있으며, P-E 경계에서 탄소 동위원소 여행 중에 외계 충돌이 발생했음을 나타냅니다.[156][157] 발견된 규산염 유리구는 마이크로텍타이트와 마이크로크라이타이트로 확인되었습니다.[156]

토탄의 연소

한때 엄청난 양의 토탄 연소가 가정되었는데, 왜냐하면 PETM 기간 동안 실제로 식물이 더 활발하게 성장했기 때문에 팔레오세 동안 살아있는 육상 생물량으로 저장된 탄소 덩어리가 오늘날보다 더 많았을 것이기 때문입니다. 이 이론은 반박되었는데, 관측된 δC 여행을 생성하기 위해서는 지구의 바이오매스의 90% 이상이 연소되어야만 했을 것이기 때문입니다. 그러나 팔레오세는 전 세계적으로 이탄 축적이 상당한 시기로 인식되기도 합니다. 종합적인 수색은 그을음이나 유사한 미립자 탄소 형태의 화석 유기물 연소에 대한 증거를 찾지 못했습니다.[158]

호흡강화

기온이 올라가면 유기물의 호흡 속도가 증가합니다. 이산화탄소 수치의 급격한 상승을 설명하기 위해 제안된 한 가지 피드백 메커니즘은 온난화의 다른 원인에 의해 시작된 지구 온도 상승과 일치하는 육상 호흡 속도의 갑작스럽고 빠른 상승입니다.[159]

메탄클라스레이트 방출

메탄 하이드레이트 용해는 PETM에서 관찰된 탄소 동위 원소 여행 및 온난화에 대한 매우 그럴듯한 원인 메커니즘으로 언급되었습니다.[160] 초기 섭동을 증폭시킬 수 있는 가장 명백한 피드백 메커니즘은 메탄 클라스레이트의 피드백 메커니즘입니다. 특정 온도와 압력 조건에서 해저 퇴적물에서 미생물이 분해되어 지속적으로 생성되는 메탄은 물과의 복합체에서 안정적이며, 이는 고체 형태로 메탄을 가두는 얼음과 같은 우리를 형성합니다. 온도가 올라가면 이 균질물 구성을 안정적으로 유지하는 데 필요한 압력이 증가하기 때문에 얕은 균질물이 해리되어 메탄 가스가 대기로 방출됩니다. 생물학적 클라스레이트는 -δ의 ‰C 서명을 가지고 있기 때문에(무기 클라스레이트는 여전히 큰 -40 ‰), 상대적으로 작은 질량은 큰 δC 이동을 생성할 수 있습니다. 게다가 메탄은 대기 중으로 방출되면서 강력한 온실가스이기 때문에 온난화를 일으키고, 바다가 이 온기를 바닥 퇴적물로 운반하면서 더 많은 쇄설물을 불안정하게 만듭니다.[36]

클라스레이트 가설이 PETM에 적용되기 위해서는 메탄이 시스템에 혼합되고 δC 환원 탄소가 심해 퇴적 기록으로 되돌아오는 데 시간이 다소 걸리기 때문에 탄소 동위 원소 여행 전에 바다가 약간 더 따뜻해진 징후를 보여야 합니다. 2000년대까지만 해도, 증거는 두 개의 봉우리가 사실 동시에 있다는 것을 시사했고, 메탄 이론에 대한 지지를 약화시켰습니다. 2002년에, 초기 온난화와 δC 여행 사이의 짧은 간격이 감지되었습니다. 2007년, 표면 온도의 화학적 지표(TEX86)는 온난화가 탄소 동위 원소 여행 전에 약 3,000년 전에 일어났다는 것을 나타냈지만, 이것이 모든 코어에 적용되는 것처럼 보이지는 않았습니다.[46] 하지만, 2005년의 연구는 더 깊은 (표면이 아닌) 바다에서 이러한 시간 차이에 대한 증거를 발견하지 못했습니다.[162] 더욱이, δC 변칙에 선행하는 TEX의 작은 겉보기 변화는 TEX 고체온계가 생물학적으로 상당한 영향을 미치기 쉽기 때문에 (특히 대서양 해안 평원에서) 쉽게(그리고 더 그럴듯하게) 국지적 변동성에 기인할 수 있습니다. 저서성 또는 플랑크톤성 포름의 δO는 이러한 지역 중 어느 곳에서도 사전 온난화를 나타내지 않으며 얼음이 없는 세계에서는 일반적으로 과거 해양 온도의 훨씬 더 신뢰할 수 있는 지표입니다. 이 기록들의 분석은 또 다른 흥미로운 사실을 보여줍니다: 플랑크톤성(부유성) 포름은 저서성(아래쪽 거주) 포름보다 더 밝은 동위원소 값으로의 이동을 더 일찍 기록합니다.[163] 더 가벼운(낮은 δC) 메탄 생성 탄소는 산화된 후에만 포라미니퍼 껍질에 포함될 수 있습니다. 가스가 점진적으로 방출되면 심해에서 산화되어 저서성 유공충이 더 일찍 더 밝은 값을 보일 수 있습니다. 플랑크톤 유공충이 이 신호를 처음으로 보여준 것이라는 사실은 메탄이 너무 빨리 방출되어 산화되어 물기둥의 깊이에 있는 산소를 모두 사용하여 일부 메탄이 산화되지 않은 상태로 대기에 도달할 수 있음을 시사합니다. 이 관찰을 통해 메탄 방출 기간을 약 10,000년 미만으로 제한할 수도 있습니다.[161]

