Eoceno

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Segunda época del Período Paleógeno

La época del Eoceno (EE-ə-visto, EE-oh-) es una época geológica que duró desde hace aproximadamente 56 a 33,9 millones de años (mya). Es la segunda época del Período Paleógeno en la Era Cenozoica moderna. El nombre Eoceno proviene del griego antiguo ἠώς (ēṓs, "amanecer") y καινός (kainós, "nuevo") y se refiere al "amanecer" de la fauna moderna ('nueva') que apareció durante la época.

El Eoceno abarca el tiempo desde el final de la época del Paleoceno hasta el comienzo de la época del Oligoceno. El inicio del Eoceno está marcado por un breve período en el que la concentración del isótopo de carbono 13C en la atmósfera fue excepcionalmente baja en comparación con el isótopo más común 12C. El final se establece en un gran evento de extinción llamado Grande Coupure (el "Gran Ruptura" en continuidad) o el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno, que puede estar relacionado con el impacto de uno o más bólidos grandes en Siberia y en lo que ahora es la bahía de Chesapeake. Al igual que con otros períodos geológicos, los estratos que definen el inicio y el final de la época están bien identificados, aunque sus fechas exactas son un poco inciertas.

Etimología

El término "Eoceno" se deriva del griego antiguo ἠώς eos que significa "amanecer", y καινός kainos que significa & #34;nuevo" o "reciente", como la época vio el amanecer de la vida reciente, o moderna.

El geólogo escocés Charles Lyell (ignorando el Cuaternario) había dividido la Época Terciaria en Eoceno, Mioceno, Plioceno y Nuevo Plioceno (Holoceno) en 1833. El geólogo británico John Phillips había propuesto el Cenozoico en 1840 en lugar del Terciario, y el paleontólogo austriaco Moritz Hörnes habían introducido el Paleógeno para el Eoceno y el Neógeno para el Mioceno y el Plioceno en 1853. Después de décadas de uso inconsistente, la recién formada Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS), en 1969, estandarizó la estratigrafía basada en las opiniones predominantes. en Europa: la Era Cenozoica subdividida en las sub-eras Terciaria y Cuaternaria, y la Terciaria subdividida en los periodos Paleógeno y Neógeno. En 1978, el Paleógeno se definió oficialmente como las épocas Paleoceno, Eoceno y Oligoceno; y el Neógeno como las épocas del Mioceno y Plioceno. En 1989, el Terciario y el Cuaternario se eliminaron de la escala de tiempo debido a la naturaleza arbitraria de su límite, pero el Cuaternario se restableció en 2009, lo que puede conducir a la reincorporación del Terciario en el futuro.

Geología

Límites

El comienzo del Eoceno está marcado por el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno, un breve período de intenso calentamiento y acidificación de los océanos provocado por la liberación masiva de carbono en la atmósfera y los sistemas oceánicos, lo que condujo a una extinción masiva de 30–50% de los foraminíferos bentónicos, especies unicelulares que se utilizan como bioindicadores de la salud de un ecosistema marino, uno de los más grandes del Cenozoico. Este evento ocurrió alrededor de 55,8 millones de años y fue uno de los períodos más significativos del cambio global durante el Cenozoico.

El final del Eoceno estuvo marcado por el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno, también conocido como Grande Coupure.

Estratigrafía

El Eoceno se divide convencionalmente en subdivisiones tempranas (hace 56–47,8 millones de años), medias (47,8–38 m) y tardías (38–33,9 m). Las rocas correspondientes se denominan Eoceno inferior, medio y superior. El Estadio Ypresiano constituye el inferior, el Estadio Priaboniano el superior; y las etapas luteciana y bartoniana se unen como el Eoceno medio.

Paleogeografía y tectónica

Durante el Eoceno, los continentes continuaron desplazándose hacia sus posiciones actuales.

Al comienzo del período, Australia y la Antártida permanecieron conectadas, y es posible que las corrientes ecuatoriales cálidas se hayan mezclado con aguas antárticas más frías, distribuyendo el calor por todo el planeta y manteniendo altas las temperaturas globales. Cuando Australia se separó del continente sur alrededor de 45 Ma, las corrientes ecuatoriales cálidas se alejaron de la Antártida. Un canal aislado de agua fría se desarrolló entre los dos continentes. Sin embargo, los resultados del modelo cuestionan el modelo de aislamiento térmico para el enfriamiento del Eoceno tardío, y la disminución de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera puede haber sido más importante. Una vez que la región antártica comenzó a enfriarse, el océano que rodea la Antártida comenzó a congelarse, enviando agua fría y témpanos de hielo al norte y reforzando el enfriamiento.

