Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno

El clima se volvió mucho más húmedo, con el aumento de las tasas de evaporación alcanzando su punto máximo en los trópicos. Los isótopos de deuterio revelan un aumento considerable en la cantidad de humedad transportada al Ártico. ^{[ 55 ]} El clima cálido habría predominado tan al norte como la cuenca polar. Los hallazgos de fósiles de helechos flotantes Azolla en regiones polares indican temperaturas subtropicales en los polos. ^{[ 56 ]} Asia oriental se volvió más húmeda durante el PETM. ^{[ 57 ]} China central durante el PETM albergaba densos bosques subtropicales como resultado del aumento significativo en las tasas de precipitación en la región, con temperaturas promedio entre 21 y 24 °C (70 y 75 °F) y precipitación media anual que oscilaba entre 1396 y 1997 mm (4580 y 6552 pies) . ^{[ 58 ]} En la cuenca de Jiangshan, prevalecieron condiciones cálidas y húmedas, lo que contribuyó a una mayor sedimentación. ^{[ 59 ]} De manera similar, Asia Central se volvió más húmeda a medida que las lluvias protomonzónicas penetraron más tierra adentro. ^{[ 60 ]} También se evidencia una precipitación muy alta en la Formación de Esquisto de Cambay de la India por la deposición de gruesas vetas ligníticas como consecuencia de una mayor erosión del suelo y enterramiento de materia orgánica. ^{[ 61 ]} En el Ártico, las tasas de precipitación aumentaron, causando un aumento en la sedimentación. ^{[ 62 ]} Las tasas de precipitación en el Mar del Norte también se dispararon durante el PETM. ^{[ 63 ]} En Cap d'Ailly, en la actual Normandía , ocurrió un período seco transitorio justo antes del CIE negativo, después del cual predominaron condiciones mucho más húmedas, con el ambiente local pasando de una marisma cerrada a un pantano eutrófico abierto con frecuentes floraciones de algas. ^{[ 64 ]} Los patrones de precipitación se volvieron altamente inestables a lo largo de la Plataforma de Nueva Jersey , ^{[ 65 ]} mientras que la Costa del Golfo en el este de Texas muestra evidencia de precipitación aumentada. ^{[ 66 ]} En el interior de las Montañas Rocosas, la precipitación disminuyó localmente, sin embargo, ^{[ 67 ]} a medida que el interior de América del Norte se volvía más árido estacionalmente. ^{[ 68 ]} A lo largo de la costa central de California, las condiciones también se volvieron más secas en general, aunque la precipitación aumentó en los meses de verano. ^{[ 69    ]} La sequía del oeste de Norteamérica se explica por el desplazamiento hacia el norte de los chorros de bajo nivel y los ríos atmosféricos. ^{[ 70 ]} Los sitios de África Oriental muestran evidencia de aridez puntuada por episodios estacionales de fuertes precipitaciones, lo que revela que el clima global durante el PETM no fue universalmente húmedo. ^{[ 71 ]} Las costas protomediterráneas del oeste de Tetis se volvieron más secas. ^{[ 72 ]} La evidencia de Forada en el norestede Italiasugiere que los intervalos climáticos áridos y húmedos se alternaron durante el curso del PETM concomitantemente con los ciclos de precesión en latitudes medias, y que, en general, la precipitación neta sobre elocéano Tetisdisminuyó. ^{[ 73 ]}

La cantidad de agua dulce en el océano Ártico aumentó, en parte debido a los patrones de lluvia del hemisferio norte , impulsados ​​por las migraciones de las trayectorias de las tormentas hacia los polos en condiciones de calentamiento global. ^{[ 55 ]} El flujo de agua dulce que ingresa a los océanos aumentó drásticamente durante el PETM y continuó durante un tiempo después de la terminación del PETM. ^{[ 74 ]}

Magnetita estequiométrica ( Fe₃ O₄ ) Las partículas se obtuvieron de sedimentos marinos de la era PETM. El estudio de 2008 encontró morfologías de cristales prismáticos alargados y en forma de punta de lanza, consideradas diferentes a cualquier cristal de magnetita reportado anteriormente, y son potencialmente debiogénico. ^{[ 103 ]} Estos cristales de magnetita biogénica muestran un gigantismo único y probablemente son de origen acuático. El estudio sugiere que el desarrollo de zonas subóxicas gruesas con alta biodisponibilidad de hierro, resultado de cambios drásticos en las tasas de meteorización y sedimentación, impulsó la diversificación de organismos formadores de magnetita, probablemente incluyendo eucariotas. ^{[ 104 ]} Las magnetitas biogénicas en animales tienen un papel crucial en la navegación del campo geomagnético. ^{[ 105 ]}

