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暁新世-始新世温暖極大期（PETM）は、別名「始新世温暖極大期1（ETM1）」とも呼ばれ、以前は「始新世初期」または「暁新世後期温暖極大期」として知られていましたが、地質学的に短い期間で、5～8℃の全球平均気温の上昇と海洋と大気への大量の炭素の流入を特徴としていました。[1] [2]この出来事は、暁新世と始新世の地質時代の正確な時間的境界で始まり、現在では正式に体系化されています。[3] PETMの正確な年代と期間は不明ですが、約5580万年前（Ma）に発生し、約20万年（Ka）続きました。[4] [5]
PETMは、温室世界で地球温暖化と炭素循環がどのように機能するかを理解するための最良の過去の類似例であると言えるでしょう。 [2] [6] [7]この期間は、世界中の炭素安定同位体（δ13C）記録の顕著な負の偏差によって特徴付けられます。より具体的には、海洋および陸上の炭酸塩と有機炭素の13C / 12C比の大幅な減少が数百の場所で発見され、相関しています。[ 2 ] [8] [9]過去に海洋と大気に大量の炭素が放出されたことを証明するPETM（δ13C）偏差の大きさと時期、およびこの炭素の発生源は、現在も重要な地球科学研究のテーマとなっています。
過去数十年で明らかになったこと：PETM全体の地層断面は、温暖化と炭素排出以外にも多くの変化を明らかにしている。 [2]紀元の境界と一致して、多くの生物の化石記録は大きな転換を示している。海洋領域では、底生有孔虫の大量絶滅、亜熱帯渦鞭毛藻の世界的な拡大、プランクトン性有孔虫プランクトン性有孔虫と石灰質ナノ化石を含む移動分類群の出現はすべて、PETMの初期段階で発生した。陸上では、多くの現代の哺乳類の目（霊長類を含む）がヨーロッパと北アメリカに突然出現した。[10]
設定
古第三紀初期の海洋と大陸の配置は、現代と比べると多少異なっていた。パナマ地峡はまだ北アメリカと南アメリカを結んでおらず、太平洋と大西洋の間の低緯度直接循環が可能だった。現在南アメリカと南極を隔てるドレーク海峡は閉ざされていたため、南極の熱的孤立は防がれたのかもしれない。北極もより制限されていた。新生代全体の過去の大気中のCO 2濃度のさまざまな指標は絶対的には一致していないが、PETMの前後の古第三紀初期のレベルは現在よりもはるかに高かったことを示唆している。いずれにせよ、後期暁新世から前期始新世にかけては、顕著な陸上氷床と海氷は存在しなかった[13]。
地球の表面温度は、後期暁新世から前期始新世にかけて、徐々に約 6 °C 上昇しました。[13]この長期にわたる緩やかな温暖化に重なって、少なくとも 3 回 (おそらくそれ以上) の「超温暖化」が起こりました。これらは、急速な地球温暖化、環境の大きな変化、および大量の炭素添加を特徴とする、地質学的に短い (20 万年未満) イベントとして定義できます。新生代で最初のイベントではありませんが、 [ 14] PETM は最も極端な超温暖化であり、地球全体の何百もの記録の中で、堆積物の岩石学的、生物的、および地球化学的組成の大きな変化として際立っています。その他の超温暖化現象は、明らかに約5370万年前（現在はETM-2と呼ばれ、H-1、またはエルモイベントとも呼ばれる）、および約5360万年前（H-2）、5330万年前（I-1）、5320万年前（I-2）、および5280万年前（非公式にはK、X、またはETM-3と呼ばれる）に発生した。[15]始新世の超温暖化現象の数、命名法、絶対年齢、および相対的な地球規模の影響は、現在も研究の対象となっている。それらが長期にわたる温暖化の間にのみ発生したのかどうか、およびそれらが地質学的記録のより古い期間（例えば、ジュラ紀のトアルシアンターンオーバー）の明らかに同様のイベントと因果関係があるのかどうかは未解決の問題である。
地球温暖化
— 暁新世-始新世の温暖極大期
OAEs — 海洋無酸素イベント
MME — マーストリヒチアン中期イベント
2020年の研究では、66%の信頼度で、最終暁新世（約5700万年前）の全球平均表面温度（GMST）を22.3～28.3℃（72.1～82.9℉）、PETM（5600万年前）を27.2～34.5℃（81.0～94.1℉）、前期始新世気候最適期（EECO）（5330万年前～4910万年前）を23.2～29.7℃（73.8～85.5℉）と推定しました。[16] PETM開始時の平均気温上昇量は、約3～6℃ [17]から5～8℃の範囲と推定されています。[18] [2]この温暖化は「長期的」な前期古第三紀の温暖化に重ね合わされ、いくつかの証拠に基づいている。有孔虫の殻のδ 18 Oには顕著な（> 1 ‰）負の偏移があり、これは表層水と深海水中の両方で生成されたものである。前期古第三紀には極地の氷がほとんどまたは全くなかったため、δ 18 Oこれはおそらく海水温の上昇を意味している。[19]温度上昇は、温暖を好む分類群の高緯度地域への拡散、[20]植物の葉の形や大きさの変化、[21]有孔虫のMg/Ca比、[17] TEX H 86などの特定の有機化合物の比率によっても裏付けられている。[22]
スペイン北東部のエスプルガフェレダからの代理データは、海洋および陸上環境の既存の地域記録と一致して、急激な+8℃の気温上昇を示しています。[23]南カリフォルニアの平均年間気温は約17℃±4.4℃でした。[24]南極では、少なくとも年間の一部で最低気温が15℃でした。[25]
