Klimat dawnych epok: paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM)

Klimat Ziemi zmieniał się już w przeszłości. Jednym z ciekawych wydarzeń, które może ułatwić nam wyobrażenie sobie, co dzieje się w przypadku stosunkowo szybkiego (choć dużo wolniejszego niż dziś) wzrostu średniej temperatury powierzchni Ziemi jest tzw. „paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne”. Poniższy tekst na jego temat jest kontynuacją artykułu Klimat dawnych epok: od dinozaurów do lądolodu.

Uwaga: przed lekturą rekomendujemy zapoznanie się z artykułami:
Impuls węglowy i jego usuwanie z atmosfery
Paleoklimatologia: co nam powie skład izotopowy węgla

Rysunek 1: Skamieniałe bruzdnice z okresu PETM. Zakwity tych glonów skutkują zatruciem wody a mogą być skutkiem wzmożonego spływu słodkiej wody do oceanu zaczerpnęliśmy ze strony kursu Earth in the future, The Pennsylvania State University (licencja CC BY-NC-SA 4.0).

Paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (w skrócie PETM) miało miejsce 56 mln lat temu. Temperatura powierzchni Ziemi w czasie około dziesięciu tysięcy lat wzrosła o 5–9°C, a podwyższone temperatury utrzymywały się przez 200 tysięcy lat, zanim powolne sprzężenia cyklu węglowego usunęły nadmiar dwutlenku węgla z atmosfery. Niektóre badania (Wright i Schaller, 2013) sugerują, że impuls węglowy który je zapoczątkował był bardzo krótki, niemal natychmiastowy, mógł trwać nawet kilkanaście lat, choć późniejsze prace sugerują jednak wolniejszy przebieg wydarzeń (Zeebe i inni, 2016, Turner 2018). Zdarzenie to na tyle istotnie zmieniło życie na Ziemi, że uznano je za koniec jednej epoki (paleocenu) i początek drugiej (eocenu) (Zeebe i in., 2009).

Rysunek 2: Zapis PETM w osadach głębinowych (pancerzyki otwornic). Górny panel: zmiany δ13C, pokazujące bardzo szybkie wprowadzenie do cyklu węglowego bardzo dużych ilości lekkiego izotopu węgla (pochodzenia organicznego). Środkowy panel: zmiany δ18O i przeliczone zmiany temperatury w głębinach oceanicznych. Dolny panel: większość emisji z impulsu węglowego trafiła do oceanów, gdzie doprowadziła do drastycznego obniżenia stężenia węglanów; badania z dwóch lokalizacji pokazują, że o ile przed PETM głębokość kompensacji węglanu wapnia CCD (patrz Szybki cykl węglowy: węgiel w oceanach) leżała poniżej 4,8 km, to podczas PETM głębokość CCD przesunęła się do 2,6 km (ale nie sięgnęła powierzchni), po czym stopniowo powróciła na większą głębokość. Zgodnie z naszą wiedzą o działaniu cyklu węglowego można się spodziewać, że zjawisko to o ok. 100 tys. lat powinno poprzedzać powrót do stanu wyjściowego względnego stosunku izotopów węgla – co widać na wykresach. Źródło Jensen i Overpeck, IPCC AR4, 2007.

Badając węglan wapnia w osadach z tego okresu, stwierdzamy spadek δ13C (czyli wskaźnika mówiącego o względnych zawartościach izotopów węgla 12C i 13C) o ponad 3‰ (więcej o izotopach węgla przeczytasz w artykule Paleoklimatologia: co nam powie skład izotopowy węgla). Oznacza to, że w atmosferze przybyło „lekkiego” izotopu węgla 12C. Rozmiar impulsu węglowego, który wywołał tę zmianę, zależy od sygnatury izotopowej źródła emisji: mógł to być zarówno mniejszy impuls węglowy, pochodzący ze źródła o bardzo niskim δ13C, np. klatratów metanu, lub większy pochodzący ze źródła o nie tak bardzo odbiegającym od normy δ13C, np. wiecznej zmarzliny, węgla z dawno żyjących organizmów czy pożarów. Inne wskaźniki, np. zmiany kwasowości oceanów i głębokości kompensacji węglanu wapnia, sugerują dwukrotny wzrost koncentracji CO2 w atmosferze, mniej więcej z 1000 ppm do 2000 ppm. Na tej podstawie oraz wiedzy o wielkości i czasie trwania impulsu węglowego możemy doprecyzowywać naszą wiedzę o tym, z jakiego źródła pochodziły emisje, jak duże były i jak długo trwały. Według różnych oszacowań do szybkiego cyklu węglowego trafiło 2000–7000 GtC (Zeebe i in., 2009, Panchuk i in., 2008, Cui i in., 2011, Zhongwu i in., 2014).