La deposición de sedimentos cambió significativamente en muchos afloramientos y en muchos núcleos de perforación que abarcan este intervalo de tiempo. ^{[ 180 ]} Durante el PETM, los sedimentos se enriquecen con caolinita de una fuente detrítica debido a la denudación (procesos iniciales como volcanes , terremotos y tectónica de placas ). ^{[ 181 ] [ 182 ] [ 183 ]} El aumento de las precipitaciones y la mayor erosión de suelos y sedimentos más antiguos ricos en caolinita pueden haber sido responsables de esto. ^{[ 184 ] [ 185 ] [ 186 ]} El aumento de la meteorización por el aumento de la escorrentía formó un paleosuelo grueso enriquecido con nódulos de carbonato ( similares a Microcodium ), y esto sugiere un clima semiárido . ^{[ 22 ]} A diferencia de durante los hipertermales menores y más graduales, la autigénesis de glauconita se inhibió. ^{[ 187 ]}

Los efectos sedimentológicos del PETM se retrasaron con respecto a los cambios de isótopos de carbono. ^{[ 188 ]} En la cuenca de Tremp-Graus, en el norte de España, los sistemas fluviales crecieron y las tasas de deposición de sedimentos aluviales aumentaron con un desfase de unos 3800 años después del PETM. ^{[ 189 ]}

En algunas zonas marinas (principalmente en aguas profundas), las tasas de sedimentación debieron disminuir durante el PETM, presumiblemente debido a la disolución de carbonatos en el fondo marino; en otras zonas (principalmente en aguas someras), las tasas de sedimentación debieron aumentar durante el PETM, presumiblemente debido a un mayor aporte de material fluvial durante el evento. ^{[ 190 ]}

Aunque la causa del calentamiento inicial se ha atribuido a una inyección masiva de carbono ( CO₂ _y /o CH₄ ₎ en la atmósfera, aún no se ha encontrado la fuente del carbono. El emplazamiento de un gran grupo de chimeneas de kimberlita a ~56 Ma en la región de Lac de Gras del norte de Canadá puede haber proporcionado el carbono que desencadenó el calentamiento temprano en forma de CO₂ magmático _exsuelto . Los cálculos indican que los 900–1100 Pg ^{[ 192 ]} de carbono necesarios para el  calentamiento inicial de aproximadamente 3 °C del agua del océano asociado con el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno podrían haberse liberado durante el emplazamiento de un gran grupo de kimberlita. ^{[ 193 ]} La transferencia de agua oceánica superficial cálida a profundidades intermedias condujo a la disociación térmica de los hidratos de metano del fondo marino, proporcionando el carbono empobrecido isotópicamente que produjo la excursión isotópica del carbono. La aparición de otros dos cúmulos de kimberlita en el campo _de Lac de Gras coincide con otros dos eventos hipertérmicos del Cenozoico temprano; esto sugiere que la desgasificación _de CO₂ durante la formación de la kimberlita es una fuente plausible del CO₂ responsable de estos repentinos eventos de calentamiento global.

La presencia de eventos de calentamiento posteriores (menores) a escala global, como el horizonte de Elmo (también conocido como ETM2 ), ha llevado a la hipótesis de que los eventos se repiten de forma regular, impulsados ​​por máximos en los ciclos de excentricidad de 400 000 y 100 000 años en la órbita terrestre . ^{[ 209 ]} Los núcleos de Howard's Tract, Maryland, indican que el PETM ocurrió como resultado de un extremo en la precesión axial durante un máximo de excentricidad orbital. ^{[ 210 ]} Se espera que el período de calentamiento actual dure otros 50 000 años debido a un mínimo en la excentricidad de la órbita terrestre. El aumento orbital en la insolación (y por lo tanto la temperatura) forzaría al sistema más allá de un umbral y desataría retroalimentaciones positivas. ^{[ 211 ]} La hipótesis del forzamiento orbital ha sido cuestionada por un estudio que encontró que el PETM coincidió con un mínimo en el ciclo de excentricidad de ~400 kyr, inconsistente con un desencadenante orbital propuesto para el hipertermal. ^{[ 212 ]}

Una teoría sostiene que un cometa rico en 12C impactó la Tierra e inició el evento de calentamiento. Un impacto cometario coincidente con el límite P/E también puede ayudar a explicar algunas características enigmáticas asociadas con este evento, como la anomalía de iridio en ^Zumaia , la aparición abrupta de una capa localizada de arcilla caolinítica con abundantes nanopartículas magnéticas y, especialmente, el inicio casi simultáneo de la excursión de isótopos de carbono y el máximo térmico.

