Oligoceno

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Tercera época del Período Paleógeno

El Oligoceno (OL-ə-gə-seen, -⁠goh-) es una época geológica del Período Paleógeno y se extiende desde aproximadamente 33,9 millones hasta 23 millones de años antes del presente (33.9± 0.1 a 23.03±0.05 Ma). Al igual que con otros períodos geológicos más antiguos, los lechos rocosos que definen la época están bien identificados, pero las fechas exactas del comienzo y el final de la época son un poco inciertas. El nombre Oligoceno fue acuñado en 1854 por el paleontólogo alemán Heinrich Ernst Beyrich a partir de sus estudios de lechos marinos en Bélgica y Alemania. El nombre proviene del griego antiguo ὀλίγος (olígos, "pocos") y καινός (kainós, "nuevo"), y se refiere a la escasez de formas existentes de moluscos. El Oligoceno está precedido por el Eoceno y seguido por el Mioceno. El Oligoceno es la tercera y última época del Paleógeno.

El Oligoceno a menudo se considera una época importante de transición, un vínculo entre el mundo arcaico del Eoceno tropical y los ecosistemas más modernos del Mioceno. Los principales cambios durante el Oligoceno incluyeron una expansión global de los pastizales y una regresión de los bosques tropicales de hoja ancha al cinturón ecuatorial.

El comienzo del Oligoceno está marcado por un evento de extinción notable llamado Grande Coupure; contó con el reemplazo de la fauna europea por la fauna asiática, a excepción de las familias endémicas de roedores y marsupiales. Por el contrario, el límite entre el Oligoceno y el Mioceno no se establece en un evento mundial fácilmente identificable, sino en los límites regionales entre el Oligoceno tardío más cálido y el Mioceno relativamente más frío.

Límites y subdivisiones

El límite inferior del Oligoceno (su Sección y Punto de Estratotipo de Límite Global o GSSP) se ubica en la última aparición del género de foraminíferos Hantkenina en una cantera en Massignano, Italia. Sin embargo, este GSSP ha sido criticado por excluir la parte superior del tipo Eoceno Priabonian Stage y porque es un poco anterior a cambios climáticos importantes que forman marcadores naturales para el límite, como el cambio de isótopos de oxígeno global que marca la expansión de la glaciación antártica (el evento Oi1).

El límite superior del Oligoceno está definido por su GSSP en Carrosio, Italia, que coincide con la primera aparición del foraminífero Paragloborotalia kugleri y con la base de la cronozona de polaridad magnética C6Cn.2n.

Las etapas faunísticas del Oligoceno, desde la más joven hasta la más antigua, son:

Chattian o Oligocene tarde ()27.82–23.03 horas)
Rupelian o temprano Oligocene ()33.9–27.82 mya)
Subdivisiones del Oligocene

Tectónica y paleogeografía

Neotethys durante el Oligoceno (Rupiano, 33.9–28.4 mia)

Durante la época del Oligoceno, los continentes continuaron desplazándose hacia sus posiciones actuales. La Antártida se volvió más aislada a medida que se establecieron canales oceánicos profundos entre la Antártida y Australia y América del Sur. Australia se había estado separando muy lentamente de la Antártida Occidental desde el Jurásico, pero el momento exacto del establecimiento de los canales oceánicos entre los dos continentes sigue siendo incierto. Sin embargo, una estimación es que existía un canal profundo entre los dos continentes a fines del Oligoceno temprano. El momento de la formación del Pasaje de Drake entre América del Sur y la Antártida también es incierto, con estimaciones que van desde 49 a 17 millones de años (del Eoceno temprano al Mioceno), pero la circulación oceánica a través del Pasaje de Drake también puede haber existido a fines de el Oligoceno temprano. Esto puede haber sido interrumpido por una constricción temporal del Pasaje de Drake desde algún momento a mediados del Oligoceno tardío (29 a 22 millones de años) hasta el Mioceno medio (15 millones de años).