El supercontinente norteño de Laurasia comenzó a fragmentarse a medida que Europa, Groenlandia y América del Norte se separaban.

En el oeste de América del Norte, la Orogenia Laramide llegó a su fin en el Eoceno, y la compresión fue reemplazada por una extensión de la corteza que finalmente dio lugar a la Provincia de la Cuenca y la Cordillera. Enormes lagos se formaron en las altas cuencas planas entre levantamientos, lo que resultó en la deposición de la lagerstätte de la Formación Green River.

Hace unos 35 Ma, el impacto de un asteroide en la costa este de América del Norte formó el cráter de impacto de la bahía de Chesapeake.

En Europa, el mar de Tethys finalmente desapareció, mientras que el levantamiento de los Alpes aisló su remanente final, el Mediterráneo, y creó otro mar poco profundo con archipiélagos de islas al norte. Aunque el Atlántico Norte se estaba abriendo, parece haber quedado una conexión terrestre entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de las dos regiones son muy similares.

Eurasia se separó en tres masas de tierra diferentes hace 50 millones de años; Europa Occidental, Balkanatolia y Asia. Hace unos 40 millones de años, Balkanatolia y Asia estaban conectadas, mientras que Europa estaba conectada hace 34 millones de años.

India chocó con Asia, plegándose para iniciar la formación del Himalaya. India chocó con el arco de Kohistan-Ladakh hace unos 50,2 millones de años y con Karakoram hace unos 40,4 millones de años, y la colisión final entre Asia e India ocurrió hace unos 40 millones de años.

Clima

La época del Eoceno contenía una amplia variedad de condiciones climáticas diferentes que incluyen el clima más cálido de la Era Cenozoica y posiblemente el intervalo de tiempo más cálido desde la extinción masiva del Pérmico-Triásico y el Triásico Temprano, y termina en un clima de casa de hielo. La evolución del clima del Eoceno comenzó con el calentamiento después del final del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM) hace 56 millones de años hasta un máximo durante el Eoceno Óptimo hace unos 49 millones de años. Estudios recientes muestran cambios de temperatura dependientes de la elevación durante el invernadero del Eoceno. Durante este período de tiempo, hubo poco o ningún hielo en la Tierra con una diferencia de temperatura menor desde el ecuador hasta los polos. Después del máximo hubo un descenso a un clima de casa de hielo desde el Eoceno Óptimo hasta la transición Eoceno-Oligoceno en 34 millones de años. atrás. Durante esta disminución, el hielo comenzó a reaparecer en los polos, y la transición Eoceno-Oligoceno es el período de tiempo en el que la capa de hielo de la Antártida comenzó a expandirse rápidamente.

Evolución de los gases de efecto invernadero en la atmósfera

Los gases de efecto invernadero, en particular el dióxido de carbono y el metano, desempeñaron un papel importante durante el Eoceno en el control de la temperatura de la superficie. El final del PETM se encontró con un secuestro muy grande de dióxido de carbono en forma de clatrato de metano, carbón y petróleo crudo en el fondo del Océano Ártico, que redujo el dióxido de carbono atmosférico. Este evento fue similar en magnitud a la liberación masiva de gases de efecto invernadero al comienzo del PETM, y se supone que el secuestro se debió principalmente al entierro de carbono orgánico y la meteorización de silicatos. Para el Eoceno temprano hay mucha discusión sobre cuánto dióxido de carbono había en la atmósfera. Esto se debe a numerosos proxies que representan diferentes contenidos de dióxido de carbono atmosférico. Por ejemplo, diversos indicadores geoquímicos y paleontológicos indican que, en el punto máximo de calor global, los valores de dióxido de carbono atmosférico estaban entre 700 y 900 ppm, mientras que otros indicadores, como el carbonato pedogénico (construcción del suelo) y los isótopos de boro marino, indican grandes cambios de dióxido de carbono de más de 2000 ppm durante períodos de tiempo de menos de 1 millón de años. Las fuentes de esta gran afluencia de dióxido de carbono podrían atribuirse a la liberación de gases volcánicos debido a la ruptura del Atlántico Norte o la oxidación del metano almacenado en grandes depósitos depositados por el evento PETM en el fondo del mar o en ambientes de humedales. Por el contrario, hoy los niveles de dióxido de carbono están en 400 ppm o 0,04%.

