ช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุค พาลีโอซีน-อีโอซีน ( PETM ) หรือเรียกอีกอย่างว่า " ช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุคอีโอซีน 1 (ETM1) " และเดิมรู้จักกันในชื่อ " ยุคอีโอซีนตอนต้น " หรือ " ช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีนตอนปลาย " เป็นช่วงเวลาทางธรณีวิทยาที่สั้นมาก ซึ่งมีลักษณะเฉพาะคืออุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกเพิ่มขึ้น 5–8 °C (9–14 °F) และมีการปล่อยคาร์บอน จำนวนมหาศาล เข้าสู่มหาสมุทรและชั้นบรรยากาศ^{[ 1 ] [ 2 ]}เหตุการณ์นี้เริ่มต้นขึ้นอย่างเป็นทางการ ณ ขอบเขตเวลาที่แน่นอนระหว่างยุคพาลีโอซีนและ ยุค อีโอซีนในทางธรณีวิทยา[ ^{3 ]}ระยะเวลาและอายุที่แน่นอนของ PETM ยังคงไม่แน่นอน แต่มีระยะเวลาประมาณ 200,000 ปี และเกิดขึ้นในช่วงประมาณ 56-55.8 ล้านปี^{ก่อน[ 4 ] [ 5 ]}

PETM ถือเป็นตัวอย่างที่ดีที่สุดในอดีตที่เราใช้ในการทำความเข้าใจว่าภาวะโลกร้อนและวัฏจักรคาร์บอนทำงานอย่างไรในโลกที่มีก๊าซเรือนกระจก^{[ 2 ] [ 6 ] [ 7 ]}ช่วงเวลานี้โดดเด่นด้วยการเปลี่ยนแปลงเชิงลบอย่างเห็นได้ชัดใน บันทึก ไอโซโทปคาร์บอนเสถียร ( δ ¹³ C ) จากทั่วโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งพบ การลดลงอย่างมากของอัตราส่วน ¹³ C/ ¹² Cของคาร์บอเนต ในทะเลและบนบก และคาร์บอนอินทรีย์ ซึ่งมีการเชื่อมโยงกันในหลายร้อยแห่ง ^{[ 2 ] [ 8 ] [ 9 ]}ขนาดและช่วงเวลาของการเปลี่ยนแปลง ( δ ¹³ C ) ของ PETM ซึ่งบ่งชี้ถึงการปล่อยคาร์บอนจำนวนมหาศาลในอดีตสู่มหาสมุทรและชั้นบรรยากาศ และแหล่งที่มาของคาร์บอนนี้ยังคงเป็นหัวข้อของการวิจัยทางธรณีวิทยาในปัจจุบันอย่างมาก

สิ่งที่ชัดเจนในช่วงไม่กี่ทศวรรษที่ผ่านมาคือ ภาค ตัดขวางทางธรณีวิทยาของ PETM เผยให้เห็นการเปลี่ยนแปลงมากมายนอกเหนือจากภาวะโลกร้อนและการปล่อยคาร์บอน^{[ 2 ]}สอดคล้องกับขอบเขตของยุคสมัย บันทึก ฟอสซิลของสิ่งมีชีวิตหลายชนิดแสดงให้เห็นถึงการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่ ในอาณาจักรทางทะเลการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของฟอรามินิเฟอราเบน ทิก การขยายตัวไปทั่วโลกของไดโนแฟลเจลเลต กึ่งเขตร้อน และการปรากฏตัวของกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่อพยพย้ายถิ่นฐาน รวมถึงฟอรามินิเฟอราแพลงก์ตอน และแนนโนฟอสซิลแคลเซียมล้วนเกิดขึ้นในช่วงเริ่มต้นของ PETM บนบก สัตว์ เลี้ยงลูกด้วยนม สมัยใหม่หลายอันดับ (รวมถึงไพรเมต ) ปรากฏขึ้นอย่างกะทันหันในยุโรปและอเมริกาเหนือ^{[ 10 ]}

การจัดเรียงตัวของมหาสมุทรและทวีปในช่วงต้น ยุคพาลีโอจีนนั้นแตกต่างจากปัจจุบันอยู่บ้างคอคอดปานามายังไม่ได้เชื่อมต่อทวีปอเมริกาเหนือและอเมริกาใต้ทำให้เกิดการไหลเวียนโดยตรงในละติจูดต่ำระหว่างมหาสมุทรแปซิฟิกและมหาสมุทรแอตแลนติกช่องแคบเดรกซึ่งปัจจุบันแยกทวีปอเมริกาใต้และแอนตาร์กติกาเคยปิดอยู่ และนี่อาจเป็นอุปสรรคต่อการแยกตัวทางความร้อนของแอนตาร์กติกา บริเวณอาร์กติกก็มีข้อจำกัดมากกว่าเช่นกัน แม้ว่าตัวชี้วัดต่างๆ สำหรับความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ ในบรรยากาศในอดีตตลอดช่วง ยุคซีโนโซอิกจะไม่ตรงกันในแง่สัมบูรณ์ แต่ทั้งหมดก็ชี้ให้เห็นว่าระดับในช่วงต้นยุคพาลีโอจีนก่อนและหลัง PETM นั้นสูงกว่าปัจจุบันมาก ไม่ว่าในกรณีใด แผ่นน้ำแข็งบนบกและน้ำแข็งทะเลขนาดใหญ่ไม่ได้มีอยู่จริงในช่วงปลายยุคพาลีโอซีนถึงต้นยุคอีโอซีน^{[ 11 ]}

อุณหภูมิพื้นผิว โลกค่อยๆ เพิ่มขึ้นประมาณ 6 °C (11 °F) ตั้งแต่ปลายยุคพาลีโอซีนจนถึงต้นยุคอีโอซีน^{[ 11 ]}ควบคู่ไปกับภาวะโลกร้อนที่ค่อยๆ เกิดขึ้นในระยะยาวนี้ ยังมี "ภาวะโลกร้อนรุนแรง" อย่างน้อยสามครั้ง (และอาจมากกว่านั้น) ซึ่งสามารถนิยามได้ว่าเป็นเหตุการณ์ทางธรณีวิทยาที่เกิดขึ้นในระยะเวลาสั้น (<200,000 ปี) ซึ่งมีลักษณะเฉพาะคือภาวะโลกร้อนอย่างรวดเร็ว การเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่ในสิ่งแวดล้อม และการเพิ่มคาร์บอนจำนวนมหาศาล แม้ว่าจะไม่ใช่ครั้งแรกในยุคซีโนโซอิก [ ^{12 ] แต่} PETM ก็เป็นภาวะโลกร้อนรุนแรงที่สุด และโดดเด่นในฐานะการเปลี่ยนแปลงครั้งสำคัญในองค์ประกอบทางธรณีวิทยา ชีวภาพ และธรณีเคมีของตะกอนในบันทึกหลายร้อยรายการทั่วโลก ไฮเปอร์เทอร์มอลอื่นๆ เกิดขึ้นอย่างชัดเจนเมื่อราว 53.7 ล้านปีก่อน (ปัจจุบันเรียกว่าETM-2และยังเรียกอีกอย่างว่า H-1 หรือเหตุการณ์เอลโม) และเมื่อราว 53.6 ล้านปีก่อน (H-2), 53.3 ล้านปีก่อน (I-1), 53.2 ล้านปีก่อน (I-2) และ 52.8 ล้านปีก่อน (เรียกอย่างไม่เป็นทางการว่า K, X หรือ ETM-3) ^{[ 13 ]}จำนวน การตั้งชื่อ อายุที่แน่นอน และผลกระทบระดับโลกของไฮเปอร์เทอร์มอลในยุคอีโอซีนยังคงเป็นหัวข้อการวิจัยในปัจจุบัน ไม่ว่าเหตุการณ์เหล่านี้จะเกิดขึ้นเฉพาะในช่วงภาวะโลกร้อนในระยะยาวหรือไม่ และไม่ว่าเหตุการณ์เหล่านี้จะมีความสัมพันธ์เชิงสาเหตุกับเหตุการณ์ที่คล้ายคลึงกันในยุคก่อนหน้าของบันทึกทางธรณีวิทยาหรือไม่ (เช่นการเปลี่ยนแปลงของยุคทัวร์เซียนในยุคจูราสสิก ) ยังคงเป็นประเด็นที่ยังไม่ได้รับการแก้ไข

การศึกษาในปี 2020 ประมาณการอุณหภูมิพื้นผิวเฉลี่ยทั่วโลก (GMST) ด้วยความมั่นใจ 66% ในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน (ประมาณ 57 ล้านปีก่อน) ไว้ที่ 22.3–28.3 °C (72.1–82.9 °F) ช่วง PETM (56 ล้านปีก่อน) ไว้ที่ 27.2–34.5 °C (81.0–94.1 °F) และช่วงEarly Eocene Climatic Optimum (EECO) (53.3 ถึง 49.1 ล้านปีก่อน) ไว้ที่ 23.2–29.7 °C (73.8–85.5 °F) ^{[ 14 ]}การประมาณการปริมาณการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกในช่วงเริ่มต้นของ PETM มีตั้งแต่ประมาณ 3 ถึง 6 °C ^{[ 15 ]}ไปจนถึงระหว่าง 5 ถึง 8 °C ^{[ 16 ] [ 2 ]} ภาวะโลกร้อนนี้เกิดขึ้นซ้อนทับกับ ภาวะโลกร้อนในช่วงต้นยุคพาลีโอจีน "ระยะยาว" และอิงตามหลักฐานหลายประการ มี การเปลี่ยนแปลง ^{ค่า δ¹⁸O} ใน เปลือกฟอรามินิเฟอราไปในทิศทางลบอย่างเห็นได้ชัด (>1 ‰ ) ทั้งที่พบในน้ำผิวดินและน้ำทะเลลึก เนื่องจากในช่วงต้น ยุค พาลี โอจีนมีน้ำแข็งขั้วโลกน้อยมากหรือไม่มีเลย การเปลี่ยนแปลงของค่า δ¹⁸O ^{จึง เกิดขึ้น}มีแนวโน้มสูงที่จะบ่งชี้ถึงการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิในมหาสมุทร^{[ 17 ]}การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิยังได้รับการสนับสนุนจากการแพร่กระจายของกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่ชอบความอบอุ่นไปยังละติจูดที่สูงขึ้น^{[ 18 ]}การเปลี่ยนแปลงรูปร่างและขนาดของใบพืช^{[ 19 ]}อัตราส่วน Mg/Ca ของฟอรามินิเฟอรา^{[ 15 ]}และอัตราส่วนของสารประกอบอินทรีย์ บางชนิด เช่นTEX ^H ₈₆ ^{[ 20} ] นอกจากนี้ การสร้างแบบจำลองยังชี้ให้เห็นว่าสภาพภูมิอากาศมีความสมดุลมากขึ้น โดยช่วงอุณหภูมิเฉลี่ยรายปีลดลง 5 ° ^Cในพื้นที่ภายในทวีปส่วนใหญ่^{[ 21 ]}

ข้อมูลตัวแทนจากEsplugaferedaทางตะวันออกเฉียงเหนือของสเปนแสดงให้เห็นอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว 8 °C (14 °F) ซึ่งสอดคล้องกับบันทึกระดับภูมิภาคที่มีอยู่ของสภาพแวดล้อมทางทะเลและบนบก^{[ 22 ]}ในแอ่งฟูซุน อุณหภูมิเพิ่มขึ้นจาก 15.6 เป็น 19.7 °C (60.1 เป็น 67.5 °F) ^{[ 23 ]}แคลิฟอร์เนียตอนใต้มีอุณหภูมิเฉลี่ยรายปีประมาณ 17 °C ± 4.4 °C ^{[ 24 ]}ในแอนตาร์กติกา อย่างน้อยบางส่วนของปีมีอุณหภูมิต่ำสุดที่ 15 °C ^{[ 25 ]}

ค่า TEX ^H _{86 บ่งชี้ว่า} อุณหภูมิผิวน้ำทะเลเฉลี่ย(SST) สูงกว่า 36 °C (97 °F) ในเขตร้อนในช่วง PETM ซึ่งมากพอที่จะทำให้เกิดภาวะเครียดจากความร้อนแม้ในสิ่งมีชีวิตที่ทนต่อความเครียดจากความร้อนสูง เช่น ไดโนแฟลเจลเลต ซึ่งมีจำนวนสายพันธุ์มากที่สูญพันธุ์ไป^{[ 20 ]}อัตราส่วนไอโซโทปออกซิเจนจากแทนซาเนียชี้ให้เห็นว่า SST ในเขตร้อนอาจสูงกว่านั้น โดยอาจเกิน 40 °C (104 °F) ^{[ 26 ]}สถานีขุดเจาะมหาสมุทรหมายเลข 1209 จากมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเขตร้อนแสดงให้เห็นว่า SST เพิ่มขึ้นจาก 34 °C (93 °F) ก่อน PETM เป็นประมาณ 40 °C ^{[ 27 ]}ในเททิสตะวันออก SST เพิ่มขึ้น 3 ถึง 5 °C (5 ถึง 9 °F) ^{[ 28 ]}บันทึก Mg/Ca ในมหาสมุทรอินเดียละติจูดต่ำแสดงให้เห็นว่าน้ำทะเลทุกระดับความลึกอุ่นขึ้นประมาณ 4–5 °C (7–9 °F) ^{[ 29 ]}ในมหาสมุทรแปซิฟิก อุณหภูมิพื้นผิวทะเลเขตร้อนเพิ่มขึ้นประมาณ 4-5 °C ^{[ 30 ]} ค่า TEX ^L ₈₆จากแหล่งสะสมในนิวซีแลนด์ ซึ่งตั้งอยู่ระหว่างละติจูด50°Sและ60°Sในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงใต้^{[ 31 ]} บ่งชี้ว่าอุณหภูมิพื้นผิวทะเลอยู่ที่ 26 °C (79 °F) ถึง 28 °C (82 °F) ซึ่งเพิ่มขึ้นมากกว่า 10 ° C (18 °F) จากค่าเฉลี่ย 13 °C (55 °F) ถึง 16 °C (61 °F) ที่ขอบเขตระหว่างยุคSelandianและThanetian ^{[ 32 ]}ความอบอุ่นสุดขั้วของมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงใต้แผ่ขยายไปถึงอ่าว Australo-Antarctic ^{[ 33 ]}ตัวอย่างแกนตะกอนจากที่ราบสูงอีสต์แทสแมนซึ่งในขณะนั้นตั้งอยู่ที่ละติจูดโบราณประมาณ 65°S แสดงให้เห็นว่าอุณหภูมิพื้นผิวทะเลเพิ่มขึ้นจากประมาณ 26 ถึง 33°C (79 ถึง 91°F) ในช่วง PETM ^{[ 34 ]}ในทะเลเหนือ อุณหภูมิพื้นผิวทะเลเพิ่มขึ้น 10°C (18°F) จนถึงระดับสูงสุดประมาณ 33°C ^{[ 35 ]}ในขณะที่ในทะเลไซบีเรียตะวันตก อุณหภูมิพื้นผิวทะเลเพิ่มขึ้นเป็นประมาณ 27°C ^{[ 36 ]}