La reorganización de las placas tectónicas oceánicas del Pacífico nororiental, que había comenzado en el Paleoceno, culminó con la llegada de las zonas de fractura de Murray y Mendocino a la zona de subducción de América del Norte en el Oligoceno. Esto inició un movimiento de deslizamiento a lo largo de la falla de San Andrés y la tectónica extensional en la provincia de Basin and Range, puso fin al vulcanismo al sur de las Cascadas y produjo la rotación en el sentido de las agujas del reloj de muchos terrenos del oeste de América del Norte. Las Montañas Rocosas estaban en su apogeo. Se estableció un nuevo arco volcánico en el oeste de América del Norte, tierra adentro lejos de la costa, que se extiende desde el centro de México a través del campo volcánico Mogollon-Datil hasta el campo volcánico de San Juan, luego a través de Utah y Nevada hasta las ancestrales Cascadas del Norte. Enormes depósitos de ceniza de estos volcanes crearon los grupos White River y Arikaree de High Plains, con sus excelentes lechos de fósiles.

Entre 31 y 26 millones de años, los basaltos de inundación continental de Etiopía y Yemen fueron emplazados por la gran provincia ígnea de África oriental, que también inició la ruptura a lo largo del mar Rojo y el golfo de Adén.

Los Alpes se elevaban rápidamente en Europa a medida que la placa africana continuaba avanzando hacia el norte hacia la placa euroasiática, aislando los restos del mar de Tethys. Los niveles del mar eran más bajos en el Oligoceno que en el Eoceno temprano, exponiendo grandes llanuras costeras en Europa y la Costa del Golfo y la Costa Atlántica de América del Norte. El mar de Obik, que había separado a Europa de Asia, se retiró a principios del Oligoceno, creando una conexión terrestre persistente entre los continentes. Parece que hubo un puente terrestre a principios del Oligoceno entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de las dos regiones son muy similares. Sin embargo, hacia finales del Oligoceno se produjo una breve incursión marina en Europa.

El surgimiento del Himalaya durante el Oligoceno sigue siendo poco conocido. Una hipótesis reciente es que un microcontinente separado chocó con el sur de Asia a principios del Eoceno, y la propia India no chocó con el sur de Asia hasta el final del Oligoceno. La meseta tibetana puede haber alcanzado casi su elevación actual a finales del Oligoceno.

Los Andes se convirtieron por primera vez en una importante cadena montañosa en el Oligoceno, cuando la subducción se hizo más directa en la costa.

Clima

Cambio climático durante los últimos 65 millones de años

El clima durante el Oligoceno reflejó una tendencia general de enfriamiento después del Óptimo Climático del Eoceno Temprano. Esto transformó el clima de la Tierra de un invernadero a un clima de casa de hielo.

Transición Eoceno-Oligoceno y evento Oi1

La transición Eoceno-Oligoceno fue un importante evento de enfriamiento y reorganización de la biosfera, siendo parte de una tendencia más amplia de enfriamiento global que duró desde el Bartoniano hasta el Rupeliano. La transición está marcada por el evento Oi1, una excursión de isótopos de oxígeno que ocurrió hace aproximadamente 33,55 millones de años, durante la cual las proporciones de isótopos de oxígeno disminuyeron en 1,3‰. Aproximadamente 0,3–0,4‰ de esto se estima que se debe a una gran expansión de las capas de hielo de la Antártida. Los restantes 0,9 a 1,0‰ se debieron a unos 5 a 6 °C (9 a 10 °F) de enfriamiento global. La transición probablemente tuvo lugar en tres pasos estrechamente espaciados durante el período de 33,8 a 33,5 millones de años. Al final de la transición, los niveles del mar habían descendido 105 metros (344 pies) y las capas de hielo eran un 25 % más extensas que en el mundo moderno.