Aproximadamente a principios de la época del Eoceno (hace 55,8–33,9 millones de años), la cantidad de oxígeno en la atmósfera terrestre se duplicó más o menos.

Durante el Eoceno temprano, el metano fue otro gas de efecto invernadero que tuvo un efecto drástico en el clima. El efecto de calentamiento de una tonelada de metano ^{dimensiones no especificadas} es aproximadamente 30 veces el efecto de calentamiento de una tonelada de carbono en una escala de 100 años (es decir, el metano tiene un potencial de calentamiento global de 29,8±11). La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este período de tiempo habría sido de humedales, pantanos y bosques. La concentración de metano atmosférico hoy es 0.000179% o 1.79 ppmv. Como resultado del clima más cálido y el aumento del nivel del mar asociado con el Eoceno temprano, más humedales, más bosques y más depósitos de carbón habrían estado disponibles para la liberación de metano. Si comparamos la producción de metano del Eoceno temprano con los niveles actuales de metano atmosférico, el Eoceno temprano habría producido el triple de metano. Las temperaturas cálidas durante el Eoceno temprano podrían haber aumentado las tasas de producción de metano, y el metano que se libera a la atmósfera a su vez calentaría la troposfera, enfriaría la estratosfera y produciría vapor de agua y dióxido de carbono a través de la oxidación. La producción biogénica de metano produce dióxido de carbono y vapor de agua junto con el metano, además de producir radiación infrarroja. La descomposición del metano en una atmósfera que contiene oxígeno produce monóxido de carbono, vapor de agua y radiación infrarroja. El monóxido de carbono no es estable, por lo que finalmente se convierte en dióxido de carbono y, al hacerlo, libera aún más radiación infrarroja. El vapor de agua atrapa más infrarrojos que el dióxido de carbono.

El Eoceno medio a tardío marca no solo el cambio de calentamiento a enfriamiento, sino también el cambio en el dióxido de carbono de aumento a disminución. Al final del Eoceno Óptimo, el dióxido de carbono comenzó a disminuir debido al aumento de la productividad del plancton silíceo y al entierro de carbono marino. A principios del Eoceno medio, un evento que pudo haber desencadenado o ayudado con la extracción de dióxido de carbono fue el evento Azolla, hace unos 49 millones de años. Con el clima uniforme durante el Eoceno temprano, las temperaturas cálidas en el Ártico permitieron el crecimiento de azolla, que es un helecho acuático flotante, en el Océano Ártico. En comparación con los niveles actuales de dióxido de carbono, estos azolla crecieron rápidamente en los niveles mejorados de dióxido de carbono encontrados en el Eoceno temprano. Cuando estos azolla se hundieron en el Océano Ártico, quedaron enterrados y secuestraron su carbono en el lecho marino. Este evento podría haber provocado una reducción del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. Suponiendo que las concentraciones de dióxido de carbono fueran de 900 ppmv antes del evento Azolla, habrían caído a 430 ppmv, o 30 ppmv más de lo que son hoy, después del evento Azolla. Otro evento durante el Eoceno medio que fue una reversión repentina y temporal de las condiciones de enfriamiento fue el Óptimo Climático del Eoceno Medio (MECO). Hace alrededor de 41,5 millones de años, el análisis de isótopos estables de muestras de sitios de perforación del Océano Austral indicó un evento de calentamiento durante 600.000 años. Se observó un fuerte aumento en el dióxido de carbono atmosférico con un máximo de 4.000 ppm: la mayor cantidad de dióxido de carbono atmosférico detectada durante el Eoceno. La hipótesis principal para una transición tan radical se debió a la deriva continental y la colisión del continente indio con el continente asiático y la formación resultante de los Himalayas. Otra hipótesis involucra extensas reacciones de descarbonización metamórfica y ruptura del fondo marino que liberan cantidades considerables de dióxido de carbono a la atmósfera. Otra hipótesis todavía implica una retroalimentación negativa disminuida de la meteorización de silicatos como resultado de que las rocas continentales se volvieron menos resistentes a la intemperie durante el cálido Eoceno temprano y medio, lo que permitió que el dióxido de carbono liberado por los volcanes persistiera en la atmósfera por más tiempo.