แน่นอนว่ามหาสมุทรอาร์กติก ตอนกลาง ปราศจากน้ำแข็งก่อน ระหว่าง และหลังเหตุการณ์ PETM สามารถตรวจสอบได้จากองค์ประกอบของแกนตะกอนที่เก็บรวบรวมได้ระหว่างการสำรวจ Arctic Coring Expedition (ACEX) ที่ละติจูด 87°N บนสันเขาโลโมโนซอฟ^{[ 37 ]}ยิ่งไปกว่านั้น อุณหภูมิยังเพิ่มขึ้นในช่วง PETM ดังที่ระบุโดยการปรากฏตัวชั่วคราวของไดโนแฟลเจลเลต กึ่งเขตร้อน ( Apectodinium spp. ) และการเพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัดของ TEX ₈₆ ^{[ 38 ]} อย่างไรก็ตาม บันทึกหลังนี้ผิดปกติ เนื่องจากบ่งชี้ ว่าอุณหภูมิเพิ่มขึ้น 6 °C (11 °F) จากประมาณ 17 °C (63 °F) ก่อน PETM เป็นประมาณ 23 °C (73 °F) ในช่วง PETM สมมติว่าบันทึก TEX ₈₆สะท้อนถึงอุณหภูมิในฤดูร้อน ก็ยังหมายความว่าอุณหภูมิที่ขั้วโลกเหนือสูงกว่าปัจจุบันมาก แต่ไม่มีการขยายตัวตามละติจูดอย่างมีนัยสำคัญเมื่อเทียบกับช่วงเวลาโดยรอบ

ข้อพิจารณาข้างต้นมีความสำคัญเนื่องจากในการจำลองภาวะโลกร้อนหลายครั้ง อุณหภูมิในละติจูดสูงจะเพิ่มขึ้นมากกว่าที่ขั้วโลกผ่านกลไกป้อนกลับของน้ำแข็ง-อัลเบโด [ ^{39 ] อย่างไรก็ตาม}อาจเป็นไปได้ว่าในช่วง PETM กลไกป้อนกลับนี้แทบจะไม่มีอยู่เลยเนื่องจากน้ำแข็งขั้วโลกมีจำกัด ดังนั้นอุณหภูมิที่เส้นศูนย์สูตรและที่ขั้วโลกจึงเพิ่มขึ้นในลักษณะที่คล้ายคลึงกัน สิ่งที่น่าสังเกตคือการไม่มีการบันทึกการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิที่มากกว่าในภูมิภาคขั้วโลกเมื่อเทียบกับภูมิภาคอื่น ๆ ซึ่งบ่งชี้ว่าไม่มีกลไกป้อนกลับของน้ำแข็ง-อัลเบโด ซึ่งแสดงให้เห็นว่าไม่มีน้ำแข็งทะเลหรือน้ำแข็งบนบกในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน^{[ 4 ]}

ขอบเขตที่แน่ชัดของการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิโลกในช่วง PETM และว่าการเปลี่ยนแปลงนี้มีความสำคัญตามละติจูดหรือไม่นั้น ยังคงเป็นประเด็นที่ยังไม่มีคำตอบ ไอโซโทปออกซิเจนและอัตราส่วน Mg/Ca ของเปลือกคาร์บอเนตที่ตกตะกอนในน้ำผิวมหาสมุทรเป็นวิธีการวัดที่ใช้กันทั่วไปในการสร้างอุณหภูมิในอดีตขึ้นมาใหม่ อย่างไรก็ตาม ตัวชี้วัดอุณหภูมิโบราณทั้งสองแบบนี้อาจคลาดเคลื่อนได้ในบริเวณละติจูดต่ำ เนื่องจากกระบวนการตกผลึกใหม่ของคาร์บอเนตบนพื้นทะเลทำให้ค่าที่ได้ต่ำกว่าเมื่อตอนที่ก่อตัวขึ้น ในทางกลับกัน ตัวชี้วัดอุณหภูมิเหล่านี้และตัวชี้วัดอื่นๆ (เช่น TEX ₈₆ ) ได้รับผลกระทบในบริเวณละติจูดสูงเนื่องจากฤดูกาล กล่าวคือ "เครื่องบันทึกอุณหภูมิ" จะมีแนวโน้มไปทางฤดูร้อน ดังนั้นจึงมีค่าสูงกว่า เนื่องจากมีการผลิตคาร์บอเนตและคาร์บอนอินทรีย์เกิดขึ้น

หลักฐานที่ชัดเจนเกี่ยวกับการเติม คาร์บอนที่มี ^13C น้อยลงอย่างมหาศาล ในช่วงเริ่มต้นของ PETM มาจากการสังเกตสองประการ ประการแรก การเปลี่ยนแปลงเชิงลบที่เด่นชัดในองค์ประกอบไอโซโทปของคาร์บอน ( δ ¹³ C)) ของเฟสที่มีคาร์บอนเป็นองค์ประกอบเป็นลักษณะเฉพาะของ PETM ในสถานที่กระจายตัวมากมาย (>130 แห่ง) จากสภาพแวดล้อมที่หลากหลาย^{[ 9 ] [ 40 ]}ประการที่สอง การละลายของคาร์บอเนตเป็นเครื่องหมายของ PETM ในส่วนต่างๆ จากทะเลลึก^{[ 2 ]}

มวลรวมของคาร์บอนที่ถูกฉีดเข้าไปในมหาสมุทรและชั้นบรรยากาศในช่วง PETM ยังคงเป็นประเด็นถกเถียงกันอยู่ ในทางทฤษฎี สามารถประมาณได้จากขนาดของการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอนเชิงลบ (CIE) ปริมาณการละลายของคาร์บอเนตบนพื้นทะเล หรือในอุดมคติคือทั้งสองอย่าง^{[ 41 ] [ 42 ]}อย่างไรก็ตาม การเปลี่ยนแปลงในδ ¹³ Cปริมาณคาร์บอนที่ละลายในช่วง PETM ขึ้นอยู่กับตำแหน่งและเฟสที่มีคาร์บอนที่วิเคราะห์ ในบันทึกบางส่วนของคาร์บอเนตโดยรวม มีค่าประมาณ 2‰ (ต่อพันส่วน) ในขณะที่ในบันทึกบางส่วนของคาร์บอเนตบนบกหรือสารอินทรีย์ มีค่าเกิน 6‰ ^{[ 43 ] [ 44 ] [ 45 ]}การละลายของคาร์บอเนตยังแตกต่างกันไปในแต่ละแอ่งมหาสมุทร มีความรุนแรงมากในบางส่วนของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและตอนกลาง แต่มีความรุนแรงน้อยกว่ามากในมหาสมุทรแปซิฟิก จากข้อมูลที่มีอยู่ การประมาณการปริมาณคาร์บอนที่เพิ่มเข้ามามีตั้งแต่ประมาณ 2,000 ถึง 7,000 กิกะตัน^{[ 42 ] [ 46 ] [ 47 ]}

ช่วงเวลาของ PETM δ ¹³ Cการเดินทางครั้งนี้มีความน่าสนใจอย่างมาก เนื่องจากระยะเวลาทั้งหมดของ CIE จากการลดลงอย่างรวดเร็วของδ ¹³ Cการฟื้นตัวเกือบกลับสู่สภาวะเริ่มต้นนั้นเกี่ยวข้องกับพารามิเตอร์สำคัญของวัฏจักรคาร์บอนทั่วโลก และเนื่องจากการเริ่มต้นนี้ให้ข้อมูลเชิงลึกเกี่ยวกับแหล่งที่มาของคาร์บอนไดออกไซด์ที่มี ^{13C ลดลง}

ระยะเวลาทั้งหมดของ CIE สามารถประมาณได้หลายวิธี ช่วงตะกอนที่เป็นสัญลักษณ์สำหรับการตรวจสอบและกำหนดอายุของ PETM คือแกนที่กู้คืนในปี 1987 โดยโครงการขุดเจาะมหาสมุทรที่หลุม 690B ที่Maud Riseในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ ณ ตำแหน่งนี้ CIE ของ PETM ตั้งแต่ต้นจนจบมีระยะทางประมาณ 2 เมตร (6.6 ฟุต) ข้อจำกัดอายุในระยะยาวผ่านชีวธรณีวิทยาและธรณีวิทยาแม่เหล็กบ่งชี้ว่าอัตราการตกตะกอนในยุคพาลีโอจีนโดยเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 1.23 เซนติเมตร (0.48 นิ้ว) ต่อ 1,000 ปี เมื่อสมมติว่าอัตราการตกตะกอนคงที่ เหตุการณ์ทั้งหมดตั้งแต่เริ่มต้นจนถึงสิ้นสุดจึงถูกประมาณไว้ที่ 200,000 ปี^{[ 8 ]}ต่อมา พบว่า CIE ครอบคลุมวัฏจักรย่อย 10 หรือ 11 รอบในคุณสมบัติของตะกอนต่างๆ เช่น ปริมาณ Fe หากสมมติว่าวัฏจักรเหล่านี้แสดงถึงการหมุนควงอายุที่คล้ายกันแต่ยาวกว่าเล็กน้อยได้รับการคำนวณโดย Rohl et al. 2000 หากมี การฉีดคาร์บอนไดออกไซด์ที่ขาด ^13C จำนวนมาก อย่างรวดเร็วเข้าไปในมหาสมุทรหรือชั้นบรรยากาศในปัจจุบันและฉายภาพไปในอนาคต จะเกิด CIE ประมาณ 200,000 ปี เนื่องจากการชะล้างอย่างช้าๆ ผ่านการป้อนเข้า (การผุกร่อนและภูเขาไฟ) และการส่งออก (คาร์บอเนตและสารอินทรีย์) ของคาร์บอนในสภาวะกึ่งคงที่^{[ 48 ]}การศึกษาอื่นที่อิงตามลำดับเวลาวงโคจรที่แก้ไขแล้วและข้อมูลจากแกนตะกอนในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้คำนวณระยะเวลาที่สั้นกว่าเล็กน้อยประมาณ 170,000 ปี^{[ 49 ]}

แบบจำลองการหมุนเวียนคาร์บอนทั่วโลกประเมินว่า CIE มีระยะเวลาประมาณ 200,000 ปี^{[ 50 ]}

ข้อจำกัดด้านอายุที่แหล่งน้ำลึกหลายแห่งได้รับการตรวจสอบโดยอิสระโดยใช้ ปริมาณ ^3Heโดยสมมติว่าฟลักซ์ของนิวไคลด์คอสมิกนี้ค่อนข้างคงที่ในช่วงเวลาสั้นๆ วิธีการนี้ยังชี้ให้เห็นถึงการเริ่มต้นอย่างรวดเร็วของ PETM CIE (<20,000 ปี) อย่างไรก็ตาม บันทึก ^3Heสนับสนุนการฟื้นตัวที่เร็วกว่าไปสู่สภาวะใกล้เคียงเริ่มต้น (<100,000 ปี) มากกว่าที่คาดการณ์ไว้โดยการชะล้างผ่านอินพุตการผุกร่อนและการส่งออกคาร์บอเนตและสารอินทรีย์^{[ 51 ]}

มีหลักฐานอื่นที่บ่งชี้ว่าภาวะโลกร้อนเกิดขึ้นก่อนการเปลี่ยนแปลงของδ ¹³ Cการเดินทางประมาณ 3,000 ปี^{[ 52 ]}

ผู้เขียนบางท่านเสนอแนะว่าขนาดของ CIE อาจถูกประเมินต่ำเกินไปเนื่องจากกระบวนการในท้องถิ่นในหลายพื้นที่ทำให้ตะกอนจากแหล่งอื่นสะสมอยู่ในหินตะกอนเป็นจำนวนมาก ส่งผลให้ค่าไอโซโทปที่ได้จากตะกอนเหล่านั้นปนเปื้อนและเปลี่ยนแปลงไป^{[ 53 ]}การย่อยสลายสารอินทรีย์โดยจุลินทรีย์ยังถูกระบุว่าเป็นแหล่งที่มาของการเบี่ยงเบนของอัตราส่วนไอโซโทปคาร์บอนในสารอินทรีย์โดยรวมอีกด้วย^{[ 54 ]}