TEX H 86 の値は、PETM 中に熱帯地方の平均海面温度(SST) が 36 °C (97 °F) を超えたことを示し、これは渦鞭毛藻類などの極端な熱ストレスに耐性のある生物でさえ熱ストレスを引き起こすのに十分であり、かなりの数の種が絶滅しました。 [22]タンザニアの酸素同位体比は、熱帯の SST がさらに高く、40 °C を超えていた可能性があることを示唆しています。[26]熱帯西太平洋の海洋掘削プログラムサイト 1209 では、PETM 前の 34 °C から約 40 °C への SST の上昇が示されています。[27]テチス海東部では、SST が 3 ～ 5 °C 上昇しました。[28]低緯度インド洋の Mg/Ca 記録は、すべての深さの海水が約 4 ～ 5 °C 温まったことを示しています。[29]太平洋では、熱帯のSSTが約4〜5℃上昇しました。[30]当時南西太平洋の南緯50度から60度の間にあったニュージーランドの堆積物からのTEX L 86値[31]は、SSTが26℃（79°F）から28℃（82°F）を示しており、セランディアンとサネティアン境界の平均13℃（55°F）から16℃（61°F）から10℃（18°F）以上上昇しました。[32]南西太平洋の極端な暖かさは、オーストラリア南極湾にまで広がりました。[33]東タスマン高原（当時は南緯約65度）の堆積物コアサンプルは、PETM期間中に海面水温が約26℃から約33℃に上昇したことを示している。 [34]北海では海面水温が10℃上昇し、最高約33℃に達した。[35]一方、西シベリア海では海面水温が約27℃まで上昇した。[36]
確かに、PETM の前、最中、そして後に、中央北極海は氷がありませんでした。これは、北極コアリング遠征 (ACEX) 中にロモノソフ海嶺の北緯 87 度で回収された堆積物コアの組成から確認できます。[37]さらに、亜熱帯性渦鞭毛藻類（アペクトディニウム属）が短期間存在したことや、TEX 86が著しく増加したことからもわかるように、PETM 中には気温が上昇していた。[38]しかし、後者の記録は、PETM 前の約 17 °C（63 °F）から PETM 中には約 23 °C（73 °F）へと 6 °C（11 °F）上昇していることを示唆しており、興味深い。TEX 86 の記録が夏の気温を反映していると仮定すると、北極の気温は現在と比べてかなり高かったが、周囲の時間に比べて緯度が大きく変化したわけではないことが示唆される。
上記の考慮は重要である。なぜなら、多くの地球温暖化シミュレーションでは、高緯度地域の気温は氷アルベドフィードバックによって極地でより大きく上昇するからである。[39]しかし、PETMの期間中は極地の氷が限られていたためこのフィードバックはほとんど存在せず、赤道と極地の気温が同様に上昇した可能性がある。注目すべきは、極地では他の地域と比較してより大きな温暖化が記録されていないことである。これは氷アルベドフィードバックが存在しなかったことを意味し、暁新世後期には海氷も陸氷も存在しなかったことを示唆している。[4]
PETM 期間中の地球温度上昇の正確な限界と、これが緯度によって大きく変化したかどうかは、未解決の問題です。海洋の表層水に沈殿した炭酸塩殻の酸素同位体と Mg/Ca は、過去の温度を再構築するための一般的な測定方法ですが、海底での炭酸塩の再結晶化により、形成時よりも低い値になるため、低緯度地域では両方の古温度プロキシが損なわれる可能性があります。一方、これらおよびその他の温度プロキシ (例: TEX 86 ) は、季節性のために高緯度で影響を受けます。つまり、「温度記録計」は炭酸塩と有機炭素の生成が発生した夏に偏り、したがって値が高くなるということです。
炭素循環の乱れ
PETMの開始時に13Cが枯渇した炭素が大量に追加されたという明確な証拠は、2つの観察から得られている。まず、炭素同位体組成の顕著な負の偏移（δ13C）の炭素含有相は、さまざまな環境の多数の（> 130）広範囲の場所でPETMを特徴づけます。[9]第二に、炭酸塩の溶解は深海の断面でPETMを特徴づけます。[2]
PETM中に海洋と大気に注入された炭素の総量は、依然として議論の的となっている。理論的には、負の炭素同位体エクスカーション（CIE）の大きさ、海底の炭酸塩溶解量、または理想的にはその両方から推定することができる。[ 40 ] [41]しかし、δ13CPETM全体の炭素溶解量は、場所と分析された炭素含有相によって異なります。バルク炭酸塩の記録では約2‰（パーミル）ですが、陸生炭酸塩または有機物の記録では6‰を超えています。[42] [43] [44]炭酸塩の溶解も、海盆によって異なります。北部および中部大西洋の一部では極端でしたが、太平洋ではそれほど顕著ではありませんでした。入手可能な情報によると、炭素添加量は約2,000〜7,000ギガトンと推定されています。[41] [45] [46]
炭素添加と温暖化のタイミング
PETM δ 13 Cのタイミングエクスカーションはかなり興味深い。これは、δ13Cの急激な低下からCIEの全持続時間がほぼ初期状態への回復を通じて、地球規模の炭素循環の重要なパラメータに関連し、その開始により13 Cが枯渇した CO 2の発生源についての洞察が得られるからです。
CIE の全継続期間は、いくつかの方法で推定できます。PETM の調査と年代測定に使用された象徴的な堆積物は、1987 年に南大西洋のモード海膨にあるホール 690B で海洋掘削プログラムによって回収されたコアです。この場所では、PETM CIE は、開始から終了まで約 2 m にわたります。生層序と磁気層序による長期的な年代制約から、古第三紀の平均堆積速度は約 1.23 cm/1,000 年であることが示唆されます。したがって、堆積速度が一定であると仮定すると、開始から終了までのイベント全体は 200,000 年と推定されました。[8]その後、CIE は、Fe 含有量など、さまざまな堆積物の特性において 10 または 11 の微妙なサイクルにまたがっていることが指摘されました。これらのサイクルが歳差運動を表していると仮定すると、Rohl らによって、同様の、ただしわずかに長い年齢が計算されました。 2000年。13Cが枯渇した大量のCO2が急速に現代の海洋または大気に注入され、将来にわたって放出されると、準定常状態の炭素の流入（風化と火山活動）と排出（炭酸塩と有機物）によるゆっくりとした流出により、約20万年のCIEが生じる。[47]改訂された軌道年代学と南大西洋と南極海の堆積物コアのデータに基づく別の研究では、約17万年というわずかに短い期間が計算された。[48]
地球全体の炭素循環モデルから、CIEの持続期間は約20万年と推定されている。[49]
いくつかの深海地点における年代の制約は、この宇宙線生成核種のフラックスが短期間でほぼ一定であると仮定して、3 He含有量を用いて独立に調べられてきた。このアプローチはまた、PETM CIEの急速な開始（<20,000年）を示唆している。しかし、 3 Heの記録は、風化の流入と炭酸塩および有機物の流出によるフラッシングによって予測されるよりも、初期状態（<100,000年）に近い状態へのより速い回復を支持している。[50]
