古新世-始新世极热事件如何让我们了解未来人为驱动的气候变化？

古新世-始新世极热事件如何让我们了解未来人为驱动的气候变化？

潘欣欣，余明勇，张朴丽，范冬梅

（曲靖市沾益区气象局，沾益 655331）

摘要：古新世—始新世极热事件（Paleocene-Eocene Thermal Maximum,简称：PETM）等超高温事件提供了对遭受大量碳输入时的反馈或响应的洞察，这有助于我们了解长期和短期碳循环机制，从而更准确地预测面对当前不断增加的巨大化石燃料排放，气候将如何响应[1]，并通过PETM 这个很好的例子帮助我们减少自然潜在碳源的不确定性[2]。海洋甲烷水合物和陆地永久冻土的碳库和温室气体排放的比率下降，这是一种正反馈。本文基于对大量二氧化碳释放源的来源、它们如何影响新生代碳循环动力学以及随后可能的后果，如海洋酸化和永久冻土融化等的研究回顾，以探讨未来的温室效应可能性和不确定性。

关键词：古新世—始新世极热事件；碳循环机制；海洋酸化；永久冻土融化；温室效应

How Paleocene- Eocene Thermal Maximum inform us about future, anthropogenically-driven, climate change?

Pan Xinxin, Yumingyong, Zhangpuli, Fandongmei

(Qujing Zhanyi Meteology Beaura, Qujing 655331)

Abstract：Past climate,  especially hyperthermal events such as PETM,  provide insight on feedback or responses when suffering massive carbon inputs,  which help us understand long-term and short-term carbon cycle mechanisms, so as to accurately forecast how climate respondsto the currently escalating fossil-fuel emission[1],  and also to reduce uncertainty of naturally potential carbon sources via a good example PETM [2]. There was a 13C/12C ratio drop in carbon reservoirs and greenhouse gas emissions from marine methane hydrate and terrestrial permafrost,which served as positive feedback. This essay is based on reviews of massive carbon dioxide release sources, how they affect carbon cycle dynamics during Cenozoic, and subsequent consequences, such as ocean acidification and permafrost thawing, so as to explore future possibilities and responses to enormous carbon input, although uncertainties still remain.

Key words: Paleocene- Eocene Thermal Maximum(PETM), carbon cycle mechanisms, ocean acidification, permafrost thawing, greenhouse effect

1背景

据预测，如果我们不降低目前的化石燃料排放量，并且碳封存努力保持在目前的水平，从工业革命到2400年，5000Gt人为碳将释放到大气中[4]。这些碳最终会以碳酸钙和有机物的形式沉积到地层中[5]。在即将到来的千年，大气和海洋将承担相当沉重的碳储存负担，其中60%会在大气中积累，从而增加(二氧化碳分压)，另外相当一部分会随后进入海洋，伴随着pH值显着降低，从而影响全球海洋环流[1]。过去和现代的气候比较可以为理解气候动力学提供重要的参考，特别是新生代的气候，可以帮助我们洞察未来对大量碳输入的反应，虽然这一单一因素不足以解释古新世-始新世极热(PETM)变暖[2]。鉴于PETM发展过程中的其他过程，全球气候在数百万年期间仍保持在宜居状态[1]。

新生代（距今6500万年）的极热事件，由于其高于工业化前水平的大气

浓度，提供了与现在相比更极端的变暖的气候例子[6]。在新生代变暖期间，有大量的碳释放，伴随着海洋酸化[3]，其中全球平均表面温度比PETM前水平高4-7°C，并在1万年内增加了5°C[6]。超过5-20千年期间，碳向海洋和大气释放了4500到6800PgC。大气中浓度达到约1000ppm水平的最后一次实例是距今5600至3400万年的始新世早期气候最适宜期（EECO，英文：early Eocene climatic optimum），此时很高，全球长期温度达到最大值（如图1），几乎没有冰川和极地冰盖[7]。新生代早期的这些极端事件被视为极热事件。由于这些高温热能在短时间内连续发生，它们并未显著改变板块构造[1]。这样，在大量碳输入量之后，极热事件为研究未来100-100,000年的气候和地球系统动力学提供了一个研究视角[1]。