สภาพอากาศชื้นขึ้นมาก โดยอัตราการระเหยเพิ่มสูงขึ้นถึงจุดสูงสุดในเขตร้อน ไอโซโทป ดิวเทอเรียมเผยให้เห็นปริมาณความชื้นที่ขนส่งไปยังอาร์กติกเพิ่มขึ้นอย่างมาก^{[ 55 ]}สภาพอากาศอบอุ่นน่าจะแพร่หลายไปไกลถึงทางเหนือของแอ่งขั้วโลก การค้นพบฟอสซิลของเฟิร์นลอยน้ำAzolla ในภูมิภาคขั้วโลกบ่งชี้ว่าอุณหภูมิ ที่ขั้วโลกอยู่ในระดับกึ่งเขตร้อน^{[ 56 ]}เอเชียตะวันออกมีความชื้นมากขึ้นในช่วง PETM ^{[ 57 ]}ในช่วง PETM ภาคกลางของจีนมีป่ากึ่งเขตร้อนหนาแน่นอันเป็นผลมาจากการเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญของอัตราการตกตะกอนในภูมิภาค โดยมีอุณหภูมิเฉลี่ยระหว่าง 21 ถึง 24 °C (70 ถึง 75 °F) และปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยต่อปีอยู่ระหว่าง 1,396 ถึง 1,997 มม. (4,580 ถึง 6,552 ฟุต) ^{[ 58 ]}ในแอ่งเจียงซาน สภาพอากาศร้อนและชื้นแพร่หลาย ส่งผลให้การตกตะกอนเพิ่มขึ้น^{[ 59 ]}ในทำนองเดียวกัน เอเชียกลางมีปริมาณน้ำฝนมากขึ้นเนื่องจากปริมาณน้ำฝนจากมรสุมยุคแรกแผ่ขยายเข้าไปในแผ่นดินมากขึ้น^{[ 60 ]}ปริมาณน้ำฝนที่สูงมากยังปรากฏให้เห็นในชั้นหินดินดานแคมเบย์ของอินเดีย โดยการสะสมของชั้นลิกไนต์หนาอันเป็นผลมาจากการกัดเซาะดินและการฝังตัวของอินทรียวัตถุที่เพิ่มขึ้น^{[ 61 ]}ในแถบอาร์กติก อัตราปริมาณน้ำฝนเพิ่มขึ้น ทำให้เกิดการตกตะกอนเพิ่มขึ้น^{[ 62 ]}อัตราปริมาณน้ำฝนในทะเลเหนือก็เพิ่มสูงขึ้นอย่างมากในช่วง PETM เช่นกัน^{[ 63 ]} ใน Cap d'Ailly ใน นอร์มังดีในปัจจุบันเกิดช่วงเวลาแห้งแล้งชั่วคราวก่อน CIE ที่เป็นลบ หลังจากนั้นสภาพแวดล้อมที่ชื้นกว่ามากก็เกิดขึ้น โดยสภาพแวดล้อมในท้องถิ่นเปลี่ยนจากหนองน้ำปิดเป็นหนองน้ำเปิดที่มีสารอาหารอุดมสมบูรณ์และมีการแพร่กระจายของสาหร่ายบ่อยครั้ง^{[ 64 ]}รูปแบบปริมาณน้ำฝนมีความไม่เสถียรอย่างมากตามแนวไหล่ทวีปนิวเจอร์ซีย์ [ ^{65 ]}ในขณะที่ชายฝั่งอ่าวในเท็กซัสตะวันออกแสดงให้เห็นหลักฐานของปริมาณน้ำฝนที่เพิ่มขึ้น^{[ 66 ] อย่างไรก็ตาม}ในพื้นที่ภายในของเทือกเขาร็อกกี้ ปริมาณน้ำฝนลดลงในบางพื้นที่^{[ 67 ]}เนื่องจากพื้นที่ภายในของทวีปอเมริกาเหนือแห้งแล้งมากขึ้นตามฤดูกาล^{[ 68 ]}ตามแนวชายฝั่งตอนกลางของรัฐแคลิฟอร์เนีย สภาพอากาศโดยรวมก็แห้งแล้งมากขึ้นเช่นกัน แม้ว่าปริมาณน้ำฝนจะเพิ่มขึ้นในช่วงฤดูร้อนก็ตาม^{[ 69 ]}การแห้งแล้งของอเมริกาเหนือตะวันตกได้รับการอธิบายโดยการเคลื่อนตัวไปทางเหนือของกระแสลมระดับต่ำและแม่น้ำในชั้นบรรยากาศ^{[ 70 ]}สถานที่ในแอฟริกาตะวันออกแสดงหลักฐานของความแห้งแล้งที่สลับกับช่วงเวลาตามฤดูกาลของปริมาณน้ำฝนที่รุนแรง ซึ่งเผยให้เห็นว่าสภาพภูมิอากาศโลกในช่วง PETM ไม่ได้ชื้นตลอดเวลา^{[ 71 ]}ชายฝั่งทะเลเมดิเตอร์เรเนียนดั้งเดิมของเททิสตะวันตกแห้งแล้งมากขึ้น^{[ 72 ]}หลักฐานจาก Forada ในภาคตะวันออกเฉียงเหนือของอิตาลีชี้ให้เห็นว่าช่วงเวลาของสภาพภูมิอากาศที่แห้งแล้งและชื้นสลับกันไปตลอดช่วง PETM พร้อมกับวัฏจักรการหมุนรอบแกนโลกในละติจูดกลาง และโดยรวมแล้ว ปริมาณน้ำฝนสุทธิเหนือมหาสมุทรเททิสตอน กลางและตะวันตก ลดลง^{[ 73 ]}

ปริมาณน้ำจืดในมหาสมุทรอาร์กติกเพิ่มขึ้น ส่วนหนึ่งเนื่องมาจาก รูปแบบปริมาณน้ำฝน ในซีกโลกเหนือซึ่งได้รับแรงหนุนจากการเคลื่อนตัวของเส้นทางพายุไปทางขั้วโลกภายใต้สภาวะโลกร้อน^{[ 55 ]}การไหลของน้ำจืดที่เข้าสู่มหาสมุทรเพิ่มขึ้นอย่างมากในช่วง PETM และยังคงดำเนินต่อไปอีกระยะหนึ่งหลังจากสิ้นสุด PETM ^{[ 74 ]}

PETM ก่อให้เกิดเหตุการณ์ขาดออกซิเจนในมหาสมุทร (OAE) เพียงครั้งเดียวในยุคซีโนโซอิก^{[ 75 ]}การลดลงของออกซิเจนเกิดขึ้นจากการรวมกันของอุณหภูมิน้ำทะเลที่สูงขึ้น การแบ่งชั้นของมวลน้ำ และการออกซิเดชันของมีเทนที่ปล่อยออกมาจากแคลทเรตใต้น้ำ^{[ 76 ]}การลดไนเตรตเพิ่มขึ้น^{[ 77 ]}ในบางส่วนของมหาสมุทร โดยเฉพาะมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ ไม่มี การกวนตะกอนโดยสิ่งมีชีวิตซึ่งอาจเป็นเพราะการขาดออกซิเจนในน้ำด้านล่าง หรือเนื่องจากรูปแบบการไหลเวียนของมหาสมุทรที่เปลี่ยนแปลงไปทำให้อุณหภูมิของน้ำด้านล่างเปลี่ยนแปลง^{[ 46 ]}อย่างไรก็ตาม แอ่งมหาสมุทรหลายแห่งยังคงมีการกวนตะกอนโดยสิ่งมีชีวิตตลอดช่วง PETM ^{[ 78 ]}อัตราส่วนไอโอดีนต่อแคลเซียมบ่งชี้ว่าโซนออกซิเจนต่ำสุดในมหาสมุทรขยายตัวในแนวดิ่งและอาจขยายในแนวนอนด้วย^{[ 79 ]}การขาดออกซิเจนและภาวะยูซิเนีย ในมวลน้ำ พบได้มากที่สุดในแอ่งมหาสมุทรที่จำกัด เช่น มหาสมุทรอาร์กติกและมหาสมุทรเททิส^{[ 80 ]}ภาวะขาดออกซิเจนได้ส่งผลกระทบต่อแอ่งทะเลเหนือ บนแผ่นดินใหญ่ เช่นกัน^{[ 81 ]}ดังที่แสดงให้เห็นจากการเพิ่มขึ้นของความเข้มข้น ของ ยูเรเนียมโมลิบเดนัมกำมะถันและไพไรต์ในตะกอน^{[ 82 ]}พร้อมกับการปรากฏของไอโซเรเนียราเทนที่จับกับกำมะถัน^{[ 81 ]}ที่ราบชายฝั่งอ่าวก็ได้รับผลกระทบจากภาวะ ขาดออกซิเจนเช่นกัน ^{[ 83 ]}ที่ราบชายฝั่งมหาสมุทรแอตแลนติกซึ่งมีออกซิเจนสูงในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน กลับกลายเป็นพื้นที่ที่มีออกซิเจนต่ำมากในช่วง PETM ^{[ 84 ]}ทะเลแทสแมนก็มีปริมาณออกซิเจนลดลงเช่นกัน ดังที่เห็นได้จากอัตราส่วนของพริสเทน/ไฟเทน^{[ 85 ]}ในทางตรงกันข้าม มหาสมุทรผิวน้ำในเขตร้อนยังคงมีออกซิเจนอยู่ตลอดช่วงเหตุการณ์อุณหภูมิสูง^{[ 86 ]}

เป็นไปได้ว่าในช่วงเริ่มต้นของ PETM ภาวะขาดออกซิเจนช่วยชะลอภาวะโลกร้อนผ่านการลดคาร์บอนโดยการฝังสารอินทรีย์^{[ 87 ] [ 88 ]}การเปลี่ยนแปลงไอโซโทปลิเธียมเชิงลบที่เด่นชัดในคาร์บอเนตในทะเลและสารที่เกิดจากการผุพังในท้องถิ่นบ่งชี้ว่าอัตราการผุพังและการกัดเซาะเพิ่มขึ้นในช่วง PETM ทำให้เกิดการเพิ่มขึ้นของการฝังคาร์บอนอินทรีย์ ซึ่งทำหน้าที่เป็นกลไกป้อนกลับเชิงลบต่อภาวะโลกร้อนที่รุนแรงของ PETM ^{[ 89 ]}

นอกจากการขาดน้ำแข็งทั่วโลกแล้ว ระดับน้ำทะเลยังสูงขึ้นเนื่องจากการขยายตัวทางความร้อน หลักฐานสำหรับเรื่องนี้สามารถพบได้ใน กลุ่ม พาลินอมอร์ฟที่ เปลี่ยนแปลงไป ของมหาสมุทรอาร์กติก ซึ่งสะท้อนให้เห็นถึงการลดลงของสารอินทรีย์บนบกเมื่อเทียบกับสารอินทรีย์ในทะเล^{[ 38 ]}การรุกคืบของทะเลครั้งสำคัญเกิดขึ้นในอนุทวีปอินเดีย^{[ 90 ]}ในทะเลทาริม ระดับน้ำทะเลสูงขึ้น 20-50 เมตร^{[ 91 ]}

ในช่วงเริ่มต้นของ PETM รูปแบบการไหลเวียนของมหาสมุทรเปลี่ยนแปลงไปอย่างมากภายในระยะเวลาไม่ถึง 5,000 ปี ทิศทางกระแสน้ำในระดับโลกกลับทิศทางเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงการพลิกกลับจากซีกโลกใต้ไปสู่ซีกโลกเหนือ การไหล "ย้อนกลับ" นี้คงอยู่เป็นเวลา 40,000 ปี การเปลี่ยนแปลงดังกล่าวจะขนส่งน้ำอุ่นไปยังมหาสมุทรลึก ทำให้เกิดภาวะโลกร้อนมากขึ้น^{[ 92 ]}การเปลี่ยนแปลงทางชีวภาพครั้งใหญ่ในกลุ่มฟอรามินิเฟอราเบนทิกได้รับการอ้างถึงว่าเป็นหลักฐานของการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในการไหลเวียนของน้ำลึก^{[ 93 ]}

การเป็นกรดของมหาสมุทรเกิดขึ้นในช่วง PETM ^{[ 94 ] [ 95 ]}โดยค่า pH ของน้ำทะเลลดลงประมาณ 0.46 หน่วย^{[ 96 ]}ซึ่งทำให้ระดับความลึกของการชดเชยแคลไซต์ตื้นขึ้น^{[ 97 ]}ไลโซคลายน์เป็นตัวบ่งชี้ระดับความลึกที่คาร์บอเนตเริ่มละลาย (เหนือไลโซคลายน์ คาร์บอเนตจะอิ่มตัวเกินไป) ปัจจุบันอยู่ที่ประมาณ 4 กม. (2.5 ไมล์) ซึ่งเทียบได้กับความลึกเฉลี่ยของมหาสมุทร ระดับความลึกนี้ขึ้นอยู่กับ (ในบรรดาปัจจัยอื่นๆ) อุณหภูมิและปริมาณ CO ₂ที่ละลายในมหาสมุทร การเพิ่ม CO ₂ในตอนแรกจะทำให้ไลโซคลายน์สูงขึ้น ส่งผลให้คาร์บอเนตในน้ำลึกละลาย การเป็นกรดของน้ำลึกนี้สามารถสังเกตได้ในแกนมหาสมุทร ซึ่งแสดงให้เห็น (ในกรณีที่การกวนทางชีวภาพไม่ได้ทำลายสัญญาณ) การเปลี่ยนแปลงอย่างฉับพลันจากตะกอนคาร์บอเนตสีเทาเป็นดินเหนียวสีแดง (ตามด้วยการค่อยๆ ไล่ระดับกลับไปเป็นสีเทา) ปรากฏการณ์นี้เด่นชัดกว่ามากในแกนตะกอนมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือเมื่อเทียบกับที่อื่น ๆ ซึ่งบ่งชี้ว่าความเป็นกรดมีความเข้มข้นมากกว่าในบริเวณนี้ เกี่ยวข้องกับการเพิ่มขึ้นของระดับไลโซไคลน์ที่มากกว่า น้ำที่มีฤทธิ์กัดกร่อนอาจไหลทะลักไปยังภูมิภาคอื่น ๆ ของมหาสมุทรโลกจากมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ การจำลองแบบจำลองแสดงให้เห็นถึงการสะสมของน้ำที่เป็นกรดในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือส่วนลึกในช่วงเริ่มต้นของเหตุการณ์