Una característica clave y una predicción comprobable del impacto de un cometa es que debería producir efectos ambientales prácticamente instantáneos en la atmósfera y la superficie oceánica, con repercusiones posteriores en las profundidades oceánicas. ^{[ 213 ]} Incluso considerando procesos de retroalimentación, esto requeriría al menos 100 gigatoneladas de carbono extraterrestre. ^{[ 213 ]} Un impacto tan catastrófico debería haber dejado su huella en el planeta. Una capa de arcilla de 5 a 20 m (16 a 66 pies) de espesor en la plataforma costera de Nueva Jersey contenía cantidades inusuales de magnetita, pero se descubrió que se había formado entre 9 y 18 mil años demasiado tarde para que estas partículas magnéticas fueran el resultado del impacto de un cometa, y las partículas tenían una estructura cristalina que era característica de bacterias magnetotácticas en lugar de un origen extraterrestre. ^{[ 214 ]} Sin embargo, análisis recientes han demostrado que partículas aisladas de origen no biogénico constituyen la mayoría de las partículas magnéticas en la muestra de arcilla. ^{[ 215 ]}  

Un informe de 2016 en Science describe el descubrimiento de eyecciones de impacto de tres secciones marinas del límite PE del margen atlántico del este de EE. UU., lo que indica que se produjo un impacto extraterrestre durante la excursión de isótopos de carbono en el límite PE. ^{[ 216 ] [ 217 ]} Las esférulas de vidrio de silicato encontradas se identificaron como microtectitas y microcristitas. ^{[ 216 ]}

En su momento se postuló la combustión de cantidades prodigiosas de turba , porque probablemente había una mayor masa de carbono almacenada como biomasa terrestre viva durante el Paleoceno que la que hay hoy en día, ya que las plantas, de hecho, crecieron con más vigor durante el período del PETM. Esta teoría fue refutada, porque para producir el δ ¹³ CSi se observa una excursión, más del 90 por ciento de la biomasa de la Tierra se habría tenido que quemar. Sin embargo, el Paleoceno también se reconoce como un período de acumulación significativa de turba en todo el mundo. Una búsqueda exhaustiva no encontró evidencia de la combustión de materia orgánica fósil, en forma de hollín o carbono particulado similar. ^{[ 218 ]} Los registros globales de hidrocarburos aromáticos policíclicos durante el PETM son altamente heterogéneos y no respaldan un evento global de combustión de turba. ^{[ 219 ]} No obstante, la liberación de carbono de la turba se ha considerado un posible mecanismo de retroalimentación que ayudó a crear las condiciones del PETM. ^{[ 220 ]}

Las tasas de respiración de la materia orgánica aumentan cuando suben las temperaturas. Un mecanismo de retroalimentación propuesto para explicar el rápido aumento de los niveles de dióxido de carbono es un aumento repentino y veloz de las tasas de respiración terrestre concordante con el aumento de la temperatura global iniciado por cualquiera de las otras causas del calentamiento. ^{[ 221 ]} El modelado matemático respalda el aumento de la oxidación de la materia orgánica como una explicación viable para las excursiones isotópicas observadas en el carbono durante el inicio del PETM. ^{[ 222 ]}

La liberación de metano de los humedales contribuyó al calentamiento del PETM. La evidencia de esto proviene de un δ ¹³ Cdisminución de hopanoides en los sedimentos de las turberas, lo que probablemente refleja un aumento de la metanogénesis en los humedales a mayor profundidad dentro de las turberas. ^{[ 223 ]}