Los efectos de la transición se pueden ver en el registro geológico en muchos lugares del mundo. Los volúmenes de hielo aumentaron a medida que bajaron la temperatura y el nivel del mar. Los lagos Playa de la meseta tibetana desaparecieron en la transición, lo que apunta al enfriamiento y la aridez de Asia central. Los recuentos de polen y esporas en los sedimentos marinos del mar de Noruega y Groenlandia indican un descenso de las temperaturas invernales en latitudes altas de unos 5 °C (9,0 °F) justo antes del evento Oi1. El pozo que data de la deriva del sudeste de las Islas Feroe indica que la circulación en el océano profundo desde el Océano Ártico hasta el Océano Atlántico Norte comenzó a principios del Oligoceno.

El mejor registro terrestre del clima del Oligoceno proviene de América del Norte, donde las temperaturas cayeron de 7 a 11 °C (13 a 20 °F) en el Oligoceno más antiguo. Este cambio se ve desde Alaska hasta la Costa del Golfo. Los paleosuelos del Eoceno superior reflejan una precipitación anual de más de un metro de lluvia, pero la precipitación del Oligoceno temprano fue menos de la mitad. En el centro de América del Norte, el enfriamiento fue de 8,2 ± 3,1 °C durante un período de 400 000 años, aunque hay pocos indicios de un aumento significativo de la aridez durante este intervalo. Los escombros arrastrados por el hielo en el mar de Noruega y Groenlandia indicaron que los glaciares habían aparecido en Groenlandia a principios del Oligoceno.

Las capas de hielo continentales en la Antártida alcanzaron el nivel del mar durante la transición. Los escombros arrastrados por los glaciares de principios del Oligoceno en el mar de Weddell y la meseta de Kerguelen, en combinación con el cambio de isótopos Oi1, proporcionan una evidencia inequívoca de una capa de hielo continental en la Antártida a principios del Oligoceno.

Las causas de la transición Eoceno-Oligoceno aún no se conocen por completo. El momento es incorrecto para que esto sea causado por eventos de impacto conocidos o por la actividad volcánica en la meseta etíope. Se han propuesto otros dos posibles impulsores del cambio climático, que no se excluyen mutuamente. El primero es el aislamiento térmico del continente de la Antártida por el desarrollo de la Corriente Circumpolar Antártica. Los núcleos de aguas profundas del sur de Nueva Zelanda sugieren que las corrientes frías de aguas profundas estaban presentes a principios del Oligoceno. Sin embargo, el momento de este evento sigue siendo controvertido. La otra posibilidad, para la que existe evidencia considerable, es una caída en los niveles de dióxido de carbono atmosférico (pCO2) durante la transición. Se estima que la pCO2 cayó justo antes de la transición, a 760 ppm en el pico del crecimiento de la capa de hielo, luego se recuperó ligeramente antes de reanudar una caída más gradual. Los modelos climáticos sugieren que la glaciación de la Antártida tuvo lugar solo cuando la pCO2 cayó por debajo de un valor umbral crítico.

El clima del Oligoceno Medio y el evento Oi2

El clima del Oligoceno posterior al evento Eoceno-Oligoceno es poco conocido. Hubo varios pulsos de glaciación en el Oligoceno medio, aproximadamente en el momento del cambio de isótopo de oxígeno Oi2. Esto condujo a la mayor caída del nivel del mar en los últimos 100 millones de años, unos 75 metros (246 pies). Esto se refleja en una incisión a mediados del Oligoceno de las plataformas continentales y discordancias en las rocas marinas de todo el mundo.

Alguna evidencia sugiere que el clima se mantuvo cálido en latitudes altas incluso cuando las capas de hielo experimentaron un crecimiento y retroceso cíclico en respuesta al forzamiento orbital y otros factores climáticos. Otra evidencia indica un enfriamiento significativo en latitudes altas. Parte de la dificultad puede ser que hubo fuertes variaciones regionales en la respuesta a los cambios climáticos. La evidencia de un Oligoceno relativamente cálido sugiere un estado climático enigmático, ni invernadero ni casa de hielo.