การเป็นกรดของน้ำลึกและการแพร่กระจายจากมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือในภายหลังสามารถอธิบายความแปรผันเชิงพื้นที่ของการละลายคาร์บอเนตได้^{[ 98 ]}ในบางส่วนของมหาสมุทรแอตแลนติกตะวันออกเฉียงใต้ ระดับไลโซไคลน์สูงขึ้น 2 กิโลเมตรในเวลาเพียงไม่กี่พันปี^{[ 78 ]}หลักฐานจากมหาสมุทรแปซิฟิกเขตร้อนชี้ให้เห็นว่าระดับไลโซไคลน์ตื้นขึ้นอย่างน้อยประมาณ 500 เมตรในช่วงเวลาของภาวะอุณหภูมิสูงนี้^{[ 99 ]}การเป็นกรดอาจเพิ่มประสิทธิภาพในการขนส่งน้ำจากเขตโฟติกไปยังส่วนลึกของมหาสมุทร จึงทำหน้าที่เป็นกลไกป้อนกลับเชิงลบที่ชะลออัตราการสะสมของคาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศ^{[ 100 ]}นอกจากนี้ การลดลงของการสร้างแคลเซียมคาร์บอเนตทางชีวภาพยังยับยั้งการกำจัดความเป็นด่างจากมหาสมุทรลึก ทำให้เกิดการสะสมของแคลเซียมคาร์บอเนตมากเกินไปเมื่อการผลิตแคลเซียมคาร์บอเนตสุทธิกลับมาดำเนินต่อ ซึ่งช่วยฟื้นฟูมหาสมุทรให้กลับสู่สภาพก่อนเกิด PETM ^{[ 101 ]}ผลจากการแพร่กระจายของโคคโคลิโทฟอริดที่เกิดขึ้นจากการไหลบ่าที่เพิ่มขึ้น ทำให้คาร์บอเนตถูกกำจัดออกจากน้ำทะเลเมื่อโลกฟื้นตัวจากการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอนที่เป็นลบ ซึ่งส่งผลให้ความเป็นกรดของมหาสมุทรลดลง^{[ 102 ]}

แมกเนไทต์สโตอิคิโอเมตริก( Fe )₃โอ₄อนุภาค ) ได้รับมาจากตะกอนทะเลในยุค PETM การศึกษาในปี 2008 พบรูปร่างผลึกแบบปริซึมยาวและแบบหัวหอก ซึ่งถือว่าแตกต่างจากผลึกแมกเนไทต์ที่เคยรายงานมาก่อน และอาจมีต้นกำเนิดทางชีวภาพ^{[ 103 ]}ผลึกแมกเนไทต์ชีวภาพเหล่านี้แสดงให้เห็นถึงขนาดยักษ์ที่ไม่เหมือนใคร และน่าจะมีต้นกำเนิดจากน้ำ การศึกษาชี้ให้เห็นว่าการพัฒนาของโซนซับออกซิกหนาที่มีธาตุเหล็กพร้อมใช้งานสูง ซึ่งเป็นผลมาจากการเปลี่ยนแปลงอย่างมากในอัตราการผุพังและการตกตะกอน ทำให้เกิดความหลากหลายของสิ่งมีชีวิตที่สร้างแมกเนไทต์ ซึ่งอาจรวมถึงยูคาริโอตด้วย^{[ 104 ]}แมกเนไทต์ชีวภาพในสัตว์มีบทบาทสำคัญในการนำทางสนามแม่เหล็กโลก^{[ 105 ]}

ระบบนิเวศทางทะเลตื้นประสบกับการล่มสลายของระบบนิเวศอย่างมาก^{[ 106 ]} PETM มาพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในความหลากหลายของแนนโนฟอสซิลแคลเซียมและฟอรามินิเฟอราเบนทิกและแพลงก์ตอน^{[ 107 ]}การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ ของ ฟอรามินิเฟอราเบน ทิก 35–50% (โดยเฉพาะในน้ำลึก) เกิดขึ้นในช่วงเวลาประมาณ 1,000 ปี โดยกลุ่มนี้ได้รับผลกระทบมากกว่าในช่วง PETM มากกว่าในช่วง การสูญพันธุ์ KTที่ทำให้ไดโนเสาร์ สูญ พันธุ์^{[ 108 ] [ 109 ] [ 110 ]}ในช่วงเริ่มต้นของ PETM ความหลากหลายของฟอรามินิเฟอราเบนทิกลดลง 30% ในมหาสมุทรแปซิฟิก^{[ 111 ]}ในขณะที่ที่ซูไมอา ซึ่งปัจจุบันอยู่ในประเทศสเปน ฟอรามินิเฟอราเบนทิก 55% สูญพันธุ์ไปในช่วง PETM ^{[ 112 ]}แม้ว่าการลดลงนี้จะไม่เกิดขึ้นทั่วไปในทุกพื้นที่ คาร์บอเนตบนแพลตฟอร์มหิมาลัยไม่แสดงการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในกลุ่มของฟอรามินิเฟอราเบนทิกขนาดใหญ่ในช่วงเริ่มต้นของ PETM การลดลงของพวกมันเกิดขึ้นในช่วงท้ายของเหตุการณ์^{[ 113 ]}การลดลงของความหลากหลายและการอพยพออกจากเขตร้อนที่ร้อนจัดบ่งชี้ว่าฟอรามินิเฟอราแพลงก์ตอนก็ได้รับผลกระทบในทางลบเช่นกัน^{[ 114 ]}ปรากฏการณ์ลิลลิพุตพบได้ในฟอรามินิเฟอราในน้ำตื้น^{[ 115 ]}ซึ่งอาจเป็นการตอบสนองต่อความหนาแน่นของน้ำผิวดินที่ลดลงหรือความพร้อมของสารอาหารที่ลดลง^{[ 116 ]}ประชากรของฟอรามินิเฟอราแพลงก์ตอนที่มีโฟโตซิมไบออนเพิ่มขึ้น^{[ 117 ]}อัตราการสูญพันธุ์ในแนนโนแพลงก์ตอนที่มีแคลเซียมเพิ่มขึ้น แต่อัตราการเกิดก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน^{[ 118 ]}ในภูมิภาคเพอริ-เททิส แนนโนแพลงก์ตอนที่มีแคลเซียมในยุคพาลีโอซีนลดลงในช่วงการฟื้นตัวจากการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอนเชิงลบของ PETM ^{[ 119 ]}ในที่ราบสูงเคอร์เกเลน ผลผลิตของแนนโนแพลงก์ตอนลดลงอย่างรวดเร็วเมื่อเริ่มมีค่าδ ¹³ C เป็นลบการเดินทาง แต่ได้รับการยกระดับขึ้นในภายหลัง^{[ 120 ]}สกุลแพลงก์ตอนขนาดเล็กFasciculithusสูญพันธุ์^{[ 121 ]}ซึ่งน่าจะเป็นผลมาจากการเพิ่มขึ้นของภาวะขาดสารอาหารในน้ำผิวดิน^{[ 122 ]}สกุลSphenolithus , ZygrhablithusและOctolithusก็ได้รับผลกระทบอย่างหนักเช่นกัน^{[ 123 ]}

ตัวอย่างจากมหาสมุทรแอตแลนติกเขตร้อนแสดงให้เห็นว่าโดยรวมแล้ว ความอุดมสมบูรณ์ของไดโนซิสต์ลดลงอย่างรวดเร็ว[ ^{124 ] ใน}ทางตรงกันข้ามไดโนแฟล เจลเลตที่ชอบอุณหภูมิสูง กลับเพิ่มจำนวนขึ้น^{[ 125 ]} โดย เฉพาะอย่างยิ่งApectodinium ^{[ 126 ] [ 127 ] [ 128 ] จุดสูงสุดของความ อุดม} สมบูรณ์ของ Apectodiniumนี้ ถูก ^ใช้เป็นเครื่องหมายทางชีวธรณีวิทยาที่กำหนด PETM ^{[ 129 ] [ 130 ] [ 131 ]}ความเหมาะสมของApectodinium homomorphumยังคงที่ตลอดช่วง PETM ในขณะที่ของสายพันธุ์อื่นลดลง^{[ 132 ]}

เรดิโอลาเรียนมีขนาดใหญ่ขึ้นในช่วง PETM ^{[ 133 ]}

ปะการังแบบอาณานิคมซึ่งไวต่ออุณหภูมิที่สูงขึ้นนั้นลดลงในช่วง PETM โดยถูกแทนที่ด้วยฟอรามินิเฟอราเบนทิกที่มีขนาดใหญ่กว่า^{[ 134 ]}ปะการังอะราโกนิติกถูกขัดขวางอย่างมากในความสามารถในการเจริญเติบโตเนื่องจากการเป็นกรดของมหาสมุทรและภาวะยูโทรฟิเคชันในน้ำผิวดิน^{[ 135 ]}โดยรวมแล้ว ความสามารถในการสร้างโครงสร้างของปะการังลดลงอย่างมาก^{[ 136 ]}

การสูญพันธุ์ในทะเลลึกนั้นอธิบายได้ยาก เนื่องจากฟอรามินิเฟอราเบนทิกหลายชนิดในทะเลลึกนั้นพบได้ทั่วโลก และสามารถหาแหล่งหลบภัยจากการสูญพันธุ์ในท้องถิ่นได้^{[ 137 ]}สมมติฐานทั่วไป เช่น การลดลงของปริมาณออกซิเจนที่เกี่ยวข้องกับอุณหภูมิ หรือการกัดกร่อนที่เพิ่มขึ้นเนื่องจากน้ำลึกที่มีคาร์บอเนตไม่อิ่มตัวนั้นไม่เพียงพอที่จะเป็นคำอธิบาย การเป็นกรดอาจมีบทบาทในการสูญพันธุ์ของฟอรามินิเฟอราที่สร้างแคลเซียม และอุณหภูมิที่สูงขึ้นจะเพิ่มอัตราการเผาผลาญ จึงต้องการอาหารมากขึ้น ปริมาณอาหารที่สูงขึ้นดังกล่าวอาจไม่เกิดขึ้นจริง เนื่องจากภาวะโลกร้อนและการแบ่งชั้นของมหาสมุทรที่เพิ่มขึ้นอาจนำไปสู่ผลผลิตที่ลดลง^{[ 138 ]}พร้อมกับการเพิ่มขึ้นของการแร่ธาตุของสารอินทรีย์ในคอลัมน์น้ำก่อนที่จะไปถึงฟอรามินิเฟอราเบนทิกบนพื้นทะเล^{[ 139 ]}ปัจจัยเดียวที่มีขอบเขตทั่วโลกคือการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิ การสูญพันธุ์ในระดับภูมิภาคในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือมีสาเหตุมาจากภาวะขาดออกซิเจนในทะเลลึกที่เพิ่มมากขึ้น ซึ่งอาจเกิดจากการชะลอตัวของกระแสน้ำในมหาสมุทร หรือการปล่อยและการเกิดออกซิเดชันอย่างรวดเร็วของมีเทนในปริมาณมาก

ในน่านน้ำตื้น เป็นที่ปฏิเสธไม่ได้ว่าระดับ CO2 ที่เพิ่มขึ้นส่งผลให้ค่า pH ของมหาสมุทรลดลง_ซึ่งส่งผลเสียอย่างมากต่อปะการัง^{[ 140 ]}การทดลองชี้ให้เห็นว่ามันยังเป็นอันตรายต่อแพลงก์ตอนที่สร้างแคลเซียมด้วย^{[ 141 ]}อย่างไรก็ตาม กรดเข้มข้นที่ใช้จำลองการเพิ่มขึ้นของความเป็นกรดตามธรรมชาติซึ่งเป็นผลมาจากความเข้มข้นของ CO2 ที่สูงขึ้น_อาจให้ผลลัพธ์ที่ทำให้เข้าใจผิด และหลักฐานล่าสุดคือโคคโคลิโทฟอร์ ( อย่างน้อยก็E. huxleyi ) จะมีแคลเซียม มากขึ้นไม่ใช่ลดลง และมีจำนวนมากในน้ำที่เป็นกรด^{[ 142 ]}การเปลี่ยนแปลงในการกระจายตัวของแพลงก์ตอนขนาดเล็กที่มีแคลเซียม เช่น โคคโคลิโทฟอร์ ไม่สามารถนำมาประกอบกับความเป็นกรดในช่วง PETM ได้^{[ 142 ]}และความอุดมสมบูรณ์ของแพลงก์ตอนขนาดเล็กที่มีแคลเซียมก็ไม่ได้ถูกควบคุมโดยการเปลี่ยนแปลงของความเป็นกรด โดยความแปรผันในท้องถิ่นของความพร้อมของสารอาหารและอุณหภูมิมีบทบาทมากกว่ามาก^{[ 143 ]}การเปลี่ยนแปลงความหลากหลายของแพลงก์ตอนขนาดเล็กที่มีแคลเซียมในมหาสมุทรใต้และบริเวณเส้นศูนย์สูตรได้รับผลกระทบมากที่สุดจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิ ในขณะที่ในมหาสมุทรเปิดส่วนใหญ่ การเปลี่ยนแปลงของปริมาณสารอาหารเป็นปัจจัยหลัก^{[ 144 ]}การเป็นกรดนำไปสู่ความอุดมสมบูรณ์ของสาหร่ายที่มีแคลเซียมสูง^{[ 122 ]}และฟอรามินิเฟอราที่มีแคลเซียมต่ำ^{[ 145 ]}สายพันธุ์ นาโนฟอสซิลที่มี แคลเซียม Neochiastozygus junctusเจริญเติบโตได้ดี ความสำเร็จของมันเกิดจากผลผลิตพื้นผิวที่เพิ่มขึ้นอันเนื่องมาจากการไหลบ่าของสารอาหารที่เพิ่มขึ้น^{[ 146 ] [ 147 ]}ภาวะยูโทรฟิเคชันในช่วงเริ่มต้นของ PETM ทำให้เกิดการลดลงของฟอรามินิเฟอราขนาดใหญ่แบบ K-strategist แม้ว่าพวกมันจะฟื้นตัวในช่วงภาวะขาดสารอาหารหลัง PETM พร้อมกับการตายของปะการังในละติจูดต่ำ^{[ 148 ]}