温暖化がδ13Cよりも前から始まっていたことを示唆する証拠は他にもある。約3,000年のずれがあった。[51]
一部の研究者は、多くの場所で局所的なプロセスにより、堆積岩に大量の異地性堆積物が蓄積し、そこから得られる同位体値を汚染し相殺しているため、CIEの大きさが過小評価されている可能性があると示唆している。[52]微生物による有機物の分解も、バルク有機物中の炭素同位体比の歪みの原因として関与していると考えられている。[53]
効果
降水量
気候もかなり湿潤になり、蒸発率の増加は熱帯地方でピークに達した。重水素同位体は、この水分が通常よりもはるかに多く極地へ運ばれたことを示している。[54]北は極地盆地まで温暖な気候が優勢だっただろう。極地で発見されたアゾラ浮遊シダの化石は、極地が亜熱帯気温であったことを示している。 [55] PETM中の中国中部では、降水率が大幅に増加したために密集した亜熱帯林が広がり、平均気温は21℃から24℃、年間平均降水量は1,396から1,997mmであった。[56]同様に、中央アジアではプロトモンスーン期の降雨が内陸部にまで浸透したため、より湿潤になった。[57]インドのカンベイ頁岩層でも、土壌浸食と有機物の埋没の増加の結果として厚い褐炭層の堆積によって、非常に高い降水量が証明されています。[58]北海の降水量もPETM中に同様に急上昇しました。[59]現在のノルマンディーにあるキャップ・ダイイでは、負のCIEの直前に一時的な乾燥期が発生し、その後ははるかに湿潤な状態が優勢になり、地元の環境は閉鎖された湿地から藻類の大量発生を伴う開放された富栄養化湿地に移行しました。[60]ニュージャージー棚に沿って降水パターンは非常に不安定になりました。 [ 61]ただし、ロッキー山脈内陸部では、北米の内陸部が季節的に乾燥するにつれて、降水量が局所的に減少しました。[ 62 [64]北アメリカ西部の乾燥は、低層ジェット気流と大気河川の北方への移動によって説明される。[65]東アフリカの遺跡では、季節的に強い降水量を伴う乾燥の証拠が見られ、PETM期間中の地球の気候が普遍的に湿潤ではなかったことが明らかになった。[66]西テチス海のプロト地中海沿岸は乾燥していた。[67]イタリア北東部のフォラダからの証拠は、PETMの過程で乾燥気候と湿潤気候の間隔が中緯度の歳差運動周期と同時に交互に起こり、全体としてテチス海中西部の純降水量は減少したことを示唆している。[68]
海
北極海の淡水量は、地球温暖化の状況下での極方向への嵐の進路の移動によって促進された北半球の降雨パターンにより部分的に増加しました。 [54]海洋に流入する淡水の流量はPETM中に劇的に増加し、PETMの終了後もしばらく続きました。[69]
酸素欠乏症
PETMは新生代唯一の海洋無酸素事象（OAE）を引き起こした。[70]酸素の枯渇は、海水温の上昇、水柱の成層化、海中のクラスレートから放出されたメタンの酸化の組み合わせによって達成された。[71]海洋の一部、特に北大西洋では、生物擾乱が見られなかった。これは底層水の無酸素状態によるものか、底層水の温度を変える海洋循環パターンの変化によるものと考えられる。[45]しかし、多くの海盆はPETMを通じて生物擾乱を受けたままであった。[72]ヨウ素とカルシウムの比率は、海洋の酸素極小帯が垂直方向に、そしておそらく横方向にも拡大したことを示唆している。[73]水柱の無酸素状態とユーキニアは、北極海やテチス海などの限られた海洋盆地で最も一般的であった。[74]ユーキシニアは北海盆の大陸棚にも襲来し、[75]堆積物のウラン、モリブデン、硫黄、黄鉄鉱の濃度の増加[76]と硫黄結合イソレニエラタンの存在によって示されている。[75]メキシコ湾沿岸平野もユーキシニアの影響を受けた。[77]後期暁新世には十分に酸素化された大西洋沿岸平野は、 PETMの間に高度に酸素欠乏状態になった。 [78]対照的に、熱帯の表層海洋は超熱イベントの間ずっと酸素を豊富に含んだままだった。 [ 79 ]
PETMの初期段階では、無酸素状態が有機物の埋没による炭素の減少を通じて温暖化を遅らせるのに役立った可能性がある。[80] [81]海洋炭酸塩と局所的な風化入力の両方で顕著な負のリチウム同位体変動は、PETM中に風化と浸食の速度が増加し、有機炭素の埋没が増加し、PETMの深刻な地球温暖化に対する負のフィードバックとして機能したことを示唆している。[82]
海面
地球全体の氷の減少に伴い、熱膨張により海面が上昇したと考えられる。その証拠は北極海の花粉化石群集の変化に見ることができる。これは海洋有機物と比較して陸上有機物が相対的に減少したことを反映している。 [38]インド亜大陸では重大な海進が起こった。[83]タリム海では海面が20～50メートル上昇した。[84]
流れ
PETM の開始時、海洋循環パターンは 5,000 年足らずの間に劇的に変化しました。南半球から北半球への転覆により、地球規模の海流方向が逆転しました。この「逆方向」の流れは 40,000 年間続きました。このような変化により、暖かい水が深海に運ばれ、さらに温暖化が促進されました。[85]底生有孔虫の大規模な生物交代は、深海循環の大きな変化の証拠として挙げられています。[86]
酸性化
PETM の間に海洋の酸性化が起こり、 [87] [88]方解石補償深度が浅くなった。 [89]溶解度層は炭酸塩が溶解し始める深度を示す（溶解度層より上では炭酸塩は過飽和である）。今日、これは約 4 km で、海洋の平均深度に匹敵する。この深度は（とりわけ）温度と海洋に溶解している CO2 の量に依存する。CO2 を追加すると、まず溶解度層が上昇し、深海の炭酸塩が溶解する。この深海の酸性化は海洋コアで観察でき、（生物撹乱によって信号が破壊されていない場合）灰色の炭酸塩軟泥から赤色粘土への急激な変化（その後徐々に灰色に戻る）が見られる。これは北大西洋のコアで他の場所よりもはるかに顕著であり、溶解度層のレベルの上昇が大きいことに関連して、酸性化がここでより集中していたことを示唆している。腐食性の水はその後、北大西洋から世界の海洋の他の地域に溢れ出た可能性がある。モデルシミュレーションは、イベントの開始時に北大西洋の深海に酸性の水が蓄積したことを示している。