La disolución de hidratos de metano se ha propuesto como un mecanismo causal muy plausible para la excursión de isótopos de carbono y el calentamiento observados en el PETM. ^{[ 224 ]} El mecanismo de retroalimentación más obvio que podría amplificar la perturbación inicial es el de los clatratos de metano . Bajo ciertas condiciones de temperatura y presión, el metano, que se produce continuamente por la descomposición de microbios en los sedimentos del fondo marino, es estable en un complejo con agua, que forma jaulas similares al hielo que atrapan el metano en forma sólida. A medida que aumenta la temperatura, aumenta la presión necesaria para mantener estable esta configuración de clatrato, por lo que los clatratos superficiales se disocian, liberando gas metano que se abre camino hacia la atmósfera. Dado que los clatratos biogénicos tienen un δ ¹³ Cfirma de −60  ‰ (los clatratos inorgánicos son todavía bastante grandes −40  ‰), masas relativamente pequeñas pueden producir grandes δ ¹³ Cexcursiones. Además, el metano es un potente gas de efecto invernadero, ya que se libera a la atmósfera, provocando así el calentamiento, y a medida que el océano transporta este calor a los sedimentos del fondo, desestabiliza más clatratos. ^{[ 41 ]}

Para que la hipótesis del clatrato sea aplicable al PETM, los océanos deben mostrar signos de haber estado ligeramente más cálidos antes de la excursión de isótopos de carbono, porque se necesitaría algún tiempo para que el metano se mezclara con el sistema y δ ¹³ C-carbono reducido para ser devuelto al registro sedimentario del océano profundo. Hasta la década de 2000, la evidencia sugería que los dos picos eran de hecho simultáneos, debilitando el apoyo a la teoría del metano. En 2002, un breve intervalo entre el calentamiento inicial y el δ ¹³ CSe detectó una excursión. ^{[ 225 ]} En 2007, los marcadores químicos de temperatura superficial ( TEX ₈₆ ) también habían indicado que el calentamiento ocurrió alrededor de 3000 años antes de la excursión de isótopos de carbono, aunque esto no parecía ser cierto para todos los núcleos. ^{[ 52 ]} Sin embargo, una investigación de 2005 no encontró evidencia de esta brecha temporal en las aguas más profundas (no superficiales). ^{[ 226 ]} Además, el pequeño cambio aparente en TEX ₈₆ que precede al δ ¹³ CLa anomalía puede atribuirse fácilmente (y de forma más plausible) a la variabilidad local (especialmente en la llanura costera atlántica, por ejemplo, Sluijs, et al., 2007), ya que el paleotermómetro TEX _{86 es propenso a importantes efectos biológicos.}

El δ ¹⁸ OEl análisis de foraminíferos bentónicos o planctónicos no muestra ningún precalentamiento en ninguna de estas localidades, y en un mundo sin hielo, generalmente es un indicador mucho más fiable de las temperaturas oceánicas pasadas. El análisis de estos registros revela otro hecho interesante: los foraminíferos planctónicos (flotantes) registran el cambio a valores isotópicos más ligeros antes que los foraminíferos bentónicos (que habitan en el fondo). ^{[ 227 ]} Los más ligeros (menores δ ¹³ CEl carbono metanogénico solo puede incorporarse a las conchas de los foraminíferos después de haberse oxidado. Una liberación gradual del gas permitiría su oxidación en las profundidades oceánicas, lo que explicaría que los foraminíferos bentónicos presentaran valores más claros con anterioridad. El hecho de que los foraminíferos planctónicos sean los primeros en mostrar la señal sugiere que el metano se liberó tan rápidamente que su oxidación consumió todo el oxígeno en las profundidades de la columna de agua, permitiendo que parte del metano llegara a la atmósfera sin oxidar, donde reaccionaría con el oxígeno atmosférico. Esta observación también nos permite acotar la duración de la liberación de metano a menos de unos 10 000 años. ^{[ 225 ]}

Sin embargo, existen varios problemas importantes con la hipótesis de disociación del hidrato de metano. La interpretación más parsimoniosa para los foraminíferos de aguas superficiales para mostrar el δ ¹³ CLa excursión antes que sus contrapartes bentónicas (como en el artículo de Thomas et al.) es que la perturbación ocurrió de arriba hacia abajo, y no de abajo hacia arriba. Si el δ ¹³ C anómalo(en cualquier forma: CH ₄ o CO ₂ ) entró primero en el reservorio de carbono atmosférico y luego se difundió en las aguas superficiales del océano, que se mezclan con las aguas más profundas del océano en escalas de tiempo mucho más largas, esperaríamos observar que el plancton cambia hacia valores más claros antes que el bentos. ^{[ 228 ]}