การศึกษาที่ตีพิมพ์ในเดือนพฤษภาคม 2021 สรุปว่าปลาเจริญเติบโตได้ดีในพื้นที่เขตร้อนอย่างน้อยบางแห่งในช่วง PETM โดยอิงจากฟอสซิลปลาที่ค้นพบ รวมถึงMene maculataที่Ras Gharibประเทศอียิปต์^{[ 149 ]} ปลา Tetraodontiformesประสบกับการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่^{[ 150 ]}

การเพิ่มขึ้นของจำนวนสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมเป็นสิ่งที่น่าสังเกต เนื่องจากกลุ่มสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมหลายกลุ่มปรากฏขึ้นในช่วงเวลานี้^{[ 151 ]}อุณหภูมิโลกที่สูงขึ้นอาจส่งเสริมให้เกิดภาวะแคระแกร็น^{[ 152 ] [ 153 ] [ 154 ]}ซึ่งอาจกระตุ้นให้เกิดการวิวัฒนาการของสายพันธุ์ ภาวะแคระแกร็นของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมส่วนใหญ่เกิดขึ้นในช่วงต้นของ PETM โดยมีภาวะแคระแกร็นเพิ่มเติมเกิดขึ้นในช่วงกลางของยุคไฮเปอร์เทอร์มอล^{[ 10 ]}ภาวะแคระแกร็นของสายพันธุ์สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมต่างๆ นำไปสู่ภาวะแคระแกร็นเพิ่มเติมในสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมอื่นๆ ซึ่งการลดขนาดร่างกายไม่ได้เกิดจาก PETM โดยตรง^{[ 155 ]} อย่างไรก็ตาม สัตว์เลี้ยง ลูกด้วยนมขนาดเล็ก เช่นกลุ่มต้นกำเนิดของเอรินาซิดส์ไม่แสดงภาวะแคระแกร็นที่วัดได้^{[ 156 ]} แต่ ภาวะแคระแกร็นกลับกระจุกตัวอยู่ในสัตว์ขนาดใหญ่ เช่นอีคิดส์ [ ^{157 ]}เมโซนิคิดส์^{[ 158 ]}และ^{ออกซิ}เอนิดส์^{[ 159 ]}เชื่อกันว่าการแคระแกร็นเกิดจากการรวมกันของการเกิดใหม่และการอพยพของกลุ่มสิ่งมีชีวิตที่มีขนาดเล็กกว่า^{[ 160 ]}กลุ่มสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมที่สำคัญหลายกลุ่ม—รวมถึงไฮยาโนดอนทิดส์ อาร์ทิโอแดคทิลส์เพริสโซแดคทิล ส์ และไพรเมต —ปรากฏตัวและแพร่กระจายไปทั่วโลก 13,000 ถึง 22,000 ปีหลังจากการเริ่มต้นของ PETM ^{[ 161 ] [ 162 ] [ 163 ]}ในขณะที่สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมที่เก่าแก่กว่านั้นลดจำนวนลง^{[ 164 ]}สภาพอากาศชื้นทำให้สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมเอเชียสมัยใหม่อพยพไปทางเหนือ โดยขึ้นอยู่กับเขตภูมิอากาศ ความไม่แน่นอนยังคงมีอยู่เกี่ยวกับช่วงเวลาและจังหวะของการอพยพ^{[ 22 ]}เป็นไปได้ว่าอนุทวีปอินเดียทำหน้าที่เป็นศูนย์กลางความหลากหลายซึ่งสายพันธุ์สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมได้แพร่กระจายไปยังแอฟริกาและทวีปต่างๆ ในซีกโลกเหนือ^{[ 165 ]}แม้ว่าบางการศึกษาจะขัดแย้งกับเรื่องนี้และสนับสนุนทฤษฎีการแพร่กระจายของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมแบบ "เข้าสู่อินเดีย" แทน^{[ 166 ]}สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมหลายอันดับจากยูเรเซียได้รุกรานอเมริกาเหนือ แต่เนื่องจากพื้นที่เฉพาะถิ่นยังไม่เต็ม จึงมีผลกระทบต่อโครงสร้างชุมชนโดยรวมเพียงเล็กน้อย^{[ 167 ]}สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมยังแสดงให้เห็นถึงการเปลี่ยนแปลงด้านอาหารอย่างมีนัยสำคัญ เช่นDissacus praenuntius ซึ่งเป็นสัตว์ในวงศ์ Mesonychidaeตัวอย่างเช่น กลายเป็นโรคกระดูกพรุน มากขึ้น ในช่วงการรักษาด้วยความร้อนสูง^{[ 168 ]}

ซอรอปซิดเช่นสเควเมตก็แสดงหลักฐานของการเปลี่ยนแปลงทางชีวภาพเช่นกัน^{[ 169 ]}เหตุการณ์การแพร่กระจายในหมู่กิ้งก่าในช่วง PETM ส่วนใหญ่เป็นการแพร่กระจายภายในทวีป ไม่ใช่ระหว่างทวีป^{[ 170 ]}งูในสกุลCheilophisประสบกับเหตุการณ์การแพร่กระจายที่น่าสังเกตในช่วง PETM ^{[ 171 ]} ดูเหมือนว่า Gastornithidsจะไม่ได้รับผลกระทบจาก PETM ในแง่ของการเปลี่ยนแปลงขนาด^{[ 172 ]}

ความหลากหลายของการกินพืชของแมลง ซึ่งวัดจากปริมาณและความหลากหลายของความเสียหายต่อพืชที่เกิดจากแมลง เพิ่มขึ้นในช่วง PETM สัมพันธ์กับภาวะโลกร้อน^{[ 173 ]}สกุลมดGesomyrmexแพร่กระจายไปทั่วทวีปยูเรเซียในช่วง PETM ^{[ 174 ]}เช่นเดียวกับสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนม สัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังที่อาศัยอยู่ในดินก็พบว่ามีขนาดเล็กลงในช่วง PETM ^{[ 175 ]}

การเปลี่ยนแปลงอย่างลึกซึ้งของพืชพรรณบนบกทั่วโลกมีความเกี่ยวข้องกับ PETM ในทุกภูมิภาค พืชพรรณในช่วงปลายยุคพาลีโอซีนมีความแตกต่างอย่างมากจากพืชพรรณในช่วง PETM และต้นยุคอีโอซีน^{[ 176 ]}บริเวณอาร์กติกกลายเป็นพื้นที่ที่มีต้นปาล์มและป่าไม้ผลัดใบเป็นหลัก^{[ 177 ]}ชายฝั่งอ่าวของเท็กซัสตอนกลางถูกปกคลุมด้วยป่าฝนเขตร้อนและป่าเขตร้อนตามฤดูกาล^{[ 178 ]}

สัตว์น้ำจืดตายเป็นจำนวนมากเนื่องจากการแพร่กระจายของไซยาโนแบคทีเรียที่สร้างสารพิษซึ่งเกิดจากความร้อนจัด^{[ 179 ]}

การสะสมของตะกอนเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญที่บริเวณหินโผล่ หลายแห่ง และในแกนเจาะหลายแห่งที่ครอบคลุมช่วงเวลานี้[ 180 ] ในช่วง PETM ตะกอนอุดมไปด้วยคาโอลิไนต์จากแหล่งเศษหินเนื่องจากการกัดเซาะ (กระบวนการเริ่มต้น เช่น ภูเขาไฟ แผ่นดินไหว^{และธรณีแปร}สัณฐาน) [ 181 ] [ 182 ] [ 183 ]ปริมาณ^{น้ำฝนที่เพิ่มขึ้นและการกัดเซาะ}ที่เพิ่มขึ้นของดินและตะกอนที่อุดมด้วยคาโอลิไนต์ที่มีอายุมากอาจเป็นสาเหตุของเรื่องนี้^{[ 184 ] [ 185 ] [ 186 ]}การผุพังที่เพิ่มขึ้นจากการไหลบ่าที่เพิ่มขึ้นทำให้เกิดดินโบราณหนาที่อุดมไปด้วยก้อนคาร์บอเนต ( คล้าย ไมโครโคเดียม ) และสิ่งนี้บ่งชี้ถึง สภาพภูมิอากาศ กึ่งแห้งแล้ง^{[ 22 ]}แตกต่างจากในช่วงไฮเปอร์เทอร์มอลที่น้อยกว่าและค่อยเป็นค่อยไป การเกิด กลอโคไนต์ถูกยับยั้ง^{[ 187 ]}

ผลกระทบทางตะกอนวิทยาของ PETM เกิดขึ้นช้ากว่าการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปคาร์บอน^{[ 188 ]}ในแอ่ง Tremp-Graus ทางตอนเหนือของสเปน ระบบแม่น้ำขยายตัวและอัตราการสะสมของตะกอนน้ำพาเพิ่มขึ้นโดยมีช่วงเวลาล่าช้าประมาณ 3,800 ปีหลังจาก PETM ^{[ 189 ]}

ในบางพื้นที่ทางทะเล (ส่วนใหญ่เป็นทะเลน้ำลึก) อัตราการตกตะกอนต้องลดลงในช่วง PETM ซึ่งสันนิษฐานว่าเกิดจากการละลายของคาร์บอเนตบนพื้นทะเล ในขณะที่ในพื้นที่อื่นๆ (ส่วนใหญ่เป็นทะเลน้ำตื้น) อัตราการตกตะกอนต้องเพิ่มขึ้นในช่วง PETM ซึ่งสันนิษฐานว่าเกิดจากการลำเลียงวัสดุจากแม่น้ำที่เพิ่มขึ้นในช่วงเหตุการณ์^{[ 190 ]}

การแยกแยะสาเหตุที่เป็นไปได้ต่างๆ ของ PETM นั้นทำได้ยาก อุณหภูมิทั่วโลกเพิ่มสูงขึ้นอย่างต่อเนื่อง และต้องมีกลไกบางอย่างที่ทำให้เกิดการเพิ่มขึ้นอย่างฉับพลัน ซึ่งอาจถูกเน้นย้ำหรือเร่งปฏิกิริยาโดยปฏิกิริยาตอบกลับเชิงบวก (หรือการเปิดใช้งาน "จุดเปลี่ยน" ^{[ 191 ]} ) สิ่งที่ช่วยในการแยกแยะปัจจัยเหล่านี้ได้ดีที่สุดมาจากการพิจารณาสมดุลมวลไอโซโทปคาร์บอน เรารู้ว่าวัฏจักรคาร์บอนภายนอก ทั้งหมด (เช่น คาร์บอนที่อยู่ในมหาสมุทรและชั้นบรรยากาศ ซึ่งสามารถเปลี่ยนแปลงได้ในระยะเวลาสั้นๆ) มีการเปลี่ยนแปลง −0.2 % ถึง −0.3 % ในδ ¹³ Cและโดยการพิจารณาเอกลักษณ์ไอโซโทปของแหล่งสำรองคาร์บอนอื่นๆ เราสามารถพิจารณาได้ว่ามวลของแหล่งสำรองนั้นจะต้องมีปริมาณเท่าใดจึงจะทำให้เกิดผลเช่นนี้ได้ ข้อสมมติฐานที่อยู่เบื้องหลังแนวทางนี้คือ มวลของคาร์บอนจากภายนอกนั้นเท่ากันในยุคพาลีโอจีนกับปัจจุบัน ซึ่งเป็นสิ่งที่ยากมากที่จะยืนยันได้

แม้ว่าสาเหตุของภาวะโลกร้อนในช่วงแรกจะถูกระบุว่าเกิดจากการปล่อยคาร์บอน (CO2 และ/หรือ CH4) จำนวนมาก_เข้าสู่_ชั้นบรรยากาศ แต่แหล่งที่มาของคาร์บอนยังไม่ถูกค้นพบ การก่อตัวของกลุ่ม ท่อ คิมเบอร์ไลต์ ขนาดใหญ่ เมื่อประมาณ 56 ล้านปีก่อนใน ภูมิภาค Lac de Grasทางตอนเหนือของแคนาดาอาจเป็นแหล่งที่มาของคาร์บอนที่กระตุ้นให้เกิดภาวะโลกร้อนในช่วงแรกในรูปของ CO2 จากแมกมาที่แยกตัวออกมา_การคำนวณบ่งชี้ว่าคาร์บอนประมาณ 900–1,100 Pg ^{[ 192 ]}ที่จำเป็นสำหรับการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิน้ำทะเลประมาณ 3 °C ในช่วงแรกที่เกี่ยวข้องกับอุณหภูมิสูงสุดในยุค Paleocene-Eocene อาจถูกปล่อยออกมาในระหว่างการก่อตัวของกลุ่มคิมเบอร์ไลต์ขนาดใหญ่^{[ 193 ]}การถ่ายโอนน้ำทะเลผิวน้ำที่อุ่นไปยังระดับความลึกปานกลางนำไปสู่การสลายตัวทางความร้อนของมีเทนไฮเดรตใต้ทะเล ทำให้เกิดคาร์บอนที่มีไอโซโทปลดลงซึ่งก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปคาร์บอน การเกิดกลุ่มหินคิมเบอร์ไลต์อีกสองกลุ่มในแหล่งหิน Lac de Gras สอดคล้องกับการเกิดภาวะอุณหภูมิสูงฉับพลันในยุคซีโนโซอิกตอนต้นอีกสองครั้ง ซึ่งบ่งชี้ว่าการปล่อยก๊าซ CO2 _ในระหว่างการก่อตัวของหินคิมเบอร์ไลต์เป็นแหล่งที่มาที่เป็นไปได้ของ CO2 _ที่เป็นสาเหตุของภาวะโลกร้อนอย่างฉับพลันเหล่านี้