Calentamiento del Oligoceno tardío

El Oligoceno tardío (26,5 a 24 millones de años) probablemente experimentó una tendencia al calentamiento a pesar de los bajos niveles de pCO2, aunque esto parece variar según la región. Sin embargo, la Antártida permaneció fuertemente glaciada durante este período de calentamiento. El calentamiento del Oligoceno tardío es perceptible en los recuentos de polen de la meseta tibetana, que también muestran que el monzón del sur de Asia ya se había desarrollado a fines del Oligoceno.

Se registra un evento de frontera entre el Oligoceno y el Mioceno con glaciar profundo de 400 000 años en McMurdo Sound y King George Island.

Biosfera

Restauración de Nimravus (a la izquierda) y otros animales de la formación de la cala de tortuga

El clima del Eoceno temprano era muy cálido, con cocodrilos y plantas templadas prosperando sobre el Círculo Polar Ártico. La tendencia al enfriamiento que comenzó a mediados del Eoceno continuó en el Oligoceno, llevando los polos muy por debajo del punto de congelación por primera vez en el Fanerozoico. El enfriamiento del clima, junto con la apertura de algunos puentes terrestres y el cierre de otros, provocó una profunda reorganización de la biosfera y pérdida de diversidad taxonómica. Los animales terrestres y los organismos marinos alcanzaron un bajo nivel de diversidad en el Fanerozoico a finales del Oligoceno, y los bosques templados y las selvas del Eoceno fueron reemplazados por bosques y matorrales. El cierre de la vía marítima de Tethys destruyó su biota tropical.

Flora

El evento Oi1 de la transición Eoceno-Oligoceno cubrió el continente de la Antártida con capas de hielo, dejando Nothofagus y musgos y helechos aferrándose a la vida alrededor de la periferia de la Antártida en condiciones de tundra.

Las angiospermas continuaron su expansión por todo el mundo a medida que los bosques tropicales y subtropicales fueron reemplazados por bosques caducifolios templados. Las llanuras abiertas y los desiertos se hicieron más comunes y los pastos se expandieron desde su hábitat en los bancos de agua en el Eoceno y se trasladaron a extensiones abiertas. La disminución de la pCO2 favoreció la fotosíntesis de C4, que se encuentra solo en las angiospermas y es particularmente característica de las gramíneas. Sin embargo, incluso al final del período, la hierba no era lo suficientemente común para las sabanas modernas.

En América del Norte, gran parte del bosque denso fue reemplazado por matorrales irregulares con bosques ribereños. Predominaron las especies subtropicales con anacardos y lichi, y eran comunes las plantas leñosas templadas como rosas, hayas y pinos. Las legumbres se extendieron, mientras que las juncias y los helechos continuaron su ascenso.

Fauna

Restauración de la vida Daeodon
Paraceratherium restaurado junto a Hyaenodon

La mayoría de las familias de mamíferos existentes habían aparecido a finales del Oligoceno. Estos incluían primitivos caballos de tres dedos, rinocerontes, camellos, ciervos y pecaríes. Los carnívoros como los perros, los nimravids (ancestros de los gatos), los osos, las comadrejas y los mapaches comenzaron a reemplazar a los creodontes que habían dominado el Paleoceno en el Viejo Mundo. Los roedores y los conejos experimentaron una enorme diversificación debido al aumento de los hábitats adecuados para los comedores de semillas que habitan en el suelo, a medida que disminuyeron los hábitats de los comedores de frutos secos y frutos similares a las ardillas. Los primates, una vez presentes en Eurasia, se redujeron en rango a África y América del Sur. Muchos grupos, como équidos, entelodontes, rinocerontes, merycoidodonts y camélidos, se volvieron más capaces de correr durante este tiempo, adaptándose a las llanuras que se extendían a medida que retrocedían las selvas tropicales del Eoceno. Brontotheres se extinguió en el Oligoceno Inferior y los creodontes se extinguieron fuera de África y Oriente Medio al final del período. Los multituberculados, un antiguo linaje de mamíferos primitivos que se originaron en el Jurásico, también se extinguieron en el Oligoceno, además de los gondwanatheres.