深海の酸性化とその後の北大西洋からの広がりは、炭酸塩溶解の空間的変動を説明できる。[90]南東大西洋の一部では、わずか数千年の間にリソクラインが2km上昇した。[72]熱帯太平洋の証拠は、この超温暖化の時点でリソクラインの最小浅瀬が約500mであったことを示唆している。[91]酸性化は、光合成層の水を海洋深部へ輸送する効率を高め、部分的には大気中の二酸化炭素の蓄積速度を遅らせる負のフィードバックとして機能した可能性がある。[92]また、生物石灰化の減少は深海からのアルカリ度の除去を妨げ、炭酸カルシウムの純生産が再開されると炭酸カルシウムの沈着のオーバーシュートを引き起こし、PETM前の海洋の状態を回復するのに役立った。[93]流出の増加によって円石藻類の大量発生が起こり、地球が負の炭素同位体変動から回復するにつれて海水から炭酸塩が除去され、海洋酸性化が改善された。[94]
人生
化学量論的磁鉄鉱（Fe
3お
4）粒子はPETM時代の海洋堆積物から採取された。2008年の研究では、これまで報告された磁鉄鉱結晶とは異なり、生物起源である可能性があると考えられる細長い柱状および槍状の結晶形態が発見された。[95]これらの生物起源の磁鉄鉱結晶は独特の巨大さを示し、おそらく水生起源である。この研究は、風化および堆積速度の劇的な変化の結果として鉄の生物学的利用能が高い厚い亜酸素帯の発達が、おそらく真核生物を含む磁鉄鉱形成生物の多様化を促したことを示唆している。[96]動物の生物起源の磁鉄鉱は、地磁気場ナビゲーションにおいて重要な役割を果たしている。[97]
海
PETMは、石灰質ナノ化石や底生・プランクトン性有孔虫の多様性の大きな変化を伴います。[98]底生有孔虫（特に深海）の35～50％の大量絶滅が約1,000年の間に起こり、底生有孔虫は恐竜を絶滅させたKT絶滅よりもPETMの間により大きな被害を受けました。[99] [100] [101] PETMの開始時に、太平洋の底生有孔虫の多様性は30％減少し、[102]現在スペインにあるズマイアでは、PETMの過程で底生有孔虫の55％が絶滅しましたが、[103]この減少はすべての場所で普遍的だったわけではありません。ヒマラヤ台地炭酸塩岩は、PETM の始まりに大型底生有孔虫の集団に大きな変化は見られないが、その減少はイベントの終わりに近づいた。[104]多様性の減少と、過酷なほど暑い熱帯地方からの移住は、プランクトン性有孔虫も悪影響を受けたことを示している。[105]リリパット効果は浅瀬の有孔虫で観察されているが、[106]これは表面水密度の低下または栄養分の利用可能性の低下に対する反応である可能性がある。[107]光共生生物を持つプランクトン性有孔虫の個体数が増加した。[108]石灰質ナノプランクトンの絶滅率は増加したが、発生率も増加した。[109]ケルゲレン高原では、ナノプランクトンの生産性は、負のδ 13 Cの始まりに急激に低下した。海洋プランクトンの一種であるFasciculithusは絶滅したが、その原因は表層水の貧栄養化によるものと考えられている。[ 110 ] [111] Sphenolithus属、Zygrhablithus属、Octolithus属も大きな被害を受けた。[112]
熱帯大西洋のサンプルでは、全体的に渦嚢胞の個体数が急激に減少したことが示されている。[114]対照的に、好熱性渦鞭毛藻類は繁殖し、[115]特にアペクトディニウムが顕著であった。[116] [117] [118]アペクトディニウムの個体数のこのピークは、PETMを定義する生層序マーカーとして使用されている。[119] [120]アペクトディニウム・ホモモルフムの適応度はPETM全体で一定であったが、他の種の適応度は低下した。[121]
放散虫はPETM上で大きく成長した。[122]
気温上昇に敏感な群体性サンゴはPETMの間に減少し、より大きな底生有孔虫に取って代わられました。[123]アラゴナイトサンゴは海洋の酸性化と表層水の富栄養化により成長能力が大きく阻害されました。[124]全体的に、サンゴの骨格形成能力は大幅に低下しました。[125]
深海の絶滅は説明が難しい。深海の底生有孔虫の多くの種は世界中に生息しており、局所的な絶滅に対しては避難場所を見つけることができるからである。[126]温度に関連した酸素の利用可能性の低下や、炭酸塩が飽和していない深海による腐食の増加などの一般的な仮説は、説明としては不十分である。酸性化も石灰化有孔虫の絶滅に影響を与えた可能性があり、温度の上昇により代謝率が上昇し、より多くの食糧供給が必要になっただろう。このようなより多くの食糧供給は、温暖化と海洋の成層化の増加が生産性の低下を招き、[127]海底の底生有孔虫に到達する前に水柱内の有機物の再鉱化が増加したために実現しなかった可能性がある。[128]地球規模の唯一の要因は温度の上昇であった。北大西洋の地域的な絶滅は、深海の無酸素状態の増加に起因する可能性があり、これは海流の反転の減速、または大量のメタンの放出と急速な酸化によるものと考えられます。
浅い海域では、二酸化炭素濃度の上昇が海洋のpH を低下させ、サンゴに深刻な悪影響を及ぼすことは否定できない。 [129]実験では、石灰化プランクトンにも非常に有害であることが示唆されている。[130]しかし、二酸化炭素濃度の上昇によって生じる自然な酸性度上昇をシミュレートするために使用された強酸は、誤解を招く結果をもたらした可能性があり、最新の証拠では、円石藻（少なくともE. huxleyi ）は酸性水で石灰化が減少するのではなく、増加している。[131]円石藻などの石灰質ナノプランクトンの分布の変化は、PETM中の酸性化に起因するものではない。[131]また、石灰質ナノプランクトンの豊富さは酸性度の変化によって制御されておらず、栄養素の利用可能性と温度の地域的な変動がはるかに大きな役割を果たしている。[132]南極海と赤道における石灰質ナノプランクトンの多様性の変化は温度変化の影響を最も受けたが、外洋の残りの部分の大部分では、栄養塩の利用可能性の変化が主な要因であった。[133]酸性化は、重度に石灰化した藻類[112]と弱く石灰化した有孔虫の豊富化をもたらした。 [134]石灰質ナノ化石種である Neochiastozygus junctus は繁栄した。その成功は、栄養素の流出の増加によって引き起こされた表面生産性の向上に起因する。[135] [136] PETM 開始時の富栄養化は、K 戦略大型有孔虫の減少を早めたが、PETM 後の低緯度サンゴの死滅と同時期に、K 戦略大型有孔虫は回復した。[137]