图 1   新生代（距今6500万年）气候变化示意图[8]，古新世－始新世极热事件发生在新生代早期，距今55500万年前。

1.1碳循环反应和反馈

就新生代早期的碳循环而言，随着大气的增加，全球平均温度升高，这将影响全球环流、降水幅度和模式、海冰覆盖和大陆冰盖的稳定性[8]。潜在的正反馈意味着温室气体浓度可以大幅增加。例如，较慢的变暖和淡水排放可能会减缓高纬度表层和深水中的养分交换，从而阻止人为碳从大气中吸收到海洋中，即阻止生物或非生物的方式进行海洋碳汇[1]。另一方面，负反馈表明可能会抵消降低的海洋表面密度，这将通过更强的纬向风增加海洋倾覆。

根据沉积记录中发现的证据，碳酸盐和有机碳的比值迅速显着下降，表明存在碳的同位素负漂移，这意味着大量贫化的被注入大气和海洋，在某种程度上，这种明显的无序扰乱了全球自然碳循环[2]。此外，由于大量的海底碳酸盐溶解导致海洋酸化，进而导致深海沉积物中的碳酸盐含量显著下降[3]。多个始新世早期的超高温研究记录了碳同位素负漂移和碳酸盐溶解层的特征[3][4][6]。

在新生代早期的高温期间，全球变暖的来源仍然不确定[9]。它可能是火山喷发、深埋岩石或地球表面的许多不同活动的正反馈结果[1]。在长时间尺度上，火山活动在延长的时间尺度上启动正反馈，防止碳浓度上升过高或下降过低，与正反馈相关。随着大气中的增加，硅酸盐岩石的化学风化会随着温度和降水的增加而增强，反之亦然[21]。

2海洋反馈

预计在从工业革命到2400年期间，尽管海洋在超过100-1000年的时间尺度上为主要碳汇，仍然有约5000GtC将进入大气层[1]。当海洋表面吸收和储存大量碳时，其pH值会降低。为了防止海洋表面过饱和，大气中的吸收速度会变慢。同时，海洋碳储量通过平流和深海对流热力驱动到绝热的深水层，例如海洋生物将无机碳转化为有机碳并沉降至深海，将生物量碳封存在海底[3]。然而，由于温度逐渐升高，来自高纬度的温暖和淡水表层水会减缓对流翻转，加强热分层，从而使风力驱动的深海养分难以与表层海洋养分混合。在这个过程中，热量被转移并储存在深海中。由于深海对碳的吸收和快速储存，大气中的增加得更快，但仍保持相对稳定的状态[3]。

此外，在PETM期间释放了公吨以甲烷形式存在的碳[10]。通过氧化和吸收等海洋化学过程，降低了深海中的pH值。这导致方解石补偿深度仅在1万年以内变浅[3]。释放的甲烷会被氧化成溶解到海洋中，一直在改变海洋的自然化学过程，从而降低pH值和碳酸根离子浓度[10]。这一过程被溶跃层和方解石补偿深度的上升部分中和，从而导致海底更广泛的碳酸盐溶解。在整个硅酸盐岩石的化学风化过程中，将被封存，从而恢复碳酸盐化学反应。据建模，超过1万年期间的1200Gt碳输入会导致300m溶跃层浅化，但其恢复需要4万年[11]。这种变化会导致从富含碳酸盐的沉积物快速过渡到粘土，然后逐渐缓慢地恢复到碳酸盐。古新世-始新世边界条件下，大量碳被溶解加上硅酸盐天气反馈，使碳永久封存[3]。

PETM的记录有助于预测未来的可能性，因为它们表明碳同位素从地表到深海的漂移延迟了，这意味着短期翻转循环减慢，随后PETM中的溶解氧确实减少，这是翻转循环变慢和地表温度升高的联合效应[3]。另外，PETM记录表明，由于缺氧，PETM中底栖有孔虫大量灭绝。

由于温室效应和海洋酸化，底栖钙化生物的生物多样性在PETM期间显著下降[12]。虽然海洋表面生物多样性保持相对稳定的状态，但深海碳酸盐饱和度不足可能会在PETM期间危及钙化生物。根据对未来海洋条件的模拟显示，未来快速和极端的欠饱和甚至超过了PETM条件下的情况；并且在全球变暖和海洋酸化的情况下有更高的可能性，发生的更严重的大范围灭绝[12]。

3冻土反馈

永久冻土作为新生代全球变暖的正反馈，表现为碳释放速度加快，初始释放后可产生数百至数千Gt的碳[6]。土壤和浅水系统也储存了大量的碳，随着它们变得更加干燥，它可以被视为潜在的碳输入