La transición Eoceno-Oligoceno en Europa y Asia se ha caracterizado como el Grande Coupure. El descenso del nivel del mar cerró el Estrecho de Turgai a través del Mar de Obik, que previamente había separado a Asia de Europa. Esto permitió que los mamíferos asiáticos, como los rinocerontes y los rumiantes, ingresaran a Europa y llevaran a la extinción a especies endémicas. Cambios de fauna menores ocurrieron simultáneamente con el evento Oi2 y hacia el final del Oligoceno. Hubo una diversificación significativa de mamíferos en Eurasia, incluidos los indricoterios gigantes, que crecían hasta 6 metros (20 pies) en el hombro y pesaban hasta 20 toneladas. Paraceratherium fue uno de los mamíferos terrestres más grandes que jamás haya caminado sobre la Tierra. Sin embargo, los indricoterios fueron una excepción a la tendencia general de los mamíferos del Oligoceno a ser mucho más pequeños que sus contrapartes del Eoceno. Los primeros ciervos, jirafas, cerdos y ganado aparecieron a mediados del Oligoceno en Eurasia. El primer felino, Proailurus, se originó en Asia durante el Oligoceno tardío y se extendió a Europa.

Solo hubo una migración limitada entre Asia y América del Norte. El enfriamiento del centro de América del Norte en la transición Eoceno-Oligoceno resultó en una gran rotación de gasterópodos, anfibios y reptiles. Los mamíferos se vieron mucho menos afectados. Cocodrílidos y tortugas de estanque reemplazadas por tortugas terrestres secas. Los moluscos cambiaron a formas más tolerantes a la sequía. La fauna del río Blanco del centro de América del Norte habitaba una pradera semiárida e incluía entelodontes como Archaeotherium, camélidos (como Poebrotherium), rinoceratoides corredores, équidos de tres dedos (como Mesohippus), nimravids, protoceratids y cánidos primitivos como Hesperocyon. Los merycoidodonts, un grupo endémico de América, fueron muy diversos durante este tiempo.

Australia y América del Sur se aislaron geográficamente y desarrollaron su propia fauna endémica distintiva. Estos incluían los monos del Nuevo Mundo y del Viejo Mundo. El continente sudamericano fue el hogar de animales como los piroterios y los astrapóteros, así como los litópteros y los notungulados. Los sebecosuquios, las aves del terror y los metaterios carnívoros, como los borhyaenids, siguieron siendo los depredadores dominantes.

África también estaba relativamente aislada y conservaba su fauna endémica. Estos incluían mastodontes, hyraxes, arsinoitheres y otras formas arcaicas. Egipto en el Oligoceno era un entorno de exuberantes deltas boscosos.

En el mar, el 97 % de las especies de caracoles marinos, el 89 % de las almejas y el 50 % de los equinodermos de la costa del golfo no sobrevivieron más allá del Oligoceno más antiguo. Nuevas especies evolucionaron, pero la diversidad general disminuyó. Los moluscos de agua fría migraron alrededor del borde del Pacífico desde Alaska y Siberia. Los animales marinos de los océanos del Oligoceno se parecían a la fauna actual, como los bivalvos. Los cirratúlidos calcáreos aparecieron en el Oligoceno. El registro fósil de mamíferos marinos es un poco irregular durante este tiempo, y no tan conocido como el Eoceno o el Mioceno, pero se han encontrado algunos fósiles. Las ballenas barbadas y las ballenas dentadas acababan de aparecer, y sus ancestros, los cetáceos arqueocetos, comenzaron a disminuir en diversidad debido a su falta de ecolocalización, lo cual fue muy útil a medida que el agua se volvía más fría y turbia. Otros factores de su declive podrían incluir los cambios climáticos y la competencia con los cetáceos modernos de hoy y los tiburones réquiem, que también aparecieron en esta época. Los primeros desmostilianos, como Behemotops, se conocen desde el Oligoceno. Los pinnípedos aparecieron cerca del final de la época de un antepasado parecido a la nutria.