หนึ่งในตัวเลือกชั้นนำสำหรับสาเหตุของการรบกวนวัฏจักรคาร์บอนและภาวะโลกร้อนที่สังเกตได้คือ กิจกรรมภูเขาไฟที่เกี่ยวข้องกับเขตหินอัคนีแอตแลนติกเหนือ (NAIP) ^{[ 7 ]}ซึ่งเชื่อกันว่าได้ปล่อยคาร์บอนออกมามากกว่า 10,000 กิกะตันในช่วง PETM โดยพิจารณาจากค่าไอโซโทปหนักที่ค่อนข้างสูงของการเพิ่มคาร์บอนเริ่มต้น^{[ 6 ]} ความผิดปกติ ของปรอทในช่วง PETM ชี้ให้เห็นถึงการปะทุของภูเขาไฟครั้งใหญ่ในช่วงเหตุการณ์^{[ 194 ]}เสริมด้วยความผิดปกติของเทลลูเรียม^{[ 195 ] [ 196 ]}นอกจากนี้ การเพิ่มขึ้นของ ∆ ¹⁹⁹ Hg แสดงให้เห็นว่าการปะทุของภูเขาไฟอย่างรุนแรงเกิดขึ้นพร้อมกับการเริ่มต้นของ PETM ^{[ 197 ]} ความผิดปกติของไอโซโทป ออสเมียมในตะกอนมหาสมุทรอาร์กติกที่มีอายุย้อนไปถึง PETM ได้รับการตีความว่าเป็นหลักฐานของสาเหตุจากภูเขาไฟของภาวะอุณหภูมิสูงนี้^{[ 198 ]}

การแทรกตัวของแมกมาที่ร้อนจัดเข้าไปในตะกอนที่มีคาร์บอนสูงอาจกระตุ้นให้เกิดการปล่อยก๊าซมีเทนที่มีไอโซโทปเบาในปริมาณมากพอที่จะทำให้เกิดภาวะโลกร้อนและความผิดปกติของไอโซโทปที่สังเกตได้ สมมติฐานนี้ได้รับการบันทึกไว้โดยการมีอยู่ของกลุ่มหินแทรกตัวขนาดใหญ่และ กลุ่มปล่อง ระบายความร้อนใต้ทะเล ขนาดหลายพันกิโลเมตร ในแอ่งตะกอนบริเวณขอบตอนกลางของนอร์เวย์และทางตะวันตกของเชตแลนด์^{[ 199 ] [ 200 ] [ 201 ]}การระบายความร้อนใต้ทะเลนี้เกิดขึ้นที่ระดับความลึกตื้น ทำให้มีความสามารถในการระบายก๊าซสู่ชั้นบรรยากาศและส่งผลต่อสภาพภูมิอากาศโลก^{[ 202 ]}การระเบิดของภูเขาไฟขนาดใหญ่สามารถส่งผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศโลก ลดปริมาณรังสีจากดวงอาทิตย์ที่มาถึงพื้นผิวโลก ลดอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์ และเปลี่ยนแปลงรูปแบบการหมุนเวียนของบรรยากาศ กิจกรรมภูเขาไฟขนาดใหญ่อาจกินเวลาเพียงไม่กี่วัน แต่การปะทุของก๊าซและเถ้าถ่านจำนวนมหาศาลสามารถส่งผลต่อรูปแบบสภาพภูมิอากาศได้นานหลายปี ก๊าซซัลฟิวริกจะเปลี่ยนเป็นละอองซัลเฟต ซึ่งเป็นหยดน้ำขนาดเล็กกว่าไมครอนที่มีกรดซัลฟิวริกประมาณ 75 เปอร์เซ็นต์ หลังจากการปะทุ อนุภาคละอองเหล่านี้สามารถคงอยู่ในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ได้นานถึงสามถึงสี่ปี^{[ 203 ]}นอกจากนี้ ระยะต่างๆ ของกิจกรรมภูเขาไฟอาจกระตุ้นให้เกิดการปล่อยมีเทนแคลทเรตและวงจรป้อนกลับอื่นๆ ที่อาจเกิดขึ้นได้^{[ 46 ] [ 6 ] [ 191 ]}การปะทุของภูเขาไฟ NAIP ส่งผลต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในขณะนั้น ไม่เพียงแต่ผ่านการเพิ่มก๊าซเรือนกระจกเท่านั้น แต่ยังรวมถึงการเปลี่ยนแปลงความลึกของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือด้วย^{[ 204 ]}การเชื่อมต่อระหว่างทะเลเหนือและมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือผ่านแอ่งฟาโร-เชตแลนด์ถูกจำกัดอย่างมาก^{[ 205 ] [ 206 ] [ 207 ]}เช่นเดียวกับการเชื่อมต่อผ่านทางช่องแคบอังกฤษ^{[ 204 ]}

กิจกรรมภูเขาไฟ NAIP ในระยะหลังอาจก่อให้เกิดเหตุการณ์ความร้อนสูงอื่นๆ ในช่วงต้นยุคอีโอซีนได้เช่นกัน เช่น ETM2 ^{[ 46 ]}

นอกจากนี้ ยังมีข้อเสนอแนะว่ากิจกรรมภูเขาไฟรอบทะเลแคริบเบียนอาจรบกวนการไหลเวียนของกระแสน้ำในมหาสมุทร ทำให้การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศรุนแรงขึ้น^{[ 208 ]}

การปรากฏตัวของเหตุการณ์ความร้อนที่เกิดขึ้นในภายหลัง (ขนาดเล็กกว่า) ในระดับโลก เช่น ขอบฟ้าเอลโม (หรือที่รู้จักกันในชื่อETM2 ) นำไปสู่สมมติฐานที่ว่าเหตุการณ์เหล่านี้เกิดขึ้นซ้ำเป็นประจำ โดยมีแรงขับเคลื่อนจากค่าสูงสุดใน วัฏจักร ความเยื้องศูนย์กลาง 400,000 ปีและ 100,000 ปี ในวงโคจรของโลก [ ^{209 ] แกน}จาก Howard's Tract รัฐแมริแลนด์บ่งชี้ว่า PETM เกิดขึ้นอันเป็นผลมาจากความสุดขั้วของการหมุนรอบแกนในช่วงที่ความเยื้องศูนย์กลางของวงโคจรสูงสุด^{[ 210 ]}คาดว่าช่วงเวลาความร้อนในปัจจุบันจะคงอยู่ต่อไปอีก 50,000 ปีเนื่องจากความเยื้องศูนย์กลางของวงโคจรของโลกอยู่ในระดับต่ำสุด การเพิ่มขึ้นของรังสีดวงอาทิตย์ (และอุณหภูมิ) ในวงโคจรจะบังคับให้ระบบผ่านเกณฑ์และปลดปล่อยปฏิกิริยาตอบสนองเชิงบวก^{[ 211 ]}สมมติฐานการบังคับวงโคจรถูกท้าทายโดยการศึกษาที่พบว่า PETM เกิดขึ้นพร้อมกับค่าต่ำสุดในรอบความเยื้องศูนย์กลางประมาณ 400,000 ปี ซึ่งไม่สอดคล้องกับตัวกระตุ้นวงโคจรที่เสนอสำหรับไฮเปอร์เทอร์มอล^{[ 212 ]}

ทฤษฎีหนึ่งกล่าวว่า ดาวหางที่มีคาร์บอน ¹²เป็นองค์ประกอบหลักได้พุ่งชนโลกและเป็นจุดเริ่มต้นของเหตุการณ์ภาวะโลกร้อน การพุ่งชนของดาวหางที่เกิดขึ้นพร้อมกับขอบเขต P/E ยังสามารถช่วยอธิบายลักษณะลึกลับบางอย่างที่เกี่ยวข้องกับเหตุการณ์นี้ได้ เช่น ความผิดปกติของอิริเดียมที่ซูไมอา การ ปรากฏตัวอย่างฉับพลันของชั้นดินเหนียวคาโอลิไนต์เฉพาะที่ที่มีอนุภาคนาโนแม่เหล็กจำนวนมาก และโดยเฉพาะอย่างยิ่งการเริ่มต้นเกือบพร้อมกันของการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอนและอุณหภูมิสูงสุด

คุณลักษณะสำคัญและการคาดการณ์ที่ทดสอบได้ของการชนของดาวหางคือ มันควรจะก่อให้เกิดผลกระทบต่อสิ่งแวดล้อมในชั้นบรรยากาศและผิวมหาสมุทรในทันทีทันใด และจะมีผลกระทบตามมาในมหาสมุทรที่ลึกกว่า^{[ 213 ]}แม้จะคำนึงถึงกระบวนการป้อนกลับแล้ว ก็ยังต้องใช้คาร์บอนจากนอกโลกอย่างน้อย 100 กิกะตัน^{[ 213 ]}การชนที่รุนแรงเช่นนี้ควรจะทิ้งร่องรอยไว้บนโลก ชั้นดินเหนียวที่มีความหนา 5–20 เมตร (16–66 ฟุต) บนชั้นหินชายฝั่งของรัฐนิวเจอร์ซีย์มีแมกเนไทต์ในปริมาณที่ผิดปกติ แต่พบว่าก่อตัวขึ้นช้าเกินไป 9-18 กิโลปี ทำให้อนุภาคแม่เหล็กเหล่านี้ไม่น่าจะเป็นผลมาจากการชนของดาวหาง และอนุภาคเหล่านี้มีโครงสร้างผลึกที่เป็นลักษณะเฉพาะของแบคทีเรียแม่เหล็กมากกว่าที่จะมีต้นกำเนิดจากนอกโลก^{[ 214 ]}อย่างไรก็ตาม การวิเคราะห์ล่าสุดแสดงให้เห็นว่าอนุภาคที่แยกตัวออกมาซึ่งมีต้นกำเนิดที่ไม่ใช่ชีวภาพประกอบขึ้นเป็นอนุภาคแม่เหล็กส่วนใหญ่ในตัวอย่างดินเหนียว^{[ 215 ]}

รายงานปี 2016 ในวารสาร Scienceอธิบายถึงการค้นพบเศษวัสดุที่พุ่งออกมาจากการชนจากสามส่วนของขอบเขต PE ในทะเลจากขอบมหาสมุทรแอตแลนติกทางตะวันออกของสหรัฐอเมริกา ซึ่งบ่งชี้ว่าการชนจากนอกโลกเกิดขึ้นในช่วงการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปคาร์บอนที่ขอบเขต PE ^{[ 216 ] [ 217 ]}ทรงกลมแก้วซิลิเกตที่พบนั้นถูกระบุว่าเป็นไมโครเทกไทต์และไมโครคริสไทต์^{[ 216 ]}

เคยมีการตั้งสมมติฐาน เกี่ยวกับการเผาไหม้ของพีท ในปริมาณมหาศาล เนื่องจากอาจมีมวลคาร์บอนที่สะสมอยู่ในรูปของชีวมวลพืชบนบกในช่วงยุคพาลีโอซีนมากกว่าในปัจจุบัน เพราะพืชเจริญเติบโตอย่างแข็งแรงกว่าในช่วงเหตุการณ์ PETM ทฤษฎีนี้ถูกหักล้างไปแล้ว เนื่องจากในการผลิตδ ¹³ C นั้น...จากการสังเกตการณ์พบว่าชีวมวลของโลกกว่า 90 เปอร์เซ็นต์น่าจะถูกเผาไหม้ อย่างไรก็ตาม ยุคพาลีโอซีนยังได้รับการยอมรับว่าเป็นช่วงเวลาที่มีการสะสมพีทจำนวนมากทั่วโลก การค้นหาอย่างครอบคลุมไม่พบหลักฐานการเผาไหม้ของสารอินทรีย์ฟอสซิลในรูปของเขม่าหรือคาร์บอนอนุภาคที่คล้ายกัน^{[ 218 ]}บันทึกทั่วโลกของไฮโดรคาร์บอนอะโรมาติกโพลีไซคลิกในช่วง PETM มีความแตกต่างกันมากและไม่สนับสนุนเหตุการณ์การเผาไหม้พีททั่วโลก^{[ 219 ]}อย่างไรก็ตาม การปล่อยคาร์บอนจากพีทได้รับการพิจารณาว่าเป็นกลไกป้อนกลับที่เป็นไปได้ที่ช่วยสร้างเงื่อนไขของ PETM ^{[ 220 ]}

อัตราการหายใจของสารอินทรีย์จะเพิ่มขึ้นเมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น กลไกป้อนกลับหนึ่งที่เสนอเพื่ออธิบายการเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของระดับคาร์บอนไดออกไซด์คือการเพิ่มขึ้นอย่างฉับพลันและรวดเร็วของอัตราการหายใจบนบกที่สอดคล้องกับการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิโลกที่เริ่มต้นจากสาเหตุอื่นๆ ของภาวะโลกร้อน^{[ 221 ]}การสร้างแบบจำลองทางคณิตศาสตร์สนับสนุนการเพิ่มขึ้นของการออกซิเดชันของสารอินทรีย์เป็นคำอธิบายที่เป็นไปได้สำหรับการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปของคาร์บอนที่สังเกตได้ในช่วงเริ่มต้นของ PETM ^{[ 222 ]}