[1]。频繁的干燥过程，包括自然干燥或燃烧，有助于快速将碳释放到大气中，其速度比吸收过程更快。同时，随着相对干燥的陆地变湿，甲烷会随着变湿而排放，并可能进入海洋，伴随着天然气水合物的分解，从而加剧海洋酸化[1]。

PETM的发生及其幅度和时间可以追溯到土壤碳的轨道分解。然而，这需要长期释放克碳到大气-海洋系统中。高纬度强迫导致大量陆地碳释放，释放的土壤碳作为正反馈引发突发性极端高温。在古新世晚期和始新世早期，在南极洲和环北极的高海拔地区发现了大量的碳储量[6]。当全球变暖在这些地区达到其气候阈值时，永久冻土将解冻，土壤碳在此期间突然释放。模型表明，由陆地多年冻土土壤碳分解释放出的，通过水汽和云反馈与甲烷和氮氧化物复合，增强了甲烷和氮氧化物通过水汽和云反馈的作用[13]。当到达的永久冻土层土壤碳耗尽时，由于极端温暖和大量降水，硅酸盐风化会增加，因此它们共同导致在事件开始后的1000-10000年内减少二氧化碳排放量[6]。轨道可变性和初始冷却的衰减将在高海拔位置重新建立永久冻土。然后大气中的减少速率将加快，因为永久冻土土壤碳封存将增加，尽管在这种冷却气候中硅酸盐环绕效率较低[14]。因此，在过热最大值之后，永久冻土土壤碳储量的补偿可以帮助该事件的快速恢复[15]。同时，它为下一次高温事件提供敏感的碳储量[8]。随着PETM温度不断升高，PETM中的永久冻土区面积范围稳步下降，持续下降，导致可用碳库减少，以及每个连续轨道强迫内的过热气体变小[6]。

从未来的角度来看，气候变暖可能会引发全球或区域的净永久冻土损失[6]。评估显示，直到2100年底，通过融化的永久冻土进入海洋和大气层将释放多达100个PgC[16]。如果10%的冷冻碳储量在西伯利亚解冻至5°C，40年内将释放约40PgC[22]。Tarnocai等人预测如果年平均气温上升4°C，它将在本世纪释放48PgC[23]。这些预测表明碳损失到大气中，代表着下个世纪的巨大碳源，尽管一些机制可以部分抵消永久冻土融化对气候的影响。

4未来展望

最近的PETM研究对PETM提出了一些关于未来气候变化的有效预测：极端海洋变暖，超过5°C，延伸到北极；区域降水量变化，导致高纬度地区河流流量增加；淡化北冰洋地表水；生态系统发生了重大变化，陆生植物和哺乳动物在纬度和洲际间进行了重大迁移，“外来”浮游植物和浮游动物在开阔和沿海海洋环境中突然出现[20][21]。

如果化石燃料排放继续以目前的速度发展，大气浓度将超过1800ppmv，这是一个可怕的令人沮丧的水平，在过去5000万年的气候历史中从未被观察到过。尽管存在不确定性和局限性，但准确预测未来气候如何响应可能具有挑战性。尽管存在不确定性和局限性，过去发生的温室气体变暖事件为研究这种变化的地球系统中的物理和生物地球化学相互作用提供了一个比较参考。

参考

[1]Zachos, J.C., Dickens, G.R. and Zeebe, R.E., 2008. An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics. Nature, 451(7176), p.279.

[2]Zeebe, R.E., Zachos, J.C. and Dickens, G.R., 2009. Carbon dioxide forcing alone insufficient to explain Palaeocene–Eocene Thermal Maximum warming. Nature Geoscience, 2(8), p.576.

[3]Zachos, J.C., Röhl, U., Schellenberg, S.A., Sluijs, A., Hodell, D.A., Kelly, D.C., Thomas, E., Nicolo, M., Raffi, I., Lourens, L.J. and McCarren, H., 2005. Rapid acidification of the ocean during the Paleocene-Eocene thermal maximum. Science, 308(5728), pp.1611-1615.

[4]Caldeira, K. and Wickett, M.E., 2003. Oceanography: anthropogenic carbon and ocean pH. Nature, 425(6956), p.365.

[5]Archer, D., 2005. Fate of fossil fuel CO2 in geologic time. Journal of Geophysical Research: Oceans

, 110(C9).