그러나 메탄 하이드레이트 해리 가설에는 몇 가지 큰 문제가 있습니다. 지표수 폼이 저서에 앞서(Thomas et al. 논문에서와 같이) δC 여행을 보여주기 위한 가장 간결한 해석은 섭동이 아래쪽에서 발생한 것이 아니라 위에서 아래로 발생했다는 것입니다. 변칙적인 δC(CH 또는 CO)가 먼저 대기 중의 탄소 저장소로 들어간 다음, 훨씬 더 긴 시간 동안 더 깊은 해수와 혼합되는 지표 해양으로 확산된다면, 우리는 플랑크톤이 저서생물보다 더 밝은 값으로 이동하는 것을 관찰할 것으로 기대할 것입니다. 또한 Thomas et al. 데이터 세트를 주의 깊게 조사하면 단일 폼의 수명 동안 섭동 및 수반되는 δC 이상이 발생했음을 의미하며, 이는 메탄 가설이 작동하는 데 필요한 명목상 10,000년 방출에는 너무 빠릅니다.

메탄 클라스레이트 방출 가설에 대한 추가적인 비판은 대규모 메탄 방출의 온난화 효과가 천년 이상 지속될 수 없을 것이라는 것입니다. 따라서 이러한 비판의 지수는 메탄 클라스레이트 방출이 50,000년에서 200,000년 동안 지속된 PETM의 주요 동인이 될 수 없었음을 시사합니다.[164]

주요 탄소원이 되기에 충분한 양의 메탄 하이드레이트가 존재하는지에 대한 논의가 있었습니다. 2011년 한 논문이 그 경우를 제안했습니다.[165] 오늘날 전 세계 메탄 하이드레이트 매장량은 한때 2,000에서 10,000 Gt C (수십억 톤의 탄소) 사이로 여겨졌지만, 현재는 1500 Gt C에서 2000 Gt C 사이로 추정됩니다.[166] 그러나 전 세계 해양 바닥 온도가 오늘보다 ~6°C 더 높았기 때문에 가스 수화물을 수용하는 침전물의 양이 오늘날보다 훨씬 적음을 의미하기 때문에 PETM 이전의 전 세계 수화물의 양은 현재 추정치보다 훨씬 적은 것으로 여겨졌습니다.[164] 2006년의 한 연구에서, 과학자들은 PETM의 탄소원을 미스터리로 여겼습니다.[167] 수치 시뮬레이션을 사용한 2011년 연구에 따르면 유기 탄소 침강 및 메탄 생성의 향상된 양이 수화물 안정성의 더 적은 양을 보상할 수 있었습니다.[165] 삼중 산소 동위 원소 분석을 사용하여 PETM의 탄소 동위 원소 여행(CIE) 동안의 대기2 CO 함량 재구성을 기반으로 한 2016년 연구는 기후 변화의 동인으로 해저 메탄이 대기로 대량 방출되었음을 시사합니다. 저자들은 또한 메탄 하이드레이트 침전물의 열 해리를 통한 메탄 하이드레이트의 대량 방출이 CIE가 처음 확인된 이후로 가장 설득력 있는 가설이라고 말합니다.[168] 2019년, 한 연구는 PETM 이전에 약 2도의 지구 온난화가 있었고, 이 온난화가 결국 메탄 하이드레이트를 불안정하게 만들고 PETM 동안 증가된 탄소 배출을 야기했다고 제안했습니다. 바륨 해양 농도의 큰 증가에 의해 입증된 바와 같이 (PETM 시대의 수화물 퇴적물 또한 바륨이 풍부했을 것이고, 바륨이 녹았을 때 방출되었을 것이기 때문입니다.)[169] 2022년, 포어미니언레코드 연구는 PETM 이전의 CO2 방출이 그 비율과 범위에서 현재의 인위적인 배출과 비슷하다는 것을 시사하면서 이러한 결론을 강화했습니다. 수세기에서 수천 년 사이에 온난화와 해양 산성화의 배경 수준으로 회복될 충분한 시간이 있었다고 말할 정도로,[134] 소위 온셋 여행(POE)과 주요 사건(탄소 동위원소 여행, 또는 CIE) 사이에. 2021년 논문은 PETM이 화산 활동의 현저한 강화와 함께 시작되었고 낮은 강도의 화산 활동이 이산화탄소 수치의 상승을 지속했지만 "적어도 다른 탄소 저장소 하나가 초기 온난화에 대응하여 상당한 온실 가스를 방출했다"고 덧붙였습니다.[170]