2021年5月に発表された研究では、エジプトのラスガリブで発見されたメネ・マキュラータなどの魚類の化石に基づいて、PETMの期間中、少なくとも一部の熱帯地域で魚類が繁栄していたと結論付けられました。[138]
土地
湿度の高い気候条件により、現代のアジアの哺乳類は気候帯に応じて北方へと移動した。移動の時期と速度については不確実な点が残っている。[23]陸生動物は、猛暑によって引き起こされた有毒なシアノバクテリアの大量発生により大量死した。[139]
哺乳類の増加は興味深い。地球温暖化が矮小化を促進した可能性がある[140] [141] [142] – そしてそれが種分化を促したのかもしれない。大規模な矮小化はPETMの初期に起こり、超温暖期の中頃にさらなる矮小化が起こった。[10]様々な哺乳類の系統の矮小化は、PETMによって直接引き起こされたのではない体サイズの縮小を伴う他の哺乳類のさらなる矮小化をもたらした。[143]ヒアエノドン類、偶蹄類、奇蹄類、霊長類を含む多くの主要な哺乳類の系統群は、PETMの開始から13,000～22,000年後に出現し、世界中に広がった。[144] [145] [146]インド亜大陸は、哺乳類の系統がアフリカや北半球の大陸に広がる多様性の中心地として機能した可能性がある。[147]ユーラシアの複数の哺乳類目が北アメリカに侵入したが、ニッチ空間が飽和していなかったため、全体的なコミュニティ構造にはほとんど影響を及ぼさなかった。[148]
昆虫による植物への被害の量と多様性で測定される昆虫食の多様性は、PETMの間に地球温暖化と相関して増加しました。[149]アリ属のGesomyrmexは、 PETMの間にユーラシア大陸全体に広がりました。[150]哺乳類と同様に、土壌に生息する無脊椎動物はPETMの間に小型化していることが観察されています。[151]
PETMは、地球全体の陸上植生に大きな変化をもたらした。すべての地域において、後期暁新世の植物相はPETMや前期始新世の植物相とは大きく異なっている。[152]北極はヤシと広葉樹林に覆われるようになった。[153]テキサス州中部の湾岸は熱帯雨林と熱帯季節林に覆われていた。[154]
地質学的影響
この期間にまたがる多くの露頭と多くの掘削コアで堆積物の堆積が大きく変化した。 [155] PETMの間、堆積物は侵食（火山、地震、プレートテクトニクスなどの初期プロセス）により、砕屑性源からのカオリナイトで富化した。 [156] [157] [158]降水量の増加と、古いカオリナイトに富む土壌と堆積物の侵食の増加が、この原因であった可能性がある。[159] [160] [161]増加した流出水による風化の増加により、炭酸塩団塊（ミクロコディウムのような）に富んだ厚い古土壌が形成され、これは半乾燥気候を示唆している。[23]より弱く緩やかな高温帯とは異なり、海緑石の自生は抑制された。[162]
PETMの堆積学的影響は炭素同位体の変化に遅れて現れた。[163]スペイン北部のトレンプ・グラウス盆地では、PETMから約3,800年後に河川系が成長し、沖積堆積物の堆積速度が増加した。[164]
いくつかの海洋の場所（主に深海）では、海底での炭酸塩の溶解により、PETM全体の堆積速度が低下したに違いありません。一方、他の場所（主に浅海）では、イベント中に河川物質の供給が増加したため、PETM全体の堆積速度が増加したに違いありません。[165]
考えられる原因
PETMのさまざまな原因を区別することは困難である。気温は世界中で着実に上昇しており、瞬間的な急上昇を引き起こすメカニズムが呼び出されるはずであり、それが正のフィードバック（または「転換点」の活性化[166]）によって強調または促進された可能性がある。これらの要因を解き明かすための最大の助けは、炭素同位体の質量バランスを考慮することである。外因性炭素循環全体（つまり、海洋と大気に含まれる炭素は短期間で変化する可能性がある）は、δ13Cで-0.2％から-0.3％の変動を受けたことがわかっている。また、他の炭素埋蔵量の同位体シグネチャを考慮することで、この効果を生み出すには埋蔵量のどの程度の質量が必要かを検討することができます。このアプローチの根底にある仮定は、外因性炭素の質量が古第三紀でも現在と同じであったというものです。これは確認するのが非常に難しいことです。
大規模なキンバーライト地帯の噴火
初期の温暖化の原因は大気中への炭素（CO 2および/またはCH 4 ）の大量注入によるものとされてきたが、炭素の発生源はまだ見つかっていない。カナダ北部のラック・ド・グラス地域で約56 Maに大規模なキンバーライトパイプ群が配置されたことで、マグマから溶出するCO 2の形で初期の温暖化を引き起こした炭素が供給された可能性がある。計算によると、暁新世-始新世の温暖極大期に関連する初期の約3 °Cの海水温上昇に必要な推定900 ～1,100 Pg [167]の炭素は、大規模なキンバーライト群の配置中に放出された可能性がある。 [168]暖かい表層海水が中深度に移動したことで、海底メタンハイドレートが熱分解し、同位体減少炭素が供給され、炭素同位体の偏位が生じた。ラック・ド・グラース地域の他の 2 つのキンバーライト クラスターと他の 2 つの初期新生代ハイパーサーマルの同年代は、キンバーライトの定置中に発生した CO2 のガス放出が、これらの突然の地球温暖化現象の原因となった CO2 の発生源である可能性が高いことを示してい ます。
火山活動
北大西洋火成岩地域
観測された炭素循環の乱れと地球温暖化の原因として有力な候補の1つは、北大西洋火成岩地域（NAIP）[7]に関連する火山活動であり、初期の炭素添加の比較的重い同位体値に基づくと、PETM中に10,000ギガトン以上の炭素を放出したと考えられています。[6] PETM中の 水銀異常は、イベント中に大規模な火山活動があったことを示しています。[169]さらに、∆199Hgの増加は、激しい火山活動がPETMの開始と同時にあったことを示しています。[170] PETMに遡る北極海の堆積物中の オスミウム同位体異常は、この超高温の原因が火山である証拠として解釈されています。[171]