Al final del Óptimo Climático del Eoceno Medio, el enfriamiento y la reducción de dióxido de carbono continuaron durante el Eoceno tardío y hasta la transición del Eoceno al Oligoceno hace unos 34 millones de años. Múltiples proxies, como isótopos de oxígeno y alquenonas, indican que en la transición Eoceno-Oligoceno, la concentración de dióxido de carbono atmosférico había disminuido a alrededor de 750-800 ppm, aproximadamente el doble de los niveles actuales.

Eoceno temprano y el problema del clima equitativo

Una de las características únicas del clima del Eoceno, como se mencionó anteriormente, fue el clima uniforme y homogéneo que existió en las primeras partes del Eoceno. Una multitud de proxies apoyan la presencia de un clima más cálido y uniforme durante este período de tiempo. Algunos de estos indicadores incluyen la presencia de fósiles nativos de climas cálidos, como cocodrilos, ubicados en latitudes más altas, la presencia en latitudes altas de flora intolerante a las heladas, como palmeras que no pueden sobrevivir durante heladas sostenidas, y fósiles de serpientes encontradas en los trópicos que requerirían temperaturas promedio mucho más altas para sustentarlas. Las mediciones de TEX86 BAYSPAR indican temperaturas de la superficie del mar extremadamente altas de 40 °C (104 °F) a 45 °C (113 °F) en latitudes bajas, aunque los análisis de isótopos agrupados apuntan a una temperatura máxima de la superficie del mar en latitudes bajas de 36,3 °C (97,3 °F) ± 1,9 °C (35,4 °F) durante el Óptimo Climático del Eoceno Temprano. En relación con los valores actuales, las temperaturas del agua del fondo son 10 °C (18 °F) más altas según los indicadores de isótopos. Con estas temperaturas del agua del fondo, las temperaturas en las áreas donde se forman aguas profundas cerca de los polos no pueden ser mucho más bajas que las temperaturas del agua del fondo.

Surge un problema, sin embargo, al intentar modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos proxy. Usando todos los diferentes rangos de gases de efecto invernadero que ocurrieron durante el Eoceno temprano, los modelos no pudieron producir el calentamiento que se encontró en los polos y la estacionalidad reducida que ocurre con los inviernos en los polos que son sustancialmente más cálidos. Los modelos, si bien predicen con precisión los trópicos, tienden a producir temperaturas significativamente más frías de hasta 20 °C (36 °F) por debajo de la temperatura real determinada en los polos. Este error ha sido catalogado como el “problema del clima equitativo”. Para resolver este problema, la solución pasaría por encontrar un proceso para calentar los polos sin calentar los trópicos. Algunas hipótesis y pruebas que intentan encontrar el proceso se enumeran a continuación.

Grandes lagos

Debido a la naturaleza del agua en comparación con la tierra, habría menos variabilidad de temperatura si también hubiera una gran masa de agua. En un intento de mitigar el enfriamiento de las temperaturas polares, se propusieron grandes lagos para mitigar los cambios climáticos estacionales. Para replicar este caso, se insertó un lago en América del Norte y se ejecutó un modelo climático utilizando niveles variables de dióxido de carbono. Las ejecuciones del modelo concluyeron que si bien el lago redujo la estacionalidad de la región más que solo un aumento en el dióxido de carbono, la adición de un lago grande no pudo reducir la estacionalidad a los niveles que muestran los datos de flora y fauna.

Transporte de calor oceánico

El transporte de calor de los trópicos a los polos, muy parecido a cómo funciona el transporte de calor oceánico en los tiempos modernos, se consideró una posibilidad para el aumento de la temperatura y la reducción de la estacionalidad de los polos. Con el aumento de las temperaturas de la superficie del mar y el aumento de la temperatura de las aguas profundas del océano durante el Eoceno temprano, una hipótesis común fue que debido a estos aumentos habría un mayor transporte de calor desde los trópicos hacia los polos. Al simular estas diferencias, los modelos produjeron un transporte de calor más bajo debido a los gradientes de temperatura más bajos y no lograron producir un clima equitativo solo a partir del transporte de calor oceánico.