การปล่อยก๊าซมีเทนจากพื้นที่ชุ่มน้ำเป็นปัจจัยหนึ่งที่ทำให้เกิดภาวะโลกร้อนในช่วง PETM หลักฐานสนับสนุนข้อนี้มาจากค่าδ ¹³ Cการลดลงของฮอพานอยด์จากตะกอนหนองน้ำ อาจสะท้อนถึงการเพิ่มขึ้นของกระบวนการสร้างมีเทนในพื้นที่ชุ่มน้ำที่อยู่ลึกเข้าไปในหนองน้ำ^{[ 223 ]}

การละลายของมีเทนไฮเดรตได้รับการอ้างถึงว่าเป็นกลไกเชิงสาเหตุที่เป็นไปได้สูงสำหรับการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปคาร์บอนและภาวะโลกร้อนที่สังเกตได้ใน PETM ^{[ 224 ]}กลไกป้อนกลับที่ชัดเจนที่สุดที่สามารถขยายการรบกวนเริ่มต้นได้คือมีเทนแคลทเรตภายใต้สภาวะอุณหภูมิและความดันบางอย่าง มีเทนซึ่งถูกผลิตอย่างต่อเนื่องโดยจุลินทรีย์ที่ย่อยสลายในตะกอนก้นทะเล จะมีความเสถียรในเชิงซ้อนกับน้ำ ซึ่งก่อตัวเป็นกรงคล้ายน้ำแข็งที่ดักจับมีเทนในรูปของแข็ง เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น ความดันที่จำเป็นในการรักษาสภาพแคลทเรตนี้ให้คงที่ก็จะเพิ่มขึ้น ดังนั้นแคลทเรตตื้นๆ จึงแตกตัว ปล่อยก๊าซมีเทนออกไปสู่ชั้นบรรยากาศ เนื่องจากแคลทเรตชีวภาพมีδ ¹³ Cค่าความทึบแสง −60 ‰ (แคลทเรตอนินทรีย์ยังมีค่าค่อนข้างสูงถึง −40 ‰) มวลที่ค่อนข้างน้อยก็สามารถสร้างค่า δ ¹³ C ที่สูงได้นอกจากนี้ มีเทนยังเป็นก๊าซเรือนกระจก ที่มีศักยภาพสูง เนื่องจากเมื่อถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศจะทำให้เกิดภาวะโลกร้อน และเมื่อมหาสมุทรขนส่งความร้อนนี้ไปยังตะกอนด้านล่าง ก็จะทำให้แคลทเรตไม่เสถียรมากขึ้น^{[ 41 ]}

เพื่อให้สมมติฐานแคลทเรตสามารถนำมาใช้กับ PETM ได้ มหาสมุทรจะต้องแสดงสัญญาณว่าอุ่นขึ้นเล็กน้อยก่อนการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอน เนื่องจากต้องใช้เวลาสักระยะกว่าที่ก๊าซมีเทนจะผสมเข้ากับระบบและค่า δ ¹³ C เปลี่ยนแปลงไป-คาร์บอนที่ลดลงจะถูกส่งกลับไปยังบันทึกตะกอนในมหาสมุทรลึก จนกระทั่งถึงช่วงปี 2000 หลักฐานชี้ให้เห็นว่าจุดสูงสุดทั้งสองเกิดขึ้นพร้อมกัน ซึ่งทำให้การสนับสนุนทฤษฎีมีเทนอ่อนลง ในปี 2002 ช่องว่างสั้นๆ ระหว่างภาวะโลกร้อนครั้งแรกและδ ¹³ Cตรวจพบการเปลี่ยนแปลง^{[ 225 ]}ในปี 2550 ตัวบ่งชี้ทางเคมีของอุณหภูมิพื้นผิว ( TEX ₈₆ ) ยังบ่งชี้ว่าภาวะโลกร้อนเกิดขึ้นประมาณ 3,000 ปีก่อนการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปคาร์บอน แม้ว่าสิ่งนี้ดูเหมือนจะไม่เป็นจริงสำหรับแกนทั้งหมด^{[ 52 ]}อย่างไรก็ตาม การวิจัยในปี 2548 ไม่พบหลักฐานของช่องว่างเวลาดังกล่าวในน้ำที่ลึกกว่า (ไม่ใช่ผิวน้ำ) ^{[ 226 ]}ยิ่งไปกว่านั้น การเปลี่ยนแปลงที่เห็นได้ชัดเล็กน้อยใน TEX ₈₆ที่เกิดขึ้นก่อนδ ¹³ Cความผิดปกติสามารถอธิบายได้ง่าย (และสมเหตุสมผลกว่า) ว่าเกิดจากความแปรปรวนในท้องถิ่น (โดยเฉพาะอย่างยิ่งในที่ราบชายฝั่งมหาสมุทรแอตแลนติก เช่น Sluijs และคณะ, 2007) เนื่องจากเครื่องวัดอุณหภูมิโบราณ TEX ₈₆มีแนวโน้มที่จะได้รับผลกระทบทางชีวภาพอย่างมาก

δ ¹⁸ O​ฟอแรมเบนทิกหรือแพลงก์ตอนไม่แสดงการอุ่นขึ้นก่อนล่วงหน้าในสถานที่เหล่านี้ และในโลกที่ปราศจากน้ำแข็ง โดยทั่วไปแล้วจะเป็นตัวบ่งชี้อุณหภูมิของมหาสมุทรในอดีตที่น่าเชื่อถือกว่ามาก การวิเคราะห์บันทึกเหล่านี้เผยให้เห็นข้อเท็จจริงที่น่าสนใจอีกประการหนึ่ง: ฟอแรมแพลงก์ตอน (ลอยน้ำ) บันทึกการเปลี่ยนแปลงไปสู่ค่าไอโซโทปที่เบากว่าได้เร็วกว่าฟอแรมเบนทิก (อาศัยอยู่ก้นทะเล) ^{[ 227 ]} ฟอแรม ที่เบากว่า ( δ ¹³ C ที่ต่ำกว่า)คาร์บอนที่เกิดจากกระบวนการสร้างมีเทนสามารถถูกรวมเข้ากับเปลือกของฟอรามินิเฟอร์ได้ก็ต่อเมื่อมันถูกออกซิไดซ์แล้วเท่านั้น การปล่อยก๊าซออกมาอย่างค่อยเป็นค่อยไปจะทำให้มันถูกออกซิไดซ์ในมหาสมุทรลึก ซึ่งจะทำให้ฟอรามินิเฟอร์ที่อาศัยอยู่บนพื้นทะเลแสดงค่าที่เบากว่าได้เร็วกว่า ข้อเท็จจริงที่ว่าฟอรามินิเฟอร์ที่ลอยอยู่ในน้ำเป็นกลุ่มแรกที่แสดงสัญญาณนั้นบ่งชี้ว่ามีเทนถูกปล่อยออกมาอย่างรวดเร็วจนการออกซิเดชันของมันใช้ออกซิเจนทั้งหมดที่ระดับความลึกในมวลน้ำจนหมด ทำให้มีเทนบางส่วนไปถึงชั้นบรรยากาศโดยไม่ถูกออกซิไดซ์ ซึ่งออกซิเจนในชั้นบรรยากาศจะทำปฏิกิริยากับมัน การสังเกตนี้ยังช่วยให้เราจำกัดระยะเวลาของการปล่อยมีเทนให้ต่ำกว่าประมาณ 10,000 ปีได้อีกด้วย^{[ 225 ]}

อย่างไรก็ตาม มีปัญหาสำคัญหลายประการเกี่ยวกับสมมติฐานการสลายตัวของมีเทนไฮเดรต การตีความที่สมเหตุสมผลที่สุดสำหรับฟอรามินิเฟอราในน้ำผิวดินที่แสดงค่าδ ¹³ Cการเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นก่อนการเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นกับสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่ก้นทะเล (ดังเช่นในงานวิจัยของ Thomas et al.) คือการรบกวนเกิดขึ้นจากด้านบนลงมา ไม่ใช่จากด้านล่างขึ้นไป หากค่าδ ¹³ C ที่ผิดปกติ(ไม่ว่าจะอยู่ในรูปแบบใดก็ตาม: CH ₄หรือ CO ₂ ) เข้าสู่แหล่งกักเก็บคาร์บอนในชั้นบรรยากาศก่อน จากนั้นจึงแพร่กระจายไปยังน้ำทะเลผิวน้ำ ซึ่งจะผสมกับน้ำทะเลที่ลึกกว่าในช่วงเวลาที่ยาวนานกว่ามาก เราคาดว่าจะสังเกตเห็นแพลงก์ตอนเปลี่ยนไปสู่ค่าที่เบากว่าก่อนสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่บนพื้นทะเล^{[ 228 ]}

การวิจารณ์เพิ่มเติมของสมมติฐานการปล่อยมีเทนแคลทเรตคือ ผลกระทบจากภาวะโลกร้อนจากการปล่อยมีเทนในปริมาณมากจะไม่ยั่งยืนนานกว่าหนึ่งพันปี ดังนั้น ผู้สนับสนุนการวิจารณ์ในแนวทางนี้จึงเสนอว่า การปล่อยมีเทนแคลทเรตไม่น่าจะเป็นตัวขับเคลื่อนหลักของ PETM ซึ่งกินเวลานาน 50,000 ถึง 200,000 ปี^{[ 229 ]}

มีการถกเถียงกันบ้างว่ามีมีเทนไฮเดรตปริมาณมากพอที่จะเป็นแหล่งคาร์บอนหลักหรือไม่ โดยเอกสารฉบับปี 2011 เสนอว่าเป็นเช่นนั้น^{[ 230 ]}ครั้งหนึ่งเคยมีการประเมินว่าปริมาณสำรองมีเทนไฮเดรตทั่วโลกในปัจจุบันอยู่ระหว่าง 2,000 ถึง 10,000 Gt C (พันล้านตันคาร์บอน ) แต่ปัจจุบันคาดการณ์ว่าอยู่ระหว่าง 1,500 ถึง 2,000 Gt C ^{[ 231 ]}อย่างไรก็ตาม เนื่องจากอุณหภูมิก้นมหาสมุทรทั่วโลกสูงกว่าปัจจุบันประมาณ 6 °C ซึ่งหมายความว่าปริมาณตะกอนที่มีก๊าซไฮเดรตน้อยกว่าปัจจุบันมาก ปริมาณไฮเดรตทั่วโลกก่อน PETM จึงคิดว่าน้อยกว่าที่ประเมินไว้ในปัจจุบันมาก^{[ 229 ]}อย่างไรก็ตาม การศึกษาหนึ่งชี้ให้เห็นว่าเนื่องจากปริมาณออกซิเจนในน้ำทะเลต่ำกว่า จึงอาจมีแหล่งสะสมมีเทนแคลทเรตเพียงพอที่จะทำให้เป็นกลไกที่ใช้ได้ในการอธิบายการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทป^{[ 232 ]}ในการศึกษาเมื่อปี 2549 นักวิทยาศาสตร์ถือว่าแหล่งที่มาของคาร์บอนสำหรับ PETM ยังคงเป็นปริศนา^{[ 233 ]}การศึกษาในปี 2554 โดยใช้การจำลองเชิงตัวเลข ชี้ให้เห็นว่าการตกตะกอน ของคาร์บอนอินทรีย์ และการเกิดมีเทน ที่เพิ่มขึ้น อาจชดเชยปริมาณความเสถียรของไฮเดรตที่ลด ลงได้ ^{[ 230 ]}การศึกษาในปี 2559 โดยอิงจากการสร้างใหม่ของปริมาณ CO2 ในบรรยากาศ_ในช่วงการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอน (CIE) ของ PETM โดยใช้การวิเคราะห์ไอโซโทปออกซิเจนสามตัว ชี้ให้เห็นว่าการปล่อยมีเทนจากพื้นทะเลจำนวนมากสู่บรรยากาศเป็นตัวขับเคลื่อนการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ ผู้เขียนยังระบุด้วยว่าการปล่อยมีเทนไฮเดรตจำนวนมากผ่านการสลายตัวทางความร้อนของแหล่งสะสมมีเทนไฮเดรตเป็นสมมติฐานที่น่าเชื่อถือที่สุดในการอธิบาย CIE นับตั้งแต่มีการระบุครั้งแรก^{[ 234 ]}

ในปี 2019 การศึกษาชี้ให้เห็นว่ามีภาวะโลกร้อนประมาณ 2 องศาเซลเซียสหลายพันปีก่อน PETM และภาวะโลกร้อนนี้ทำให้มีเทนไฮเดรตไม่เสถียรและทำให้เกิดการปล่อยคาร์บอนเพิ่มขึ้นในช่วง PETM ดังที่เห็นได้จากความ เข้มข้นของ แบเรียม ใน มหาสมุทรที่เพิ่มขึ้นอย่างมาก (เนื่องจากแหล่งสะสมไฮเดรตในยุค PETM จะอุดมไปด้วยแบเรียมและจะปล่อยออกมาเมื่อละลาย) ^{[ 235 ]}ในปี 2022 การศึกษาบันทึกฟอรามินิเฟอราได้เสริมข้อสรุปนี้ โดยชี้ให้เห็นว่าการปล่อย CO2 _ก่อน PETM เทียบได้กับการปล่อยมลพิษจากกิจกรรมของมนุษย์ในปัจจุบันทั้งในด้านอัตราและขอบเขต จนถึงจุดที่มีเวลาเพียงพอสำหรับการฟื้นตัวกลับสู่ระดับพื้นฐานของภาวะโลกร้อนและการเป็นกรดของมหาสมุทรในช่วงหลายศตวรรษถึงหลายพันปีระหว่างสิ่งที่เรียกว่าการเปลี่ยนแปลงก่อนเริ่ม (POE) และเหตุการณ์หลัก (การเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอน หรือ CIE) ^{[ 191 ]}เอกสารฉบับปี 2021 ระบุเพิ่มเติมว่า ในขณะที่ PETM เริ่มต้นด้วยกิจกรรมภูเขาไฟที่รุนแรงขึ้นอย่างมาก และกิจกรรมภูเขาไฟที่มีความรุนแรงน้อยกว่าทำให้ระดับคาร์บอนไดออกไซด์สูงขึ้น "แหล่งกักเก็บคาร์บอนอย่างน้อยหนึ่งแห่งปล่อยก๊าซเรือนกระจกจำนวนมากออกมาเพื่อตอบสนองต่อภาวะโลกร้อนในช่วงเริ่มต้น" ^{[ 236 ]}

