Il cambiamento più significativo nelle condizioni della superficie terrestre, in tutta l'era del Cenozoico, ebbe inizio in corrispondenza del passaggio tra le epoche del Paleocene e dell'Eocene, all'incirca 55 milioni di anni fa. Questo evento, noto come Massimo termico del Paleocene-Eocene (in letteratura normalmente abbreviato in PETM, dalla corrispondente terminologia inglese Paleocene-Eocene Thermal Maximum, ma a volte indicato anche come ETM1, dall'inglese Eocene Thermal Maximum 1), fu associato ad un rapido (in termini geologici) riscaldamento globale, a profondi cambiamenti negli ecosistemi e a importanti perturbazioni del ciclo del carbonio.
Le temperature del globo terrestre aumentarono di circa in un periodo di circa anni, il che corrisponde ad un incremento medio di 0,0003 °C per anno. Il riscaldamento ebbe effetti fortemente letali per i foraminiferi bentonici, molti dei quali andarono incontro ad un sostanziale processo di estinzione. Per i mammiferi terrestri l'aumento della temperatura e dell'anidride carbonica comportò in molti casi una diminuzione delle dimensioni, ma sostanzialmente favorì la speciazione evolutiva che portò allo sviluppo di nuovi ordini biologici e di nuove linee evolutive. Trascorso questo breve periodo, le temperature si riposizionarono su valori in linea con quelli dell'epoca, caratterizzati comunque da un trend in crescita.
L'evento è associato ad un'importante escursione negativa dell'isotopo stabile del carbonio-13 (δ13C) nei reperti fossili e ad una diminuzione dei carbonati depositati nei bacini oceanici. Quest'ultima osservazione suggerisce che una grande quantità di carbonio impoverito dell'isotopo 13C sia entrata in circolo nell'idrosfera e nell'atmosfera terrestre all'inizio del PETM. L'evento è oggetto di attento studio da parte degli scienziati per identificarne con certezza le cause e le possibili correlazioni con l'aumento della concentrazione di gas ad effetto serra nel corso dei millenni.
Situazione
Durante l'Eocene, la configurazione degli oceani e dei continenti era piuttosto diversa dall'attuale. L'istmo di Panama non aveva ancora messo in collegamento il Nord e Sud America, permettendo così la circolazione delle acque tra oceano Atlantico e Pacifico. In aggiunta, il Canale di Drake era chiuso, impedendo così l'isolamento termico dell'Antartide. Anche se non tutti gli indicatori del livello dell'anidride carbonica (CO2) atmosferica del periodo coincidono nei valori assoluti, sono però tutti concordi nell'indicare che i valori erano significativamente più elevati di quelli attuali. Inoltre non c'era presenza di calotte glaciali.
Le temperature sulla superficie terrestre aumentarono di circa 6 °C a partire dalla fine del Paleocene e per tutta la prima parte dell'Eocene, culminando in quello che viene chiamato loptimum climatico dell'Eocene inferiore (EECO, dall'inglese Early Eocene Climatic Optimum). A questo graduale incremento spalmato su tempi lunghi, si sovrapposero almeno due picchi ipertermici, cioè due eventi geologicamente brevi (< anni) caratterizzati da un rapido riscaldamento globale, significativi cambiamenti ambientali e intensi aumenti del livello carbonioso. Di questi il PETM fu il più intenso e probabilmente il primo del Cenozoico. Un altro ipertermico si registrò circa 53,7 milioni di anni fa (Ma) e viene identificato come Massimo termico dell'Eocene 2 (ETM-2) o H-1. È possibile che altri picchi ipertermici siano avvenuti 53,6 Ma (H-2), 53,3 Ma (I-1), 53,2 Ma (I-2) e 52,8 Ma (detto K, X o ETM-3). Il numero, la definizione, la datazione precisa e il relativo impatto globale degli ipertermici dell'Eocene sono oggetto di intense attività di ricerca che devono anche chiarire se siano avvenuti soltanto durante il graduale riscaldamento e se siano correlabili ad altri simili eventi avvenuti in tempi più antichi come l'estinzione toarciana del Giurassico.