Parámetros orbitales

Aunque normalmente se ve como un control sobre el crecimiento del hielo y la estacionalidad, los parámetros orbitales se teorizaron como un posible control sobre las temperaturas continentales y la estacionalidad. Simulando el Eoceno mediante el uso de un planeta sin hielo, la excentricidad, la oblicuidad y la precesión se modificaron en diferentes ejecuciones del modelo para determinar todos los diferentes escenarios posibles que podrían ocurrir y sus efectos sobre la temperatura. Un caso particular provocó inviernos más cálidos y veranos más fríos hasta en un 30 % en el continente norteamericano, y redujo la variación estacional de la temperatura hasta en un 75 %. Si bien los parámetros orbitales no produjeron el calentamiento en los polos, los parámetros mostraron un gran efecto sobre la estacionalidad y debían tenerse en cuenta.

Nubes estratosféricas polares

Otro método considerado para producir las cálidas temperaturas polares fueron las nubes estratosféricas polares. Las nubes estratosféricas polares son nubes que se producen en la estratosfera inferior a temperaturas muy bajas. Las nubes estratosféricas polares tienen un gran impacto en el forzamiento radiativo. Debido a sus propiedades de albedo mínimo y su espesor óptico, las nubes estratosféricas polares actúan de manera similar a un gas de efecto invernadero y atrapan la radiación de onda larga saliente. Diferentes tipos de nubes estratosféricas polares ocurren en la atmósfera: nubes estratosféricas polares que se crean debido a interacciones con ácido nítrico o sulfúrico y agua (Tipo I) o nubes estratosféricas polares que se crean solo con hielo de agua (Tipo II).

El metano es un factor importante en la creación de las nubes estratosféricas polares primarias de tipo II que se crearon a principios del Eoceno. Dado que el vapor de agua es la única sustancia de soporte utilizada en las nubes estratosféricas polares de Tipo II, la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior es necesaria cuando, en la mayoría de las situaciones, la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior es rara. Cuando el metano se oxida, se libera una cantidad significativa de vapor de agua. Otro requisito para las nubes estratosféricas polares son las temperaturas frías para garantizar la condensación y la producción de nubes. La producción de nubes estratosféricas polares, dado que requiere temperaturas frías, generalmente se limita a las condiciones nocturnas e invernales. Con esta combinación de condiciones más húmedas y más frías en la estratosfera inferior, las nubes estratosféricas polares podrían haberse formado en áreas amplias de las regiones polares.

Para probar los efectos de las nubes estratosféricas polares en el clima del Eoceno, se ejecutaron modelos que comparaban los efectos de las nubes estratosféricas polares en los polos con un aumento en el dióxido de carbono atmosférico. Las nubes estratosféricas polares tuvieron un efecto de calentamiento en los polos, aumentando las temperaturas hasta en 20 °C en los meses de invierno. También ocurrieron una multitud de retroalimentaciones en los modelos debido a las nubes estratosféricas polares. presencia. Cualquier crecimiento de hielo se ralentizó inmensamente y conduciría a cualquier derretimiento del hielo presente. Solo los polos se vieron afectados con el cambio de temperatura y los trópicos no se vieron afectados, lo que con un aumento del dióxido de carbono atmosférico también haría que los trópicos aumentaran de temperatura. Debido al calentamiento de la troposfera debido al aumento del efecto invernadero de las nubes estratosféricas polares, la estratosfera se enfriaría y aumentaría potencialmente la cantidad de nubes estratosféricas polares.

Si bien las nubes estratosféricas polares podrían explicar la reducción del gradiente de temperatura del ecuador al polo y el aumento de las temperaturas en los polos durante el Eoceno temprano, existen algunos inconvenientes para mantener las nubes estratosféricas polares durante un período prolongado de tiempo. Se utilizaron ejecuciones de modelos independientes para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. Se determinó que para mantener el vapor de agua estratosférico inferior, el metano tendría que ser liberado y sostenido continuamente. Además, las cantidades de hielo y núcleos de condensación tendrían que ser altas para que la nube estratosférica polar se sostenga y eventualmente se expanda.