炭素を豊富に含む堆積物への高温のマグマの貫入が、同位体的に軽いメタンの十分な量の脱ガスを引き起こし、地球温暖化と観測された同位体異常を引き起こした可能性がある。この仮説は、ノルウェー中部縁辺部とシェトランド諸島西部の堆積盆地に、広範囲にわたる貫入岩床複合体と数千キロメートル規模の熱水噴出孔複合体が存在することによって文書化されている。 [172] [173] [174]この熱水噴出は浅い深さで発生したため、大気中にガスを放出する能力が高まり、地球の気候に影響を与えた。[175]大規模な火山噴火は地球の気候に影響を及ぼし、地球表面に到達する太陽放射の量を減らし、対流圏の温度を下げ、大気の循環パターンを変える可能性がある。大規模な火山活動は数日間しか続かないかもしれないが、大量のガスと灰の噴出は何年も気候パターンに影響を与える可能性がある。硫酸ガスは硫酸エアロゾルに変換される。これは約75%の硫酸を含むサブミクロンの液滴である。噴火後、これらのエアロゾル粒子は成層圏に3～4年も留まることがある。[176]さらに、火山活動の段階によってメタンクラスレートの放出やその他の潜在的なフィードバックループが引き起こされた可能性がある。[45] [6] [166] NAIP火山活動は、温室効果ガスの追加だけでなく、北大西洋の水深を変化させることで、当時の気候変動に影響を与えた。[177]フェロー諸島・シェトランド諸島盆地を通じた北海と北大西洋のつながりは厳しく制限されており、[178] [ 179] [180]イギリス海峡を経由したつながりも同様に制限されていた。[177]
NAIP火山活動の後期段階は、ETM2のような前期始新世の他の高温イベントも引き起こした可能性がある。[45]
その他の火山活動
カリブ海周辺の火山活動が海流の循環を乱し、気候変動の規模を拡大させた可能性も示唆されている。[181]
軌道力
エルモ地平線（別名ETM2 ）などの、より後期の（より小規模な）地球規模の温暖化事象の存在は、地球の軌道の40万年および10万年の離心率サイクルの極大によって引き起こされる事象が定期的に繰り返されるという仮説につながった。[182]メリーランド州ハワード・トラクトのコアは、PETMが軌道離心率が最大になったときの軸歳差運動の極端な結果として発生したことを示している。[183] 現在の温暖化期間は、地球の軌道の離心が最小になるため、さらに5万年続くと予想されている。軌道上の日射量（したがって気温）の増加は、システムを閾値以上に強制し、正のフィードバックを引き起こすだろう。[184]軌道強制仮説は、PETMが約40万年の離心率サイクルの最小値と一致していたという研究によって疑問視されており、これは超熱的活動の軌道トリガーとして提案されているものとは矛盾している。[185]
彗星の衝突
一説によると、炭素12 を多く含む彗星が地球に衝突し、温暖化現象を引き起こしたとされています。P/E 境界と同時期に起きた彗星の衝突は、この現象に関連するいくつかの謎めいた特徴、例えばズマイアのイリジウム異常、磁性ナノ粒子を豊富に含む局所的なカオリナイト粘土層の突然の出現、そして特に炭素同位体偏位と温度極大のほぼ同時発生などを説明するのにも役立ちます。
彗星の衝突の重要な特徴と検証可能な予測は、それが大気と表層海にほぼ瞬時に環境影響を及ぼし、後に深海に波及するということである。[186]フィードバックプロセスを考慮しても、これには少なくとも 100 ギガトンの地球外炭素が必要である。[186]このような壊滅的な衝突は地球に痕跡を残すはずである。ニュージャージー州の海岸棚にある厚さ 5 ～ 20 メートルの粘土層には異常な量の磁鉄鉱が含まれていたが、これらの磁性粒子が彗星の衝突の結果であるには 9 ～ 18 千年前に形成されたことが判明した。また、粒子の結晶構造は地球外起源ではなく磁性細菌の特徴であった。 [187]しかし、最近の分析では、粘土サンプルの磁性粒子の大部分は非生物起源の孤立した粒子であることがわかった。[188]
2016年にサイエンス誌に掲載された報告書では、米国東部の大西洋岸の海洋PE境界3か所から衝突噴出物が発見されたことが報告されており、PE境界での炭素同位体変動中に地球外衝突が発生したことが示唆されている。 [ 189] [190]発見されたケイ酸塩ガラス球は、マイクロテクタイトとマイクロクリスタイトであると特定された。[189]
泥炭の燃焼
かつては、莫大な量の泥炭が燃焼したと仮定されていた。なぜなら、暁新世には、現在よりも大量の炭素が陸上生物として蓄えられていたからである。なぜなら、 PETMの時代には、植物が実際により活発に成長していたからである。この理論は、 δ13Cを生成するために、観測された変動が地球上のバイオマスの90パーセント以上を燃焼させていたはずである。しかし、暁新世は世界中で泥炭が大量に蓄積した時代としても知られている。包括的な調査では、煤や類似の粒子状炭素の形で化石有機物が燃焼した証拠は見つからなかった。[191]
呼吸の強化
有機物の呼吸速度は気温が上昇すると増加する。二酸化炭素濃度の急激な上昇を説明するために提案されているフィードバックメカニズムの1つは、地球温暖化の他の原因によって引き起こされた地球温度の上昇と一致する、突然の急速な陸上呼吸速度の上昇である。[192]数学モデルは、PETMの開始時に観測された炭素同位体変動の有効な説明として、有機物の酸化の増加を支持している。[193]
陸上のメタン放出
湿地からのメタンの放出はPETMの温暖化の一因となった。その証拠はδ13Cから得られる。湿原堆積物からのホパノイドの減少は、湿原深部での湿原メタン生成の増加を反映している可能性が高い。[194]
メタンクラスレート放出