Evidenze del riscaldamento globale
Le temperature medie globali aumentarono di circa nel corso di circa anni, come risulta da una serie di evidenze quali una significativa (>1‰) escursione negativa nel δ18O dei gusci dei foraminiferi sia di superficie che di acque oceaniche profonde. Data la scarsità di ghiaccio continentale nel Paleocene inferiore, la variazione del δ18O porta ad indicare un incremento della temperatura oceanica. L'aumento della temperatura è supportato nei foraminiferi anche dal rapporto Mg/Ca e da quello di altri composti organici (TEX86, il TetraEther Index of lipids with 86 carbon atoms è un indice basato sulla composizione dei lipidi delle membrane del picoplancton del phylum Crenarchaeota).
La riduzione della massa di ghiaccio ebbe anche come effetto collaterale la riduzione dell'albedo, che portò di conseguenza ad un incremento della temperatura maggiore ai poli, che raggiunsero una temperatura media annua compresa tra 10 e 20 °C. La superficie delle acque più settentrionali del Mar Glaciale ArticoCarotaggi eseguiti al Lomonosov ridge, attualmente situato all'87°N. si riscaldò, almeno nelle stagioni più calde, al punto da consentire lo sviluppo di forme di vita tropicali, come il dinoflagellato Apectodinium augustum, che richiedono una temperatura superficiale di almeno 22 °C., 2006.
Evidenze dell'aumento di carbonio Una chiara evidenza di un consistente apporto di carbonio, impoverito dell'isotopo 13C, all'inizio del PETM è fornita da due osservazioni. La prima è una prominente escursione negativa nella composizione isotopica (δ13C) delle fasi ad apporto carbonioso che caratterizzano il PETM in vari ambienti di numerose località. La seconda è data dalla dissoluzione dei carbonati nelle sezioni stratigrafiche dei mari profondi.
La massa totale di carbonio immessa nell'atmosfera e negli oceani durante il PETM è tuttora oggetto di dibattito. In teoria, dalla magnitudine dell'escursione del δ13C è possibile stimare il quantitativo della dissoluzione dei carbonati sul fondo del mare. Tuttavia le oscillazioni del δ13C variano in funzione della località e della fase carboniosa analizzata. In alcuni prelievi da piattaforma carbonatica il valore è attorno al 2‰, mentre in alcune analisi di carbonati terrestri o da materia organica il valore supera anche il 6‰.
La dissoluzione dei carbonati varia anche in funzione dei bacini oceanici. Raggiunge i picchi massimi in alcune zone dell'oceano Atlantico centrale e settentrionale, ma è meno pronunciata nell'oceano Pacifico. In base ai dati disponibili, le stime dell'incremento di carbonio oscillano tra e miliardi di tonnellate in anni.
La durata dell'escursione negativa del δ13C è stata calcolata in due modi complementari. Il riferimento utilizzato è il carotaggio Core 690 estratto dall'Ocean Drilling Program (ODP) nel Mare di Weddell e il tempo è stato calcolato assumendo un tasso di sedimentazione costante.
Un secondo modello migliorativo si basava invece sull'approssimazione che la Terra sia investita da un flusso costante di 3He dal Sole; questo nuclide di origine cosmica viene prodotto ad un tasso (quasi) costante dal Sole, e non ci sono ragioni per ipotizzare sostanziali variazioni dell'intensità del vento solare in un periodo di tempo così relativamente ristretto.
Entrambi i modelli non riescono a spiegare tutte le osservazioni, ma hanno alcuni punti di accordo. Entrambi individuano due tappe nella diminuzione del δ13C, ognuna della durata di anni e separate tra loro da circa anni. I modelli invece differiscono nella stima del tempo di recupero che varia da anni nel primo caso a anni del secondo modello. Altre evidenze indicano che il riscaldamento precedette di circa anni l'escursione negativa del δ13C, anche se le cause non sono ancora chiare. Anche studi condotti nei Pirenei spagnoli confermano un aumento della CO2 durante il PETM.