Hipertermales durante el Eoceno temprano

Durante el calentamiento a principios del Eoceno, hace entre 52 y 55 millones de años, hubo una serie de cambios a corto plazo en la composición de isótopos de carbono en el océano. Estos cambios de isótopos ocurrieron debido a la liberación de carbono del océano a la atmósfera que condujo a un aumento de la temperatura de 4 a 8 °C (7,2 a 14,4 °F) en la superficie del océano. Estos fenómenos hipertermales provocaron un aumento de las perturbaciones en los foraminíferos bentónicos y planctónicos, con una mayor tasa de sedimentación como consecuencia de las temperaturas más cálidas. El análisis y la investigación recientes de estos hipertermales en el Eoceno temprano han llevado a la hipótesis de que los hipertermales se basan en parámetros orbitales, en particular, excentricidad y oblicuidad. Se analizaron las hipertermales del Eoceno temprano, en particular el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), el Máximo Térmico del Eoceno 2 (ETM2) y el Máximo Térmico del Eoceno 3 (ETM3), y se encontró que el control orbital puede haber tenido un papel en activando el ETM2 y el ETM3.

Clima de invernadero a congelador

El Eoceno no solo es conocido por contener el período más cálido durante el Cenozoico; también marcó el declive hacia un clima de casa de hielo y la rápida expansión de la capa de hielo antártica. La transición de un clima cálido a un clima frío comenzó hace unos 49 millones de años. Los isótopos de carbono y oxígeno indican un cambio hacia un clima de enfriamiento global. La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de >2000 ppm en las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico. Una causa propuesta de la reducción del dióxido de carbono durante la transición del calentamiento al enfriamiento fue el evento azolla. El aumento del calor en los polos, la cuenca ártica aislada durante el Eoceno temprano y las cantidades significativamente altas de dióxido de carbono posiblemente condujeron a la proliferación de azolla en todo el Océano Ártico. El aislamiento del Océano Ártico condujo a aguas estancadas y, a medida que los azolla se hundían en el fondo del mar, se convirtieron en parte de los sedimentos y secuestraron efectivamente el carbono. La capacidad del azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el entierro mejorado de azolla podría haber tenido un efecto significativo en el contenido de carbono atmosférico mundial y puede haber sido el evento para comenzar la transición hacia un clima de casa de hielo. El enfriamiento después de este evento continuó debido a la disminución continua del dióxido de carbono atmosférico debido a la productividad orgánica y al desgaste por la formación de montañas.

El enfriamiento global continuó hasta que hubo una reversión importante del enfriamiento al calentamiento indicado en el Océano Antártico hace alrededor de 42 a 41 millones de años. El análisis de isótopos de oxígeno mostró un gran cambio negativo en la proporción de isótopos de oxígeno más pesados a isótopos de oxígeno más livianos, lo que indica un aumento en las temperaturas globales. Este evento de calentamiento se conoce como el Óptimo Climático del Eoceno Medio. Se considera que el calentamiento se debe principalmente a los aumentos de dióxido de carbono, porque las firmas de isótopos de carbono descartan una liberación importante de metano durante este calentamiento a corto plazo. Se considera que el aumento del dióxido de carbono atmosférico se debe al aumento de las tasas de expansión del fondo marino entre Australia y la Antártida y al aumento de la actividad volcánica en la región. Otra posible causa del aumento de dióxido de carbono atmosférico podría haber sido un aumento repentino debido a la liberación metamórfica durante la orogenia del Himalaya; sin embargo, los datos sobre el momento exacto de la liberación metamórfica de dióxido de carbono atmosférico no están bien resueltos en los datos. Sin embargo, estudios recientes han mencionado que la remoción del océano entre Asia e India podría haber liberado cantidades significativas de dióxido de carbono. Este calentamiento es de corta duración, ya que los registros de isótopos de oxígeno bénticos indican un regreso al enfriamiento hace unos 40 millones de años.