[6]DeConto, R.M., Galeotti, S., Pagani, M., Tracy, D., Schaefer, K., Zhang, T., Pollard, D. and Beerling, D.J., 2012. Past extreme warming events linked to massive carbon release from thawing permafrost. Nature, 484(7392), p.87.

[7]Hyland, E.G. and Sheldon, N.D., 2013. Coupled CO2-climate response during the early Eocene climatic optimum. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 369, pp.125-135.

[8]Dickens, G.R., 2003. Rethinking the global carbon cycle with a large, dynamic and microbially mediated gas hydrate capacitor. Earth and Planetary Science Letters, 213(3-4), pp.169-183.

[9]Dowsett, H.J., Robinson, M.M., Haywood, A.M., Hill, D.J., Dolan, A.M., Stoll, D.K., Chan, W.L., Abe-Ouchi, A., Chandler, M.A., Rosenbloom, N.A. and Otto-Bliesner, B.L., 2012. Assessing confidence in Pliocene sea surface temperatures to evaluate predictive models. Nature Climate Change, 2(5), p.365.

[10]Frieling, J., Svensen, H.H., Planke, S., Cramwinckel, M.J., Selnes, H. and Sluijs, A., 2016. Thermogenic methane release as a cause for the long duration of the PETM. Proceedings of the National Academy of Sciences, 113(43), pp.12059-12064.

[11]Katz, M.E., Pak, D.K., Dickens, G.R. and Miller, K.G., 1999. The source and fate of massive carbon input during the latest Paleocene thermal maximum. Science, 286(5444), pp.1531-1533.

[12]Ridgwell, A. and Schmidt, D.N., 2010. Past constraints on the vulnerability of marine calcifiers to massive carbon dioxide release. Nature Geoscience, 3(3), p.196.

[13]Sloan, L.C., Walker, J.C., Moore, T.C., Rea, D.K. and Zachos, J.C., 1992. Possible methane-induced polar warming in the early Eocene

[14]Pagani, M., Caldeira, K., Berner, R. and Beerling, D.J., 2009. The role of terrestrial plants in limiting atmospheric CO 2 decline over the past 24 million years. Nature, 460(7251), p.85.

[15]Bowen, G.J. and Zachos, J.C., 2010. Rapid carbon sequestration at the termination of the Palaeocene–Eocene Thermal Maximum. Nature Geoscience, 3(12), p.866.

[16]Gruber, S.: Permafrost thaw and destabilization of Alpine rock walls in the hot summer of 2003, Geophys. Res. Lett., 31, L13504, doi:10.1029/2004GL020051, 2004.

[17]Kennett, J.P. and Stott, L.D., 1991. Abrupt deep-sea warming, palaeoceanographic changes and benthic extinctions at the end of the Palaeocene. Nature, 353(6341), p.225.

[18]Lunt, D.J., Dunkley Jones, T., Heinemann, M., Huber, M., LeGrande, A., Winguth, A., Loptson, C., Marotzke, J., Roberts, C.D., Tindall, J. and Valdes, P., 2012. A model–data comparison for a multi-model ensemble of early Eocene atmosphere–ocean simulations: EoMIP. Climate of the Past, 8, pp.1717-1736.

[19]Wing, S.L. ed., 2003. Causes and consequences of globally warm climates in the early Paleogene (Vol. 369). Geological Society of America.

[20]Williams, M. ed., 2007. Deep-time perspectives on climate change: marrying the signal from computer models and biological proxies. Geological Society of London.

[21]Walker, J.C., Hays, P.B. and Kasting, J.F., 1981. A negative feedback mechanism for the long‐term stabilization of Earth's surface temperature. Journal of Geophysical Research: Oceans, 86(C10), pp.9776-9782

[22]Dutta, Koushik & Schuur, Edward & Neff, Jason & Zimov, S.. (2006). Potential Carbon Release from Permafrost Soils of Northeastern Siberia. Global Change Biology. 12. 2336-2351. 10.1111/j.1365-2486.2006.01259.x.

[23]Tarnocai, C. & Canadell, J. & Schuur, Edward & Kuhry, P. & Mazhitova, G & Zimov, S.. (2009). Soil Organic Carbon Pools in the Northern Circumpolar Permafrost Region. Global Biogeochem. Cycles. 23. 10.1029/2008GB003327.

[24] Francesca A. McInerney; Scott L. Wing. The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 2011-05, 39: 489–516 [2020-03-11]. doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431.