Effetti Il clima, oltre che più caldo, dovrebbe anche essere diventato più umido, con un aumento del tasso di evaporazione che raggiunse il picco nei tropici. Gli isotopi di deuterio indicano che fu trasportata verso i poli una quantità di umidità superiore alla norma., 2006. Questo dovrebbe aver apportato un maggior contenuto di acqua dolce al Mar Glaciale Artico, dal momento che le precipitazioni piovose dell'emisfero settentrionale venivano canalizzate in quella direzione.
Innalzamento del livello degli oceani Anche in assenza dell'apporto idrico derivante dalla fusione dei ghiacci, data l'assenza di calotte ghiacciate, il livello dei mari dovrebbe essere salito a causa dell'espansione termica. Le evidenze si possono dedurre dalle fluttuazioni dei raggruppamenti di palinomorfi del Mar Glaciale Artico, che riflettono una diminuzione relativa del materiale organico di origine terrestre rispetto a quello di origine marina.
Alterazione della circolazione delle correnti marine
Nel corso di anni a partire dall'inizio del PETM, gli schemi di circolazione delle correnti marine profonde subirono una radicale variazione. Su scala globale, la direzione di risalita delle correnti di fondo invertì la direzione del flusso, che in precedenza era sempre stata dall'emisfero meridionale a quello settentrionale e tale inversione si mantenne per circa anni. Questo cambiamento apportò acqua più calda nelle profondità degli oceani, favorendo un ulteriore incremento termico.
Innalzamento del lisoclino Il lisoclino identifica la profondità alla quale il carbonato comincia a dissolversi (al di sopra del lisoclino, il carbonato è sovrasaturo): attualmente la linea si posiziona a una profondità media di circa . Questo livello è funzione (tra l'altro) della temperatura e della concentrazione della CO2 disciolta nell'oceano. Un aumento dell'anidride carbonica provoca un iniziale innalzamento della linea del lisoclino verso acque meno profonde con la conseguente dissoluzione dei carbonati nelle acque profonde. Questa acidificazione delle acque profonde può essere osservata nei carotaggi oceanici che mostrano (dove la bioturbazione non abbia perturbato troppo la stratificazione) un improvviso cambiamento dalla fanghiglia carbonatica grigia alle argille rossastre al limite tra Paleocene-Eocene (seguite da un graduale ritorno al colore grigio). Questo andamento è molto più pronunciato nei carotaggi del Nord Atlantico, suggerendo che l'acidificazione sia stata più pronunciata in quest'area, collegata ad un più cospicuo innalzamento del livello del lisoclino.
In alcune zone del sud-est Atlantico, il lisoclino si innalzò di in poche migliaia di anni.
Eventi anossici In alcune zone oceaniche, e in particolare nel nord Atlantico, la bioturbazione è assente. Questo può essere collegato ad un'anossia dei fondi oceanici o al cambiamento delle temperature delle acque profonde come conseguenza della già citata variazione della circolazione delle correnti marine. Tuttavia molti bacini oceani furono soggetti a una bioturbazione durante il PETM.
Alterazioni della flora e della fauna
IL PETM è accompagnato da un'estinzione di massa del 35-50% dei foraminiferi bentonici (specialmente nelle acque più profonde) in un lasso di tempo di circa 1000 anni, cioè una percentuale di estinzione più elevata di quella conseguente alla grande estinzione di massa del Cretaceo-Paleocene avvenuta circa dieci milioni di anni prima. I foraminiferi planctonici al contrario si diversificarono e i dinoflagellati ebbero un'esplosione evolutiva. Anche per i mammiferi il periodo fu favorevole e portò a una loro radiazione evolutiva, e un incremento si registrò anche per i batteri.