Una crítica adicional a la hipótesis de la liberación de clatratos de metano es que los efectos de calentamiento de la liberación de metano a gran escala no serían sostenibles durante más de un milenio. Por lo tanto, los defensores de esta línea de crítica sugieren que la liberación de clatratos de metano no pudo haber sido el principal impulsor del PETM, que duró entre 50 000 y 200 000 años. ^{[ 229 ]}

Ha habido cierto debate sobre si había una cantidad suficientemente grande de hidrato de metano como para ser una fuente importante de carbono; un artículo de 2011 propuso que ese era el caso. ^{[ 230 ]} La reserva global actual de hidrato de metano alguna vez se consideró entre 2,000 y 10,000 Gt C (miles de millones de toneladas de carbono ), pero ahora se estima entre 1500 y 2000 Gt C. ^{[ 231 ]} Sin embargo, debido a que las temperaturas globales del fondo oceánico eran ~6  °C más altas que hoy, lo que implica un volumen mucho menor de sedimento que alberga hidrato de gas que hoy, se ha pensado que la cantidad global de hidrato antes del PETM era mucho menor que las estimaciones actuales. ^{[ 229 ]} Un estudio, sin embargo, sugiere que debido a que el contenido de oxígeno del agua de mar era menor, podrían haber estado presentes suficientes depósitos de clatrato de metano como para que fueran un mecanismo viable para explicar los cambios isotópicos. ^{[ 232 ]} En un estudio de 2006, los científicos consideraron que la fuente de carbono para el PETM era un misterio. ^{[ 233 ]} Un estudio de 2011, utilizando simulaciones numéricas, sugiere que la sedimentación de carbono orgánico mejorada y la metanogénesis podrían haber compensado el menor volumen de estabilidad de hidratos. ^{[ 230 ]} Un estudio de 2016 basado en reconstrucciones del contenido de CO ₂ atmosférico durante las excursiones de isótopos de carbono (CIE) del PETM, utilizando análisis de isótopos de oxígeno triple, sugiere una liberación masiva de metano del fondo marino a la atmósfera como el impulsor de los cambios climáticos. Los autores también afirman que una liberación masiva de hidratos de metano a través de la disociación térmica de depósitos de hidratos de metano ha sido la hipótesis más convincente para explicar la CIE desde que se identificó por primera vez, según ellos. ^{[ 234 ]}

En 2019, un estudio sugirió que hubo un calentamiento global de alrededor de 2 grados varios milenios antes del PETM, y que este calentamiento finalmente desestabilizó los hidratos de metano y causó el aumento de la emisión de carbono durante el PETM, como lo evidencia el gran aumento en las concentraciones de bario en el océano (ya que los depósitos de hidratos de la era del PETM también habrían sido ricos en bario y lo habrían liberado al fundirse). ^{[ 235 ]} En 2022, un estudio de registros de foraminíferos reforzó esta conclusión, sugiriendo que la liberación de CO ₂ antes del PETM fue comparable a las emisiones antropogénicas actuales en su tasa y alcance, hasta el punto de que hubo tiempo suficiente para una recuperación a los niveles de fondo de calentamiento y acidificación del océano en los siglos a milenios entre la llamada excursión previa al inicio (POE) y el evento principal (excursión de isótopos de carbono, o CIE). ^{[ 191 ]} Un artículo de 2021 había indicado además que, si bien el PETM comenzó con una intensificación significativa de la actividad volcánica y que la actividad volcánica de menor intensidad mantuvo niveles elevados de dióxido de carbono, "al menos otro reservorio de carbono liberó gases de efecto invernadero significativos en respuesta al calentamiento inicial". ^{[ 236 ]}

En 2001 se estimó que un aumento de la temperatura tardaría unos 2300 años en difundir el calor en el lecho marino hasta una profundidad suficiente para provocar la liberación de clatratos, aunque el plazo exacto depende en gran medida de una serie de supuestos poco definidos. ^{[ 237 ]} El calentamiento del océano debido a inundaciones y cambios de presión debido a un descenso del nivel del mar puede haber provocado que los clatratos se volvieran inestables y liberaran metano. Esto puede ocurrir en un período tan corto como unos pocos miles de años. El proceso inverso, el de fijación de metano en clatratos, ocurre en una escala mayor, de decenas de miles de años. ^{[ 238 ]}