Océanos

El Oligoceno ve los comienzos de la circulación oceánica moderna, con cambios tectónicos que provocan la apertura y el cierre de puertas oceánicas. El enfriamiento de los océanos ya había comenzado en el límite entre el Eoceno y el Oligoceno, y continuaron enfriándose a medida que avanzaba el Oligoceno. La formación de capas de hielo permanentes en la Antártida durante el Oligoceno temprano y la posible actividad glacial en el Ártico pueden haber influido en este enfriamiento oceánico, aunque el alcance de esta influencia sigue siendo motivo de controversia.

Los efectos de las puertas de enlace oceánicas en la circulación

La apertura y el cierre de las puertas del océano: la apertura del Pasaje de Drake; la apertura de la Puerta de Tasmania y el cierre de la vía marítima de Tethys; junto con la formación final de Groenlandia-Islandia-Faroes Ridge; Desempeñó un papel vital en la remodelación de las corrientes oceánicas durante el Oligoceno. A medida que los continentes cambiaron a una configuración más moderna, también lo hizo la circulación oceánica.

El Pasaje de Drake

Cambios oceánicos eoceno-oligoceno

El Pasaje de Drake se encuentra entre América del Sur y la Antártida. Una vez que se abrió la puerta de entrada de Tasmania entre Australia y la Antártida, todo lo que impidió que la Antártida quedara completamente aislada por el Océano Antártico fue su conexión con América del Sur. A medida que el continente sudamericano se movía hacia el norte, el Pasaje de Drake se abrió y permitió la formación de la Corriente Circumpolar Antártica (ACC), que habría mantenido las aguas frías de la Antártida circulando alrededor de ese continente y fortalecido la formación del Agua del Fondo Antártico (ABW). Con el agua fría concentrada alrededor de la Antártida, las temperaturas de la superficie del mar y, en consecuencia, las temperaturas continentales habrían disminuido. El inicio de la glaciación antártica ocurrió durante el Oligoceno temprano, y el efecto de la apertura del Pasaje de Drake en esta glaciación ha sido objeto de mucha investigación. Sin embargo, todavía existe cierta controversia en cuanto al momento exacto de la apertura del pasaje, ya sea que ocurrió al comienzo del Oligoceno o más cerca del final. Aun así, muchas teorías coinciden en que en el límite Eoceno/Oligoceno (E/O) existió un flujo aún poco profundo entre América del Sur y la Antártida, lo que permitió el inicio de una Corriente Circumpolar Antártica.

Derivado de la cuestión de cuándo tuvo lugar la apertura del Pasaje de Drake, surge la disputa sobre la gran influencia que tuvo la apertura del Pasaje de Drake en el clima global. Si bien los primeros investigadores concluyeron que el advenimiento del ACC fue muy importante, tal vez incluso el desencadenante, de la glaciación antártica y el subsiguiente enfriamiento global, otros estudios han sugerido que la firma δ18O es demasiado fuerte para que la glaciación ser el principal desencadenante del enfriamiento. A través del estudio de los sedimentos del Océano Pacífico, otros investigadores han demostrado que la transición de las temperaturas oceánicas cálidas del Eoceno a las temperaturas oceánicas frías del Oligoceno tomó solo 300,000 años, lo que implica fuertemente que las retroalimentaciones y otros factores además del ACC fueron parte integral del rápido enfriamiento.

La apertura del Oligoceno tardío del Pasaje de Drake

El último momento hipotético para la apertura del Pasaje de Drake es durante el Mioceno temprano. A pesar del flujo poco profundo entre América del Sur y la Antártida, no había suficiente apertura de aguas profundas para permitir un flujo significativo para crear una verdadera Corriente Circumpolar Antártica. Si la apertura ocurrió tan tarde como se planteó, entonces la Corriente Circumpolar Antártica no podría haber tenido mucho efecto en el enfriamiento del Oligoceno temprano, ya que no habría existido.