メタンハイドレートの溶解は、PETMで観測された炭素同位体の変動と温暖化の非常に妥当な原因メカニズムとして挙げられてきた。[195]初期の摂動を増幅する可能性のある最も明白なフィードバックメカニズムは、メタンクラスレートのメカニズムである。特定の温度と圧力条件下では、海底堆積物中の微生物の分解によって継続的に生成されるメタンは、水との複合体で安定しており、水はメタンを固体の形で閉じ込める氷のようなケージを形成する。温度が上昇すると、このクラスレート構成を安定に保つために必要な圧力が増加するため、浅いクラスレートは解離し、メタンガスが大気中に放出される。生物起源のクラスレートはδ 13 C−60‰のシグネチャ（無機クラスレートはそれでもかなり大きい−40‰）であり、比較的小さな質量でも大きなδ13Cを生成することができる。さらに、メタンは強力な温室効果ガスであり、大気中に放出されると温暖化を引き起こし、海がこの熱を底質に運ぶと、より多くのクラスレートが不安定になります。[40]
クラスレート仮説をPETMに適用するには、炭素同位体の変動の少し前に海洋が温暖であったことを示す兆候がなければならない。なぜなら、メタンがシステムに混ざり、δ13Cが還元炭素が深海の堆積物記録に戻ることを示唆する証拠が2000年代まで存在し、メタン理論の支持を弱めていた。2002年には、初期の温暖化とδ13Cの上昇の間に短いギャップが生じた。エクスカーションが検出された。[196] 2007年には、表面温度の化学マーカー（TEX 86）も、炭素同位体のエクスカーションの約3,000年前に温暖化が起こったことを示していたが、これはすべてのコアに当てはまるわけではないようだった。[51]しかし、2005年の研究では、深海（非表面）ではこの時間差の証拠は見つからなかった。[197 ]さらに、δ 13 C異常は、TEX 86古温度計が生物学的影響をかなり受けやすいため、簡単に（そしてより妥当に）局所的な変動（特に大西洋沿岸平野、例えばSluijs, et al., 2007）に起因すると考えられる。δ 18 O底生性またはプランクトン性の有孔虫の記録は、これらの地域のいずれにおいても事前の温暖化を示さず、氷のない世界では、過去の海洋温度のより信頼性の高い指標となる。これらの記録を分析すると、別の興味深い事実が明らかになった。プランクトン性（浮遊性）有孔虫は底生性（底生性）有孔虫よりも早く軽い同位体値への変化を記録している。[ 198]より軽い（低いδ13C) メタン生成炭素は、酸化された後にのみ有孔虫の殻に取り込まれる。ガスが徐々に放出されると、深海で酸化され、底生有孔虫はより早くより軽い値を示すだろう。プランクトン性有孔虫が最初に信号を示したという事実は、メタンが急速に放出されたため、その酸化により水柱の深部にある酸素がすべて消費され、一部のメタンが酸化されずに大気に到達し、大気中の酸素と反応したことを示唆している。この観察により、メタンの放出期間を約10,000年未満に制限することもできます。[196]
しかし、メタンハイドレート分解仮説にはいくつかの大きな問題がある。表層水有孔虫がδ13Cを示す最も簡潔な解釈は、底生生物の同種よりも先に変動が起こった（トーマスらの論文のように）という点は、変動が上から下へではなく、上から下へ起こったということである。もし異常なδ13C（ CH4またはCO2の形態を問わず）最初に大気中の炭素貯蔵庫に入り、その後表層海水に拡散し、より長い時間スケールで深層海水と混合すると、底生生物よりも先にプランクトンがより軽い値にシフトすることが観察されると予想される。[199]
メタンクラスレート放出仮説に対するさらなる批判は、大規模なメタン放出による温暖化効果は1000年以上持続しないというものである。したがって、この批判の支持者は、メタンクラスレート放出が5万年から20万年続いたPETMの主な原因ではなかったと主張している。[200]
メタンハイドレートが主要な炭素源になるほど多量であったかどうかについては議論があり、2011年の論文ではそうであると提案された。[201]現在、世界のメタンハイドレート埋蔵量はかつては2,000～10,000 Gt C（炭素換算で数十億トン）と考えられていたが、現在では1500～2000 Gt Cと推定されている。[202]しかし、世界の海底温度は現在よりも約6℃高く、ガスハイドレートを収容する堆積物の体積が現在よりもはるかに少なかったため、PETM以前の世界のハイドレート量は現在の推定よりもはるかに少ないと考えられてきた。[200]しかし、ある研究では、海水の酸素含有量が低かったため、同位体変化を説明する実行可能なメカニズムとなる十分なメタンクラスレート堆積物が存在していた可能性があることが示唆されている。[203] 2006年の研究では、科学者たちはPETMの炭素源は謎であるとみなした。[204]数値シミュレーションを使用した2011年の研究では、有機炭素の沈殿とメタン生成の増加が、より小さな体積の水和物の安定性を補った可能性があることを示唆している。 [201] PETMの炭素同位体エクスカーション（CIE）中の大気中のCO2含有量の再構築に基づく2016年の研究では、三重酸素同位体分析を使用して、海底メタンが大量に大気中に放出され、それが気候変動の原動力であると示唆している。著者らはまた、メタンハイドレート堆積物の熱分解によるメタンハイドレートの大量放出は、CIEが最初に特定されて以来、CIEを説明する最も説得力のある仮説であると述べている。[205] 2019年の研究では、PETMの数千年前に約2度の地球温暖化があり、この温暖化が最終的にメタンハイドレートを不安定化し、PETM中の炭素排出量の増加を引き起こしたと示唆されており、これは海洋のバリウム濃度の大幅な増加によって証明されています（PETM時代のハイドレート鉱床もバリウムを豊富に含み、溶融時にバリウムを放出したため）。[206] 2022年には、有孔虫記録研究がこの結論を補強し、PETM以前のCO2の放出は、その速度と範囲において現在の人為的排出量に匹敵し、いわゆる事前エクスカーション（POE）とメインイベント（炭素同位体エクスカーション、またはCIE）の間の数世紀から数千年の間に、温暖化と海洋酸性化の背景レベルへの回復に十分な時間があったことを示唆しました。[166]2021年の論文ではさらに、PETMは火山活動の大幅な激化から始まり、低強度の火山活動が二酸化炭素レベルの上昇を維持したが、「少なくとも他の1つの炭素貯蔵庫が初期の温暖化に反応して大量の温室効果ガスを放出した」と指摘されている。[207]