정확한 시간 프레임은 여러 가지 제약이 잘 되지 않는 가정에 크게 의존하지만, 증가된 온도가 해저로 온기를 방출하기에 충분한 깊이로 확산시키는 데 약 2,300년이 걸릴 것으로 2001년에 추정되었습니다.[171] 홍수로 인한 해양 온난화와 해수면 하강으로 인한 압력 변화가 클라스레이트가 불안정해져 메탄이 방출되었을 수 있습니다. 이것은 수천 년이라는 짧은 기간에 걸쳐 발생할 수 있습니다. 메탄을 클라스레이트에 고정하는 과정인 역 과정은 수만 년이라는 더 큰 규모에 걸쳐 발생합니다.[172]

해양순환

열이 바다를 통해 어떻게 전달되었는지를 고려할 때 해양 순환의 큰 규모의 패턴은 중요합니다. 이러한 패턴에 대한 우리의 이해는 아직 예비 단계입니다. 모델들은 올바른 목욕 계량 프로필을 고려할 때 열을 얕고 클라스레이트가 함유된 해양 선반으로 빠르게 운반할 수 있는 가능한 메커니즘이 있음을 보여주지만, 모델들은 아직 우리가 관찰하는 데이터 분포와 일치할 수 없습니다. "심층수 형성의 남-북 전환에 수반되는 온난화는 세계 대부분의 바다에서 해저 가스 수화물을 최소한 1900 m 깊이로 불안정하게 만들기에 충분한 온난화를 만들어 낼 것입니다." 이러한 불안정화는 해저의 쇄석 지대에서 2,000 기가톤 이상의 메탄 가스를 방출하는 결과를 초래할 수 있었습니다.[173] 탄소 동위원소 비율의 변화와 관련하여 해양 순환의 변화 시기는 더 따뜻한 심해가 메탄 하이드레이트 방출을 유발한다는 명제를 뒷받침한다고 주장되었습니다.[174] 그러나 다른 연구에서는 깊은 물 형성의 변화에 대한 증거를 발견하지 못했으며, 대신 PETM 동안 아열대 깊은 물 형성이 아닌 심화된 아열대 섭생이 발생했음을 시사합니다.[175]

북태평양으로 유입되는 북극 담수는 메탄 하이드레이트 불안정화의 촉매제 역할을 할 수 있으며, 이는 PETM의 시작의 전조로 제시됩니다.[176]

복구

해양 퇴적물(침적 속도)과 같은 기후 대리는 초기 급속 단계에서 ~33ka, 이후 점진적 단계에서 ~50ka의 지속 기간을 나타냅니다.[2]

가장 가능성이 높은 회수 방법은 생물학적 생산성의 증가로 탄소를 심해로 운반하는 것입니다. 이것은 더 높은 지구 온도와 이산화탄소2 수준뿐만 아니라 영양소 공급의 증가에 의해 도움을 받을 것입니다. (더 높은 온도와 강우로 인한 더 높은 대륙의 풍화로 인해 발생할 수 있습니다. 화산이 더 많은 영양소를 제공했을 수도 있습니다.) 더 높은 생물학적 생산성에 대한 증거는 생물 농축 바륨의 형태로 제공됩니다.[177] 그러나 이 프록시는 대신 메탄에 용해된 바륨의 첨가를 반영할 수 있습니다.[178] 다양화는 근해 환경에서 생산성이 증가했음을 시사하며, 이는 유출로 인해 따뜻하고 수정되었을 것이며, 심해의 생산성 감소를 능가합니다.[110] NAIP 화산 활동의 또 다른 펄스도 화산 겨울을 통해 고온을 종결시키는 역할을 했을 수 있습니다.[179]

