Paleotseeni-Eotseeni termaalne maksimum (0)

TARTU ÜLIKOOL
Paleotseeni-Eotseeni
termaalne maksimum
(PETM)
Jekaterina Nezdoli
Mai, 2014
      Sisukord
      Sisukord................................................................................................................................1
1. Sissejuhatus.....................................................................................................................2
2. Keskkonnamuutused .......................................................................................................3
3. Põhjused..........................................................................................................................5
4. Hiljutised uuringud..........................................................................................................6
5. PETM ja selle seos tänapäeva kliimaga  ...........................................................................7
6. Kokkuvõte.......................................................................................................................8
7. Kasutatud kirjandus.........................................................................................................9
1
1. Sissejuhatus
Paleotseeni-Eotseeni  piir  (~  55.5  Ma)  on  tähistatud  globaalse  süsinikuringe  muutustega 
maailmameres ja 
atmosfääris.  Need  muutused  on  seotud  järsku  ja  massilise  süsiniku 
sissekandega maailma süsteemi, mis omakorda põhjustas globaalset soojenemist. Seda sündmust 
nimetatakse  Paleotseeni-Eotseeni  termaalseks  maksimumiks  (PETM).  PETM-i  iseloomustab 
märkimisväärne  (>3.0 ‰)  negatiivne  süsiniku  isotoopkoosseisu  muutus (CIE),  mida  on 
tuvastatud nii mere kui ka maismaa fossiilidel ( Koch  et al., 1992). Samuti toimus maailmamere 
kaltsiidi  kompentsatsiooni  sügavuse  (CCD)  tõus  (Zachos  et  al.,  2005)  ja  karbonaatsete  setete 
lahustumine   ( Thomas   et  al.,  2000). Negatiivne  CIE on  põhjustatud  13C isotoobist  vaestunud 
CO2 sissekandega (üle 2000 PgC) PETM-i alguses . See oli võrdlemisi kiire sündmus, mis kestis 
vähem  kui  10 kyr (Zachos  et  al.,  2008).  Sellega  see  toetab  hüpoteesi,  et  järgnev  globaalne 
soojenemine oli tingitud kasvuhoone gaasidest (Joonis 1).
Joonis 1. Atmosfäärse pCO2  evolutsioon  viimase 65 Ma jooksul (Zachos et al., 2008).
2
2. Keskonnamuutused
PETM-i iseloomustavad ekstreemsed keskonnamuutused Maal. Antud termaalne maksimum on 
ainulaadne  kogu  Kainosoikumis,  kuna  kliima  soojenes  keskmiselt  6°C  võrra (Joonis  2).
Globaalse  temperatuuri  tõusu   toetavad   muutunud  fossiilide   kooslused ,  foraminifeeride  Mg/Ca 
suhe ja orgaanilise ühendi TEX86 andmed (Sluijs et al., 2006).
Joonis  2. P/E  paleogeograafia  ja  pinnatemperatuuride  rekonstrutsioon    Δ18O,  Mg/Ca  suhe  ja 
TEX86 abil (Scotese PALEOMAP Project).
Tõenäoliselt  toimus  temperatuuride  kasv  ligikaudu  võrdselt  nii  poolustel  kui  ka   ekvaatoril  
sellepärast, et PETM-i jooksul puudus poolustel jää (Shellito et al., 2003). Vaatamata sellele, et 
enne  PETM-i  kliima  oli  üldiselt  soe ning polnud  palju  jääd,  maailmamere  tase tõusis.  Samuti 
kliima läks palju niiskemaks tänu suurenenud aurumisele (Sluijs et al., 2006).
PETM-i  alguses  muutus  maailmamere   tsirkulatsioon   tänu  hoovuste  suuna  muutmisele.  Sellega 
kaasnes  soojema  vee  transport ookeanide  sügavustesse  ning  tugevam  mõju  globaalsele 
soojenemisele . Uus maailmamere olek kestis ~ 40 kyr (Nunes & Norris, 2006).
Tänu  maailmamere  soojenemisele ja  CO2 hulga kasvule,  tõusis  CCD ja  hakkas  sügavaveeliste 
karbonaatide  lahustumine  (Joonis  3).
Pealegi  toimus  ookeanivee   hapestumine   ja 
sedimentatsiooniline  muutus:  valged   karbonaatsed   setted  asendusid  punaste  savidega. Samuti 
3
ilmnes   maailmamere  põhja  veekihtide  anoksia,  mille  tõttu  kohati  puuduvad  bioturbatsiooni 
jäljed.
Joonis 3. Ca-Si geokeemilise tsükli muutus PETM-is (Kelly et al., 2010).
PETM-i  sündmus  mõjutas ka  faunat.  Merelises  keskkonnas  toimus  bentiliste  foraminifeeride 
väljasuremine (BFE), mille  jooksul  kannatas  35-50%  liikidest  esimeste  10  kyr  jooksul.  