2001年には、温度上昇によって海底に熱が拡散し、クラスレートが放出される深さに達するまでに約2,300年かかると推定されたが、正確な時間枠は、制約の不十分ないくつかの仮定に大きく依存している。[208]洪水による 海洋温暖化と海面低下による圧力変化により、クラスレートが不安定になり、メタンが放出された可能性がある。これは、数千年という短い期間で起こる可能性がある。メタンをクラスレートに固定する逆のプロセスは、数万年という長い期間にわたって起こる。[209]
海洋循環
海洋循環の大規模なパターンは、熱が海洋を通じてどのように輸送されたかを考える上で重要です。これらのパターンに関する私たちの理解はまだ初期段階です。モデルは、適切な水深プロファイルがあれば、浅いクラスレートを含む海洋棚に熱を迅速に輸送するメカニズムが存在する可能性があることを示していますが、モデルはまだ観測データの分布と一致していません。「深海形成の南から北への切り替えに伴う温暖化は、少なくとも水深1900メートルまでの世界の海洋のほとんどの海底ガスハイドレートを不安定にするのに十分な温暖化を引き起こします。」この不安定化により、海底のクラスレートゾーンから2000ギガトンを超えるメタンガスが放出された可能性があります。[210]炭素同位体比の変化に関する海洋循環の変化のタイミングは、深海の温度上昇がメタンハイドレートの放出を引き起こしたという主張を裏付けるために議論されてきました。[211]しかし、別の研究では深層水の形成に変化があったという証拠は見つからず、PETM中に亜熱帯深層水の形成ではなく亜熱帯の沈み込みの深化が起こったことを示唆している。[212]
北極の淡水が北太平洋に流入すると、メタンハイドレートの不安定化の触媒となり、PETMの発生の前兆となる可能性がある。[213]
回復
海洋堆積物（堆積速度）などの気候指標は、約83kaの期間を示しており、初期の急速な段階が約33ka、その後の緩やかな段階が約50kaであることを示しています。[2]
最も可能性の高い回復方法は、生物生産性の向上による炭素の深海への輸送である。これは、地球全体の気温と二酸化炭素濃度の上昇、および栄養供給の増加（気温と降雨量の上昇による大陸の風化の進行によるもの。火山がさらなる栄養を供給した可能性もある）によって促進されるだろう。生物生産性の向上の証拠は、生物濃縮バリウムの形で示されている。[214]しかし、この代理指標は、メタンに溶解したバリウムの追加を反映している可能性がある。[215]多様化により、沿岸近くの環境では生産性が向上し、その増加が深海の生産性の低下を上回ったことが示唆されている。沿岸近くの環境は暖かく、流出によって肥沃であったはずである。[134]中期始新世に北極海底に水生シダ植物アゾラが大量に堆積したこと（「アゾライベント」）は、地中に埋もれた腐敗したアゾラに炭素を隔離することで、PETM終焉の初期段階に寄与した可能性がある。[55] NAIP火山活動の別の波も、火山の冬を通じて高温期を終わらせる役割を果たした可能性がある。[35]
今日の気候変動との比較
少なくとも1997年以来、PETMは地球科学において、地球温暖化と海洋と大気への大量の炭素流入の影響を理解するための類似例として研究されてきた。[216] [217]海洋酸性化も含まれる。 [40]主な違いは、PETMの期間中、ドレーク海峡はまだ開通しておらず、中央アメリカ海路はまだ閉鎖されていなかったため、地球は氷がなかったことである。[218]現在、PETMは地球温暖化と大量の炭素排出の「ケーススタディ」であると一般的に考えられているが、[1] [2] [41]この出来事の原因、詳細、全体的な重要性は不明のままである。[要出典]
炭素添加速度
PETM中の炭素排出量は、現在の人為的排出量に比べて緩やかだった。[219] PETM中の海洋大気システムへの炭素増加のピークをモデルでシミュレーションすると、年間0.3～1.7ペタグラム（Pg C/年）の炭素増加が予想されるが、これは現在観測されている炭素排出速度よりもはるかに遅い。1ペタグラムの炭素は1ギガトン（GtC）の炭素に相当し、現在の大気中への炭素注入速度は10 GtC/年を超えており、PETM中の炭素注入速度よりもはるかに速い。[220]今日の海底からのメタン排出体制は、PETM中のものと似ている可能性があると示唆されている。[221]現代の炭素放出率はPETMを上回っているため、PETMのようなシナリオが人為的な地球温暖化の最良の結果であり、白亜紀-古第三紀の絶滅イベントと同規模の大量絶滅が最悪のシナリオであると推測されています。[222]
温度の類似性
地球惑星科学教授のジェームズ・ザコスは、IPCCの2300年の予測では、従来通りのシナリオでは「地球の気温が5000万年ぶりのレベルに達する可能性がある」と指摘している。これは始新世初期のことだ。[223] PETMは現代の気候変動の最も優れた古代の類似例であると主張する人もいる。[224]科学者たちは、PETM中の海洋の変化を調査することで、気候変動が海洋の化学に与える影響を調査してきた。[225] [226]
転換点
ある研究によると、PETMは地球システム内に重大な気候変動の転換点が存在することを示し、「追加の炭素貯蔵庫の放出を引き起こし、地球の気候をより高温にする可能性がある」と結論づけている。[166] [227]
気候感度
PETMの頃の気候感度が今日よりも高かったか低かったかは議論の余地がある。2022年の研究では、ユーラシア大陸縁海は生物生産性が高いためPETM中に主要な炭素吸収源として機能し、温暖化を遅らせ、緩和するのに役立ったこと、また当時は多くの大きな大陸縁海が存在していたため、地球の気候は、大陸縁海がはるかに少ない今日に比べて、温室効果ガスによる強制力に対して敏感ではなかったことが判明した。[228]しかし、他の研究では、PETMの頃の気候感度は現在よりも高かったことを示唆しており[229] 、これは温室効果ガスの放出に対する感度は、大気中の濃度が高いほど高くなることを意味している。[230]
参照
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さらに読む
- Jardine P (2011). 「暁新世-始新世温暖極大期」.古生物学オンライン. 1 (記事 5): 1–7.
外部リンク
- BBCラジオ4、私たちの時代、暁新世-始新世温暖化極大期、2017年3月16日
- 5600 万年前の地球温暖化：それが私たちにとって何を意味するか（ビデオ）