Los patrones a gran escala de la circulación oceánica son importantes al considerar cómo se transportó el calor a través de los océanos. Nuestra comprensión de estos patrones aún se encuentra en una etapa preliminar. Los modelos muestran que existen posibles mecanismos para transportar rápidamente el calor a las plataformas oceánicas someras que contienen clatratos, dado el perfil batimétrico adecuado, pero los modelos aún no pueden coincidir con la distribución de los datos que observamos. "El calentamiento que acompaña a un cambio de sur a norte en la formación de aguas profundas produciría un calentamiento suficiente para desestabilizar los hidratos de gas del fondo marino en la mayor parte del océano mundial hasta una profundidad de agua de al menos 1900 m". Esta desestabilización podría haber resultado en la liberación de más de 2000 gigatoneladas de gas metano de la zona de clatratos del fondo oceánico. ^{[ 239 ]} Se ha argumentado que la cronología de los cambios en la circulación oceánica con respecto al cambio en las proporciones de isótopos de carbono apoya la proposición de que el agua profunda más cálida causó la liberación de hidratos de metano. ^{[ 240 ]} Sin embargo, otro estudio no encontró evidencia de un cambio en la formación de aguas profundas, sugiriendo en cambio que durante el PETM se produjo una subducción subtropical más profunda en lugar de la formación de aguas profundas subtropicales. ^{[ 241 ]}

El aporte de agua dulce del Ártico al Pacífico Norte podría servir como catalizador para la desestabilización de los hidratos de metano, un evento sugerido como precursor del inicio del PETM. ^{[ 242 ]}

Las emisiones de carbono durante el PETM fueron más graduales en relación con las emisiones antropogénicas actuales. ^{[ 249 ]} Las simulaciones de modelos de la adición máxima de carbono al sistema océano-atmósfera durante el PETM dan un rango probable de 0,3–1,7 petagramos de carbono por año (Pg C/año), que es mucho más lento que la tasa de emisión de carbono observada actualmente. Un petagramo de carbono es equivalente a una gigatonelada de carbono (GtC); la tasa actual de inyección de carbono en la atmósfera es de más de 10 GtC/año, una tasa mucho mayor que la tasa de inyección de carbono que ocurrió durante el PETM. ^{[ 250 ]} Se ha sugerido que el régimen de emisión de metano actual desde el fondo del océano es potencialmente similar al que hubo durante el PETM. ^{[ 251 ]} Debido a que la tasa moderna de liberación de carbono supera la del PETM, se especula que un escenario similar al del PETM es la mejor consecuencia posible del calentamiento global antropogénico, siendo una extinción masiva de una magnitud similar a la del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno el peor escenario posible. ^{[ 252 ]}

El profesor de ciencias de la Tierra y planetarias James Zachos señala que las proyecciones del IPCC para 2300 en el escenario de "continuidad de las tendencias" podrían "potencialmente llevar la temperatura global a un nivel que el planeta no ha visto en 50 millones de años", durante el Eoceno temprano. ^{[ 253 ]} Algunos han descrito el PETM como posiblemente el mejor análogo antiguo del cambio climático moderno. ^{[ 254 ]} Los científicos han investigado los efectos del cambio climático en la química de los océanos explorando los cambios oceánicos durante el PETM. ^{[ 255 ] [ 256 ]}

Un estudio encontró que el PETM muestra que existen puntos de inflexión sustanciales que alteran el clima en el sistema terrestre , los cuales "pueden desencadenar la liberación de reservas adicionales de carbono y llevar el clima de la Tierra a un estado más cálido". ^{[ 191 ] [ 257 ]}

Aún se debate si la sensibilidad climática fue menor o mayor durante el PETM que en la actualidad. Un estudio de 2022 encontró que el mar epicontinental euroasiático actuó como un importante sumidero de carbono durante el PETM debido a su alta productividad biológica y ayudó a ralentizar y mitigar el calentamiento, y que la existencia de muchos grandes mares epicontinentales en ese momento hizo que el clima de la Tierra fuera menos sensible al forzamiento de los gases de efecto invernadero en comparación con la actualidad, cuando existen muchos menos mares epicontinentales. ^{[ 258 ]} Sin embargo, otras investigaciones sugieren que la sensibilidad climática fue mayor durante el PETM que en la actualidad, ^{[ 259 ]} lo que significa que la sensibilidad a la liberación de gases de efecto invernadero aumenta cuanto mayor es su concentración en la atmósfera. ^{[ 260 ]}