La apertura del Oligoceno temprano del Pasaje de Drake

El tiempo hipotético más temprano para la apertura del Pasaje de Drake es alrededor de 30 Ma. Uno de los posibles problemas con este momento fueron los desechos continentales que se amontonaban en la vía marítima entre las dos placas en cuestión. Se ha demostrado en un estudio reciente que estos escombros, junto con lo que se conoce como la zona de fractura de Shackleton, son bastante jóvenes, con solo unos 8 millones de años. El estudio concluye que el Pasaje de Drake estaría libre para permitir un flujo significativo de aguas profundas alrededor de 31 Ma. Esto habría facilitado un inicio más temprano de la Corriente Circumpolar Antártica.

Actualmente, se favorece una apertura del Pasaje de Drake durante el Oligoceno temprano.

La apertura de Tasman Gateway

La otra gran puerta de entrada oceánica que se abrió durante este tiempo fue Tasman, o Tasmania, según el papel, puerta de entrada entre Australia y la Antártida. El marco de tiempo para esta apertura es menos discutido que el Pasaje de Drake y se considera en gran medida que ocurrió alrededor de 34 Ma. A medida que la puerta de entrada se ensanchaba, la Corriente Circumpolar Antártica se fortalecía.

El cierre de la vía marítima de Tethys

La vía marítima de Tethys no era una puerta de entrada, sino un mar por derecho propio. Su cierre durante el Oligoceno tuvo un impacto significativo tanto en la circulación oceánica como en el clima. Las colisiones de la placa africana con la placa europea y del subcontinente indio con la placa asiática cortaron la vía marítima de Tethys que había proporcionado una circulación oceánica de baja latitud. El cierre de Tethys construyó algunas montañas nuevas (la cordillera de Zagros) y extrajo más dióxido de carbono de la atmósfera, lo que contribuyó al enfriamiento global.

Groenlandia–Islandia–Faroes

La separación gradual del grupo de corteza continental y la profundización de la dorsal tectónica en el Atlántico Norte que se convertiría en Groenlandia, Islandia y las Islas Feroe ayudaron a aumentar el flujo de aguas profundas en esa área. Más información sobre la evolución de las aguas profundas del Atlántico Norte se dará unas cuantas secciones más abajo.

Enfriamiento del océano

La evidencia del enfriamiento de todo el océano durante el Oligoceno existe principalmente en proxies isotópicos. Los patrones de extinción y los patrones de migración de especies también se pueden estudiar para obtener información sobre las condiciones del océano. Durante un tiempo, se pensó que la glaciación de la Antártida podría haber contribuido significativamente al enfriamiento del océano, sin embargo, la evidencia reciente tiende a negarlo.

Agua profunda

Reconstrucción de Aglaocetus moreni

La evidencia isotópica sugiere que durante el Oligoceno temprano, la fuente principal de aguas profundas era el Pacífico Norte y el Océano Austral. A medida que Groenlandia-Islandia-Faroe Ridge se hundió y, por lo tanto, conectó el mar de Noruega y Groenlandia con el Océano Atlántico, las aguas profundas del Atlántico Norte también comenzaron a entrar en juego. Los modelos informáticos sugieren que una vez que esto ocurrió, comenzó una circulación termo-halina de aspecto más moderno.

Aguas profundas del Atlántico norte

La evidencia del inicio del Oligoceno temprano de aguas profundas frías del Atlántico Norte se encuentra en los comienzos de la deposición de sedimentos a la deriva en el Atlántico Norte, como las derivas de Feni y el sureste de las Islas Feroe.

Aguas profundas del Océano Sur

El enfriamiento de las aguas profundas del Océano Sur comenzó en serio una vez que Tasmanian Gateway y Drake Passage se abrieron por completo. Independientemente del momento en que se produjo la apertura del Pasaje de Drake, el efecto sobre el enfriamiento del Océano Antártico habría sido el mismo.

Eventos de impacto

Impactos extraterrestres registrados:

Explosiones supervolcanicas