El enfriamiento continuó durante el resto del Eoceno tardío hasta la transición Eoceno-Oligoceno. Durante el período de enfriamiento, los isótopos de oxígeno bénticos muestran la posibilidad de formación de hielo y aumento de hielo durante este enfriamiento posterior. El final del Eoceno y el comienzo del Oligoceno están marcados por la expansión masiva del área de la capa de hielo antártica que fue un paso importante hacia el clima de la casa de hielo. Junto con la disminución del dióxido de carbono atmosférico que reduce la temperatura global, los factores orbitales en la creación de hielo se pueden ver con fluctuaciones de 100 000 años y 400 000 años en los registros de isótopos de oxígeno bentónicos. Otra contribución importante a la expansión de la capa de hielo fue la creación de la Corriente Circumpolar Antártica. La creación de la corriente circumpolar antártica aislaría el agua fría alrededor de la Antártida, lo que reduciría el transporte de calor a la Antártida junto con la creación de giros oceánicos que provocarían el afloramiento de aguas más frías en el fondo. El problema con esta hipótesis de considerar que esto es un factor para la transición Eoceno-Oligoceno es que el momento de la creación de la circulación es incierto. Para Drake Passage, los sedimentos indican que la apertura ocurrió hace unos 41 millones de años, mientras que la tectónica indica que esto ocurrió hace unos 32 millones de años.

Flora

Durante el Eoceno temprano-medio, los bosques cubrían la mayor parte de la Tierra, incluidos los polos. Los bosques tropicales se extendían por gran parte del África moderna, América del Sur, América Central, India, el Sudeste Asiático y China. Los bosques paratropicales crecieron en América del Norte, Europa y Rusia, con bosques caducifolios de hoja ancha y de hoja perenne en latitudes más altas.

Los bosques polares eran bastante extensos. En la isla de Ellesmere, en el Ártico, se han encontrado fósiles e incluso restos preservados de árboles como el ciprés de pantano y la secuoya del amanecer del Eoceno. Incluso en ese momento, la isla de Ellesmere estaba solo unos pocos grados de latitud más al sur de lo que está hoy. También se han encontrado fósiles de árboles y plantas subtropicales e incluso tropicales del Eoceno en Groenlandia y Alaska. Las selvas tropicales crecieron tan al norte como el norte de América del Norte y Europa.

Las palmeras crecían tan al norte como Alaska y el norte de Europa durante el Eoceno temprano, aunque se volvieron menos abundantes a medida que el clima se enfriaba. Las secoyas del amanecer también eran mucho más extensas.

Los primeros fósiles definitivos de eucalipto datan de hace 51,9 millones de años y se encontraron en el depósito Laguna del Hunco en la provincia de Chubut en Argentina.

El enfriamiento comenzó a mediados del período y, a fines del Eoceno, los interiores continentales comenzaron a secarse, y los bosques se redujeron considerablemente en algunas áreas. Los pastos recién evolucionados todavía estaban confinados a las orillas de los ríos y las orillas de los lagos, y aún no se habían expandido a las llanuras y sabanas.

El enfriamiento también trajo cambios estacionales. Los árboles de hoja caduca, más capaces de hacer frente a los grandes cambios de temperatura, comenzaron a superar a las especies tropicales de hoja perenne. Al final del período, los bosques caducifolios cubrían gran parte de los continentes del norte, incluidos América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales se mantenían solo en la zona ecuatorial de América del Sur, África, India y Australia.

La Antártida comenzó el Eoceno bordeada por una selva tropical de templada cálida a subtropical. El polen encontrado en la bahía de Prydz del Eoceno sugiere que allí existió un bosque de taiga. Se hizo mucho más frío a medida que avanzaba el período; la flora tropical amante del calor desapareció y, a principios del Oligoceno, el continente albergaba bosques caducifolios y vastas extensiones de tundra.

Fauna

Durante el Eoceno, las plantas y las faunas marinas se modernizaron bastante. Muchas órdenes de aves modernas aparecieron por primera vez en el Eoceno. Los océanos del Eoceno eran cálidos y estaban repletos de peces y otra vida marina.