Dinoflagelaadid,  vastupidi,  hakkasid  globaalselt  levima.  Euroopas  ja  Põhja-Ameerikas  ilmusid 
tänapäeva  tüüpi   imetajad   (sealhulgas  ka  primaadid). Enne  PETM-i  sündmust  imetajad  olid 
väiksemad ja kergemad (Joonis 4), aga kohe pärast seda nende mõõtmed hakkasid kasvama.
Joonis 4. PETM-i väike hobune (Ira Block photography).
4
3. Põhjused
PETM-I sündmuse toimumise põhjusel on arvukad hüpoteesid. Üks  nendest  pakub, et tegu oli 12C –
rikka komeedi impaktiga ( Kent  et al., 2003), kuigi potentsiaalset impakti järset süvendit pole leitud. 
Teine hüpotees väidab, et PETM-is toimusid ulatuslikud turba põlengud ( Kurtz et al., 2003). Kolmas 
viidab   vulkaanilise   päritoluga  süsinikule  Põhja-Atlandi  magmaprovitsist  (Thomas  &  Bralower, 
2005).  Neljas  väidab,  et  tegu  oli  hoopis  ühe  tugevamatest  kasvuhoone  gaaside  ( metaan ) 
vabastamisest atmosfääri kas termogeensel (läbi vulkanismi) või biogeensel (gaashüdraatidest) teel 
( Dickens et al., 1995).
Hiljutised  uuringud  toetavad  hüpoteesi,  et  metaan  ilmnes  pärast  gaashüdraatide  destabiliseerumist 
ookeani põhjas. Svensen et al. väidab, et Atlandi ookeani seismiliste meetodite abil on leitud PETM-
i  vanuselised  tektoonilised  rikked:  Utgardi  alumine  ja  ülemine  sill.  Uuritava  ala   puurimine   andis 
tsirkooni  teri,  mida  dateeriti  U-Pb  meetodiga.  Sillide  ligikaudsed  vanused  (55.3-55.9  Ma)  on 
sarnased  PETM-i sündmuse algusega (Joonis 5).
Joonis 5. Seismiline profiil Voring basseinist ja Utgard sillide vanused (Svensen et al., 2010).
5
4. Hiljutised uuringud
PETM-i  sündmuse  jälgi  on  leitud  üle  maailma.  Üks  hilisematest  uuringust  lisab  teavet 
jäljefossiilide  kohta  PETM-is.   Rodriguez - Tovar   et  al. (2011)   uurisid   Zumaia  läbilõiget  Põhja-
Hispaanias. Seal on näha, et hästi arenenud filtreerijate   kooslus  esineb enne PETM-I ehk siis kui 
mere põhjas olid oksilised tingimused. PETM-i jooksul ihnofosiilide jäljed kadusid tänu hapniku 
vaestumisele  põhjasetetele  lähedastes  veekihtides.  Pärast  PETM-i  algne  filtreerijate  kooslus 
taastus. Vastavaid vahemikke tähistatakse pre-, syn- ja post-PETM (Joonis 6).
Joonis  6. Erinevad  ihnofossiilide   tsoonid   seoses  PETM-i  sündmusega  (Rodriguez-Tovar  et  al., 
2011).
6
5. PETM ja selle seos tänapäeva kliimaga
Tänapäeval  Maal  valitseb  globaalse  soojenemise  trend,  mis  ilmnes  üldiselt  maailma  ajaloo 
jahedama perioodi jooksul. Nii loodusliku kui ka antropogeense päritoluga kasvuhoone gaaside 
kontsentratsioon  hoogsalt  suureneb.  Inimkonnale  on  teadmata,  milliseid  keskonnamuutusi  see 
toob näiteks 100 aasta pärast. Arvatakse, et hetkel toimuvad kliimamuutused on nii järsud, et on 
raske leida  neile mingit sarnast  geoloogilist mineviku sündmust. Haywood et al. (2011) pakuvad 
PETM-i sündmust analoogina tänapäevale. Kuigi nende kahe sündmuste vahel esineb sarnasusi, 
erinevusi  on  siiski  rohkem.  PETM-i sündmus  ei  olnud  nii  kiire ja  järsk  ning süsiniku  hulk  oli 
väiksem  võrreldes  tänapäevaga.  Eriti  keeruliseks  teeb  võimalike  mudelite loomine  see  fakt,  et 
Paleotseeni-Eotseeni piiri kontinetide asend ja topograafia on raske oletada (Joonis 7).
Joonis 7. PETM-i ja tänapäeva võrdlus SP-CAM simulatsiooni abil (Khairoutdinov järgi).