ในปี 2544 มีการประมาณการว่าต้องใช้เวลาประมาณ 2,300 ปี กว่าที่อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นจะแผ่ความร้อนลงสู่พื้นทะเลจนถึงระดับความลึกที่เพียงพอต่อการปล่อยแคลทเรตออกมา แม้ว่ากรอบเวลาที่แน่นอนจะขึ้นอยู่กับสมมติฐานที่ไม่ชัดเจนหลายประการก็ตาม^{[ 237 ]}ภาวะโลกร้อนของมหาสมุทรเนื่องจากน้ำท่วมและการเปลี่ยนแปลงความดันเนื่องจากการลดลงของระดับน้ำทะเลอาจทำให้แคลทเรตไม่เสถียรและปล่อยมีเทนออกมา ซึ่งอาจเกิดขึ้นได้ในช่วงเวลาสั้นๆ เพียงไม่กี่พันปี กระบวนการย้อนกลับ คือการตรึงมีเทนไว้ในแคลทเรต จะเกิดขึ้นในช่วงเวลาที่ยาวนานกว่า คือหลายหมื่นปี^{[ 238 ]}

รูปแบบขนาดใหญ่ของการหมุนเวียนของมหาสมุทรมีความสำคัญเมื่อพิจารณาถึงการขนส่งความร้อนผ่านมหาสมุทร ความเข้าใจของเราเกี่ยวกับรูปแบบเหล่านี้ยังอยู่ในขั้นเริ่มต้น แบบจำลองแสดงให้เห็นว่ามีกลไกที่เป็นไปได้ในการขนส่งความร้อนไปยังชั้นมหาสมุทรตื้นที่มีแคลทเรตอย่างรวดเร็ว หากมีลักษณะความลึกของน้ำที่เหมาะสม แต่แบบจำลองยังไม่สามารถตรงกับการกระจายของข้อมูลที่เราสังเกตได้ “ภาวะโลกร้อนที่มาพร้อมกับการเปลี่ยนทิศทางจากใต้ไปเหนือในการก่อตัวของน้ำลึกจะทำให้เกิดภาวะโลกร้อนเพียงพอที่จะทำให้ไฮเดรตก๊าซใต้ทะเลไม่เสถียรในมหาสมุทรส่วนใหญ่ของโลกจนถึงระดับความลึกของน้ำอย่างน้อย 1900 เมตร” ความไม่เสถียรนี้อาจส่งผลให้มีการปล่อยก๊าซมีเทนมากกว่า 2000 กิกะตันจากโซนแคลทเรตของพื้นมหาสมุทร^{[ 239 ]}จังหวะเวลาของการเปลี่ยนแปลงในการหมุนเวียนของมหาสมุทรที่สัมพันธ์กับการเปลี่ยนแปลงของอัตราส่วนไอโซโทปคาร์บอนได้รับการโต้แย้งเพื่อสนับสนุนข้อเสนอที่ว่าน้ำลึกที่อุ่นขึ้นทำให้เกิดการปล่อยไฮเดรตมีเทน^{[ 240 ]}อย่างไรก็ตาม การศึกษาอื่นพบว่าไม่มีหลักฐานของการเปลี่ยนแปลงในการก่อตัวของน้ำลึก แต่กลับชี้ให้เห็นว่าการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกในเขตร้อนชื้นที่ลึกขึ้นมากกว่าการก่อตัวของน้ำลึกในเขตร้อนชื้นเกิดขึ้นในช่วง PETM ^{[ 241 ]}

การไหลของน้ำจืดจากอาร์กติกเข้าสู่มหาสมุทรแปซิฟิกเหนืออาจทำหน้าที่เป็นตัวเร่งปฏิกิริยาสำหรับการสลายตัวของมีเทนไฮเดรต ซึ่งเป็นเหตุการณ์ที่ถูกเสนอแนะว่าเป็นลางบอกเหตุของการเริ่มต้นของ PETM ^{[ 242 ]}

ตัวบ่งชี้สภาพภูมิอากาศเช่น ตะกอนในมหาสมุทร (อัตราการสะสม) บ่งชี้ว่ามีระยะเวลาราว 83,000 ปี โดยมีระยะแรกที่รวดเร็วราว 33,000 ปี และระยะที่ค่อยเป็นค่อยไปในภายหลังราว 50,000 ปี^{[ 2 ]}

วิธีการฟื้นตัวที่น่าจะเป็นไปได้มากที่สุดเกี่ยวข้องกับการเพิ่มขึ้นของผลผลิตทางชีวภาพ โดยการขนส่งคาร์บอนไปยังมหาสมุทรลึก ซึ่งจะได้รับการสนับสนุนจากอุณหภูมิโลกและระดับ CO2 ที่สูงขึ้น_รวมถึงปริมาณสารอาหารที่เพิ่มขึ้น (ซึ่งจะเป็นผลมาจากการผุกร่อนของทวีปที่สูงขึ้นเนื่องจากอุณหภูมิและปริมาณน้ำฝนที่สูงขึ้น ภูเขาไฟอาจให้สารอาหารเพิ่มเติม) หลักฐานสำหรับผลผลิตทางชีวภาพที่สูงขึ้นมาในรูปแบบของแบเรียมที่ เข้มข้นทางชีวภาพ ^{[ 243 ]}อย่างไรก็ตาม ตัวแทนนี้อาจสะท้อนถึงการเพิ่มของแบเรียมที่ละลายในมีเทนแทน^{[ 244 ]}ความหลากหลายชี้ให้เห็นว่าผลผลิตเพิ่มขึ้นในสภาพแวดล้อมใกล้ชายฝั่ง ซึ่งจะมีอุณหภูมิอบอุ่นและได้รับปุ๋ยจากการไหลบ่าของน้ำ ซึ่งชดเชยการลดลงของผลผลิตในมหาสมุทรลึก^{[ 145 ]}การสะสมขนาดใหญ่ของเฟิร์นน้ำ Azolla บนพื้นมหาสมุทรอาร์กติกในช่วงกลางยุคอีโอซีน (" เหตุการณ์ Azolla ") อาจเป็นปัจจัยสนับสนุนในระยะเริ่มต้นของการสิ้นสุดของ PETM โดยการกักเก็บคาร์บอนใน Azolla ที่เน่าเปื่อยที่ถูกฝังอยู่^{[ 56 ]}การเกิดกิจกรรมภูเขาไฟ NAIP ระลอกใหม่อาจมีบทบาทในการยุติภาวะอุณหภูมิสูงผ่านฤดูหนาวของภูเขาไฟ^{[ 35 ]}

นับตั้งแต่ปี 1997 เป็นต้นมา PETM ได้รับการศึกษาในสาขาธรณีวิทยาในฐานะแบบจำลองเพื่อทำความเข้าใจผลกระทบของภาวะโลกร้อนและการปล่อยคาร์บอนจำนวนมหาศาลสู่มหาสมุทรและชั้นบรรยากาศ^{[ 245 ] [ 246 ] [ 247 ]}รวมถึงภาวะความเป็นกรดของมหาสมุทร^{[ 41 ]}ความแตกต่างที่สำคัญคือ ในช่วง PETM โลกไม่มีน้ำแข็ง เนื่องจากช่องแคบเดรกยังไม่เปิด และเส้นทางเดินเรืออเมริกากลางยังไม่ปิด^{[ 248 ]}แม้ว่าปัจจุบัน PETM จะถูกมองว่าเป็น "กรณีศึกษา" สำหรับภาวะโลกร้อนและการปล่อยคาร์บอนจำนวนมหาศาล^{[ 1 ] [ 2 ] [ 42 ]}แต่สาเหตุ รายละเอียด และความสำคัญโดยรวมของเหตุการณ์ยังคงไม่แน่นอน

การปล่อยคาร์บอนในช่วง PETM เป็นไปอย่างค่อยเป็นค่อยไปเมื่อเทียบกับการปล่อยคาร์บอนจากกิจกรรมของมนุษย์ในปัจจุบัน^{[ 249 ]}การจำลองแบบจำลองของการเพิ่มคาร์บอนสูงสุดในระบบมหาสมุทร-บรรยากาศในช่วง PETM ให้ช่วงที่เป็นไปได้ 0.3–1.7 เพตาแกรมของคาร์บอนต่อปี (Pg C/yr) ซึ่งช้ากว่าอัตราการปล่อยคาร์บอนที่สังเกตได้ในปัจจุบันมาก หนึ่งเพตาแกรมของคาร์บอนเทียบเท่ากับหนึ่งกิกะตันของคาร์บอน (GtC) อัตราการฉีดคาร์บอนเข้าสู่บรรยากาศในปัจจุบันมีมากกว่า 10 GtC/yr ซึ่งเป็นอัตราที่มากกว่าอัตราการฉีดคาร์บอนที่เกิดขึ้นในช่วง PETM มาก^{[ 250 ]}มีการเสนอแนะว่าระบอบการปล่อยมีเทนจากพื้นมหาสมุทรในปัจจุบันอาจคล้ายกับในช่วง PETM ^{[ 251 ]}เนื่องจากอัตราการปล่อยคาร์บอนในปัจจุบันเกินกว่า PETM จึงมีการคาดการณ์ว่าสถานการณ์ที่คล้ายกับ PETM เป็นผลลัพธ์ที่ดีที่สุดของภาวะโลกร้อนที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ โดยการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่มีขนาดใกล้เคียงกับเหตุการณ์การสูญพันธุ์ในยุคครีเทเชียส-พาลีโอจีนเป็นสถานการณ์ที่เลวร้ายที่สุด^{[ 252 ]}

ศาสตราจารย์ด้านวิทยาศาสตร์โลกและดาวเคราะห์เจมส์ แซคคอสตั้งข้อสังเกตว่า การคาดการณ์ของ IPCC สำหรับปี 2300 ในสถานการณ์ 'ดำเนินธุรกิจตามปกติ' อาจ "นำอุณหภูมิโลกไปสู่ระดับที่โลกไม่เคยเห็นมาก่อนในรอบ 50 ล้านปี" – ในช่วงต้นยุคอีโอซีน^{[ 253 ]}บางคนอธิบายว่า PETM เป็นตัวอย่างโบราณที่ดีที่สุดของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในปัจจุบัน^{[ 254 ]}นักวิทยาศาสตร์ได้ตรวจสอบผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศต่อเคมีของมหาสมุทรโดยการสำรวจการเปลี่ยนแปลงของมหาสมุทรในช่วง PETM ^{[ 255 ] [ 256 ]}

การศึกษาพบว่า PETM แสดงให้เห็นว่า มี จุดเปลี่ยนสภาพภูมิอากาศที่สำคัญในระบบโลกซึ่ง "สามารถกระตุ้นการปล่อยแหล่งกักเก็บคาร์บอนเพิ่มเติมและผลักดันสภาพภูมิอากาศของโลกให้ร้อนขึ้น" ^{[ 191 ] [ 257 ]}

ยังคงมีการถกเถียงกันอยู่ ว่าความไวต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในช่วง PETM นั้นต่ำกว่าหรือสูงกว่าในปัจจุบัน การศึกษาในปี 2022 พบว่าทะเลอีพีคอนติเนน ตัลยูเรเซีย ทำหน้าที่เป็นแหล่งดูดซับคาร์บอนที่สำคัญในช่วง PETM เนื่องจากมีผลผลิตทางชีวภาพสูงและช่วยชะลอและบรรเทาภาวะโลกร้อน และการมีทะเลอีพีคอนติเนนตัลขนาดใหญ่จำนวนมากในเวลานั้นทำให้สภาพภูมิอากาศของโลกมีความไวต่อการเปลี่ยนแปลงจากก๊าซเรือนกระจกน้อยกว่าในปัจจุบัน ซึ่งมีทะเลอีพีคอนติเนนตัลน้อยกว่ามาก^{[ 258 ]}อย่างไรก็ตาม งานวิจัยอื่น ๆ ชี้ให้เห็นว่าความไวต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในช่วง PETM นั้นสูงกว่าในปัจจุบัน^{[ 259 ]}ซึ่งหมายความว่าความไวต่อการปล่อยก๊าซเรือนกระจกจะเพิ่มขึ้นเมื่อความเข้มข้นของก๊าซเหล่านั้นในชั้นบรรยากาศสูงขึ้น^{[ 260 ]}

• Jardine P (2011). "รูปแบบในบรรพชีวินวิทยา: อุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีน"บรรพชีวินวิทยาออนไลน์ 1 ( 5): 2– 7.

• รายการวิทยุ BBC Radio 4, ในยุคของเรา , ช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีน, 16 มีนาคม 2017
• ภาวะโลกร้อนเมื่อ 56 ล้านปีก่อน: มันหมายความอย่างไรต่อเรา (วิดีโอ)