Mamíferos

Cast of Uintatherium anceps cráneo, Museo Nacional Francés de Historia Natural, París

Los fósiles más antiguos conocidos de la mayoría de los órdenes de mamíferos modernos aparecen en un breve período durante el Eoceno temprano. A principios del Eoceno, varios grupos nuevos de mamíferos llegaron a América del Norte. Estos mamíferos modernos, como los artiodáctilos, los perisodáctilos y los primates, tenían características como piernas, pies y manos largas y delgadas capaces de agarrar, así como dientes diferenciados adaptados para masticar. Reinaban las formas enanas. Todos los miembros de las nuevas órdenes de mamíferos eran pequeños, de menos de 10 kg; según las comparaciones del tamaño de los dientes, los mamíferos del Eoceno tenían solo el 60% del tamaño de los mamíferos primitivos del Paleoceno que los precedieron. También eran más pequeños que los mamíferos que los seguían. Se supone que las altas temperaturas del Eoceno favorecieron a los animales más pequeños que podían manejar mejor el calor.

Ambos grupos de ungulados modernos (animales con pezuñas) se hicieron predominantes debido a una gran radiación entre Europa y América del Norte, junto con ungulados carnívoros como Mesonyx. Aparecieron formas tempranas de muchas otras órdenes modernas de mamíferos, incluidos los caballos (sobre todo el Eohippus), murciélagos, proboscidios (elefantes), primates, roedores y marsupiales. Las formas primitivas más antiguas de mamíferos declinaron en variedad e importancia. Se han encontrado importantes restos fósiles de fauna terrestre del Eoceno en el oeste de América del Norte, Europa, la Patagonia, Egipto y el sureste de Asia. La fauna marina es más conocida en el sur de Asia y el sureste de los Estados Unidos.

La megafauna establecida del Eoceno incluye el Uintatherium, Arsinoitherium y brontoterios, en los que los dos primeros, a diferencia de los últimos, no pertenecían a ungulados sino a grupos que se convirtieron en se extinguieron poco después de su establecimiento.

Grandes depredadores de mamíferos terrestres comenzaron a tomar forma como carnívoros terrestres como el Hyaenodon y Daphoenus (el linaje más antiguo de una familia depredadora que alguna vez fue exitosa conocida como perros osos). Mientras tanto, los entelodontes se establecieron como algunos de los omnívoros más grandes. Los primeros nimravids, incluido Dinictis, se establecieron entre los primeros feliformes en aparecer. Sus grupos tuvieron mucho éxito y continuaron viviendo más allá del Eoceno.

Basilosaurus es una ballena del Eoceno muy conocida, pero las ballenas como grupo se habían vuelto muy diversas durante el Eoceno, que es cuando ocurrieron las principales transiciones de ser terrestres a completamente acuáticas en los cetáceos. Los primeros sirenios estaban evolucionando en este momento y eventualmente se convertirían en los manatíes y dugongos existentes.

Se cree que millones de años después de la extinción del Cretácico-Paleógeno, el tamaño del cerebro de los mamíferos comenzó a aumentar, "probablemente impulsado por la necesidad de una mayor cognición en entornos cada vez más complejos".

Pájaros

Primobucco, un pariente temprano del rodillo

Las aves del Eoceno incluyen algunos grupos enigmáticos con semejanzas a las formas modernas, algunos de los cuales continuaron desde el Paleoceno. Los taxones de aves del Eoceno incluyen psitaciformes carnívoros, como Messelasturidae, Halcyornithidae, grandes formas no voladoras como Gastornis y Eleutherornis, halcones de patas largas Masillaraptor, antiguas galliformes como Gallinuloides, parientes putativos de los rieles de la familia Songziidae, varias aves pseudodentadas como Gigantornis, el pariente del ibis Rhynchaeites, vencejos primitivos del género Aegialornis, y pingüinos primitivos como Archaeospheniscus e Inkayacu.

Reptiles

Los fósiles de reptiles de esta época, como los fósiles de pitones y tortugas, son abundantes.

Insectos y arácnidos

Se conocen varias ricas faunas de insectos fósiles del Eoceno, en particular el ámbar báltico que se encuentra principalmente a lo largo de la costa sur del mar Báltico, el ámbar de la cuenca de París, Francia, la formación Fur, Dinamarca, y las margas de Bembridge de la isla. de Wight, Inglaterra. Los insectos que se encuentran en los depósitos del Eoceno pertenecen en su mayoría a géneros que existen en la actualidad, aunque su área de distribución a menudo ha cambiado desde el Eoceno. Por ejemplo, el género bibionid Plecia es común en las faunas fósiles de las áreas templadas actuales, pero hoy solo vive en los trópicos y subtrópicos.