7
6. Kokkuvõte
Paleotseeni-Eotseeni piiril toimunud termaalne maksimum on üsna hästi uuritud, sest seda on 
võimalik  tuvastada  erinevate  kontinentide  läbilõigetes.  Maismaa,  mere  ning  fossilide 
karbonaatne  materjal  on  hea  alus  uuringutele,  millest  leitakse  PETM-ile  omane  negatiivne 
CIE. Antud sündmusele oli iseloomulik maailmamere hapestumine ja tsirkulatsiooni muutus, 
karbonaatide  suurem  lahustuvus  (CCD  kõrgemal), ihnofossiilide  kadumine, õhu  ja  vee 
temperatuuride  globaalne  kasv  ning  sedimentatsioonilise  tsükli  vahetus.  Kuigi  enamus 
organismidest ei saanud viga (va BFI sündmus), toimusid muutused imetajate biogeograafias 
ja  morfoloogias.  Hiljem  toimus  silikaatide  murenemine,  karbonaatide  sadestumine  ja 
orgaanilise süsiniku mattumine ning sellega kaasnev keskkonna taastumine.
     
PETM-i sündmusel  on  potentsiaali  olla analogiks tänapäeva globaalse  soojenemisele, kuigi 
mudeldamine on raskendatud kahe sündmuste mõne erinevuse ja andmete puuduse tõttu.
8
7. Kasutatud kirjandus
Dickens, G. R., O’Neil, D., Rea, D. K. & Owen, R. M. 1995 Dissociation of oceanic
methane hydrate as a  cause of the carbon isotope excursion at the end of the Paleocene.
Paleoceanography 10, 965–971.
Haywood, A.M., Ridgwell, A., lunt, D.J. 2011. Are  there  pre-Quaternary geological analogues
for a future greenhouse  warming ? Phil Trans R Soc A,  March  13, 2011, v. 369, p. 933-956.
Koch, P.L.; Zachos, J.C.; Gingerich, P.D. (1992). "Correlation between isotope records in marine  
and continental carbon reservoirs near the Palaeocene/Eocene boundary ".  Nature  358: 319–322.
Kelly, D.C., Nielsen, T.M.J., McCarren, H.K., Zachos, J.C., & Röhl, U., 2010: Spatiotemporal 
patterns  of carbonate sedimentation in the South Atlantic : Implications for carbon cycling  during  
the Paleocene–Eocene thermal maximum. Paleogeogr., Paleoclimatol., Paleoecol., 293, 30-40.
Kent, D. V., Cramer, B. S., Lanci, L., Wang, D., Wright, J. D. & Van der Voo, R. 2003 A case
for a comet impact trigger for the Paleocene/Eocene Thermal Maximum and carbon isotope
excursion. Earth Planet . Sci. Lett . 211, 13–26.
Kurtz, A. C., Kump, L. R., Arthur , M. A., Zachos, J. C. & Paytan, A. 2003 Early
Cenozoic decoupling of the global carbon and sulfur cycles. Paleoceanography 18, 1090.
Nunes,  F.;  Norris,  R.D.  (2006).  "Abrupt   reversal   in   ocean   overturning  during  the 
Palaeocene/Eocene  warm period ". Nature 439 (7072): 60–3.
Shellito,   Cindy   J.;  Sloan,  Lisa  C.;  Huber,   Matthew   (2003).  "Climate  model   sensitivity   to 
atmospheric CO2 levels  in  the  Early-Middle  Paleogene".Palaeogeography,  Palaeoclimatology, 
Palaeoecology 193 (1): 113–123.
Sluijs,  A.,  14   others ,  &  the  Expedition  302  Scientists,  2006:   Subtropical   Arctic  Ocean 
temperatures during the Paleocene/Eocene thermal maximum. Nature, 441, 610-613.
9
Svensen, H.,  Planke , S., and Corfu, F. (2010) Zircon dating ties  North  Atlantic gas eruptions to 
Eocene warming. Journal of the Geological Society 167, 433-436.
Thomas,  Ellen;  Shackleton,  Nicholas  J.  (1996). "The  Paleocene-Eocene  benthic  foraminiferal 
extinction  
and 
stable 
isotope 
anomalies". Geological 
Society 
London 
Special  
Publications 101 (1): 401.
Thomas, D. J. & Bralower, T. J. 2005 Sedimentary  trace element constraints on the role
of North Atlantic Igneous Province volcanism in late Paleocene–early Eocene environmental
change. Mar. Geol. 217, 233–254.
Rodríguez-Tovar F.J., Uchman A., Alegret L., Molina E., 2011. Impact of the Paleocene–Eocene 
Thermal  Maximum  on  the  macrobenthic  community:  Ichnological  record  from  the  Zumaia 
section, northern Spain. Marine geology 282, 178-187.
Zachos,  J.  C.;  Kump,  L.  R.  (2005).  "Carbon   cycle   feedbacks  and  the  initiation  of  Antarctic 
glaciation in the earliest Oligocene". Global and Planetary Change 47 (1): 51–66.
Zachos, J.C.; Dickens, G.R.; Zeebe, R.E. (2008). "An early Cenozoic perspective on greenhouse 
warming and carbon-cycle dynamics " (PDF).Nature (journal) 451 (7176): 279–83.
Winguth A.M.E., 2011.The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: Feedbacks Between Climate 
Change and Biogeochemical Cycles.  University of Texas at Arlington, USA.
10