오늘날의 기후변화와 비교

적어도 1997년부터 지구 온난화의 영향과 해양 산성화를 [180]포함하여 해양과 대기에 대한 대규모 탄소 유입을 이해하기 위한 유사체로서 지구 과학에서 팔레오세-에오세 열 최대치가 조사되었습니다.[36] 오늘날 인류는 연간 약 10Gt의 탄소(약 37Gt CO2e)를 배출하고 있으며, 그 속도로 약 1,000년 후에 비슷한 양을 방출할 것입니다. 주요 차이점은 팔레오세-에오세 열 최대치 동안 드레이크 통로가 아직 열리지 않았고 중앙 아메리카 해로가 아직 닫히지 않았기 때문에 행성에 얼음이 없었다는 것입니다.[181] 비록 PETM이 현재 지구 온난화와 엄청난 탄소 배출에 대한 "사례 연구"로 일반적으로 여겨지지만,[1][2][37] 그 사건의 원인, 세부 사항, 그리고 전반적인 중요성은 여전히 불확실합니다.[citation needed]

탄소첨가율

PETM 동안 해양-대기 시스템에 추가되는 최대 탄소의 모델 시뮬레이션은 현재 관찰된 탄소 배출 속도보다 훨씬 느린 연간 0.3-1.7 페타그램(Pg C/yr)의 가능한 범위를 제공합니다. 탄소 한 개의 페타그램은 1기가톤의 탄소와 맞먹습니다; 현재 대기 중 탄소 주입 속도는 10GtC/yr 이상이며, 이 속도는 PETM 동안 발생한 탄소 주입 속도보다 훨씬 더 큽니다.[182] 오늘날의 해저 메탄 배출 체계는 PETM 동안의 메탄 배출 체계와 잠재적으로 유사하다고 제안되었습니다.[183] 현재 탄소 배출 속도가 PETM을 초과하기 때문에 PETM과 유사한 시나리오는 백악기-고대 멸종 사건과 유사한 규모의 대멸종이 최악의 시나리오인 인위적 지구 온난화의 가장 좋은 결과로 추측됩니다.[184]

온도의 유사성

지구와 행성 과학의 제임스 자코스 교수는 '통상적인 비즈니스' 시나리오에서 2300년 동안의 IPCC 예측이 "잠재적으로 지구의 온도를 에오세 초기 동안 볼 수 없었던 수준으로 끌어올릴 수 있다"고 지적했습니다.[185] 일부 사람들은 PETM을 거의 틀림없이 현대 기후 변화의 최고의 고대 유사체로 묘사했습니다.[186] 과학자들은 PETM 동안 해양 변화를 탐구함으로써 기후 변화가 해양 화학에 미치는 영향을 조사했습니다.[187][188]

티핑포인트

한 연구에 따르면 PETM은 지구 시스템에 상당한 기후 변화의 티핑포인트가 존재하며, 이는 "추가적인 탄소 저장소의 방출을 유발하고 지구의 기후를 더 뜨거운 상태로 몰고 갈 수 있다"고 합니다.[189][134]

기후민감도

PETM 기간 동안 기후 민감도가 오늘날보다 낮았는지 또는 더 높았는지는 여전히 논쟁 중입니다. 2022년 연구에 따르면 유라시아 에피콘티넨탈해는 생물학적 생산성이 높아 PETM 기간 동안 주요 탄소 흡수원 역할을 했으며 온난화를 늦추고 완화하는 데 도움을 줬으며, 당시 많은 대형 에피콘티넨탈해의 존재로 인해 지구의 기후가 오늘날에 비해 온실가스에 의한 강제력에 덜 민감해졌다는 것을 발견했습니다. 대륙의 바다가 훨씬 적을 때.[190] 그러나 다른 연구는 기후 민감도가 오늘날보다 PETM 기간에 더 높았음을 시사하며,[191] 이는 온실가스 배출에 대한 민감도가 대기 중 농도를 높일수록 증가한다는 것을 의미합니다.[192]

참고 항목

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