Głównym podejrzanym są klatraty metanu z dna oceanów, prawdopodobnie z pewnym wsparciem ze strony emisji węgla z wiecznej zmarzliny, torfu, „wygrzanego” ze skał osadowych w pobliżu wulkanów oraz z samych emisji wulkanicznych.

Rosnące przez miliony lat paleocenu stężenie dwutlenku węgla powodowało wzrost temperatury, co skutkowało coraz mniejszą stabilnością pokładów klatratów metanu. Jednak do ich destabilizacji potrzebny był dodatkowy bodziec. Najprawdopodobniej dały go (być może sprowokowane uderzeniem komety) erupcje wulkanów na dnie północnego Atlantyku i towarzyszące im ciepłe wody geotermalne. Podgrzały one tamtejsze złoża klatratów, doprowadzając do ich destabilizacji (Storey i in., 2007). Niewielkie ilości wyzwalanego metanu mogą rozpuszczać się w wodzie. Wychwytują go bakterie, reaguje też z tlenem, zmieniając się w dwutlenek węgla. Jednak kiedy proces ucieczki metanu zacznie się nasilać, może dojść do gwałtownej destabilizacji złoża i wydostania się metanu do atmosfery. Metan jest silnym gazem cieplarnianym, a powstający z jego utlenienia dwutlenek węgla może żyć w atmosferze przez tysiące lat, co prowadzi do wzmocnienia efektu cieplarnianego i dalszego nagrzewania się atmosfery i oceanów.

Rysunek 3: Hydraty metanu i unoszące się z nich bąbelki gazu na dnie Kanionu Astoria, na głębokości 850m. Zdjęcie OET/NautilusLive and NOAA Office of Ocean Exploration and Research (licencja CC BY-SA 2.0).

Gdy zaczęło się paleoceńsko-eoceńskie ocieplenie klimatu, uwalnianie metanu z oceanicznych klatratów stało się sprzężeniem dodatnim. Do dodatkowego wzmocnienia tego sprzężenia mogło przyczynić się odwrócenie cyrkulacji oceanicznej, spowodowane wzrostem temperatury wód w wysokich szerokościach geograficznych (Nunes i in., 2006). Mniej gęsta woda przestała opadać tam na dno, w głębiny zaczęła za to opadać silnie zasolona w wyniku zwiększonego parowania ciepła woda niskich szerokości geograficznych. Docierając na dno oceaniczne, destabilizowała ona kolejne złoża klatratów. Wraz z ocieplaniem się klimatu wieczna zmarzlina na Antarktydzie i torfowiska zaczęły uwalniać do atmosfery kolejne porcje gazów cieplarnianych.

Uśredniając, można przyjąć, że w ciągu pierwszych kilku tysięcy lat PETM do szybkiego cyklu węglowego trafiło łącznie 3000 GtC. Szacowane tempo tego procesu to ok. 0,5 GtC/rok. Kolejne 1500 GtC trafiło do atmosfery w ciągu następnych kilkudziesięciu tysięcy lat (Zeebe i in., 2013). Tak duży impuls węglowy spowodował zakwaszanie oceanów, co w połączeniu ze wzrostem temperatury w głębinach oceanicznych o 4–5°C doprowadziło do masowego wymarcia większości gatunków otwornic.

Jednak inne gatunki nieźle zniosły tę zmianę klimatu i dostosowały się do zmian w środowisku, głównie wskutek umiarkowanego tempa ocieplenia (ok. 0,1°C na stulecie). Gatunki morskie zaadaptowały się, migrując w kierunku biegunów. Na lądzie, na brzegach Oceanu Arktycznego zadomowiły się krokodyle i bananowce (Lavelle, 2016). Ssaki nie tylko migrowały, ale też ewolucyjnie zmniejszały swoje rozmiary, ułatwiając sobie w ten sposób chłodzenie organizmów (Smith, 2012, Secord i in., 2012).

Najprawdopodobniej podczas PETM doszło do ocieplenia wywołanego przez destabilizację pokładów klatratów metanu i emisje ze zmarzliny, nałożone na trwający miliony lat trend wzrostu temperatury planety. Emisje wulkaniczne były relatywnie niewielkie, ale niektóre efekty z nimi związane odegrały rolę wymuszenia. Gatunki zdołały się zaadaptować i nie doszło do załamania ekosystemów oraz masowego wymierania, które miały miejsce podczas bardziej ekstremalnych zmian klimatu.

Przeczytasz o tym w kolejnym artykule pt. Klimat dawnych epok: wielkie wymierania

Artykuł jest przeredagowanym na potrzeby publikacji w internecie fragmentem książki Marcina Popkiewicza, Aleksandry Kardaś i Szymona Malinowskiego pt. Nauka o klimacie.

Czytaj także:
Klimat dawnych epok: od dinozaurów do lądolodu
Klimat dawnych epok: wielkie wymierania

Opublikowano: 2019-11-19 13:01
Tagi

historia klimatu

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.