Eoceno

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Segunda época do Período Paleogene

A Época Eoceno (EE-ə-seen, EE-oh-) é uma época geológica que durou de cerca de 56 a 33,9 milhões de anos atrás (mya). É a segunda época do Período Paleógeno na Era Cenozóica moderna. O nome Eoceno vem do grego antigo ἠώς (ēṓs, "amanhecer") e καινός (kainós, "novo") e refere-se ao "amanhecer" da fauna moderna ('nova') surgida na época.

O Eoceno abrange o tempo desde o final da Época Paleoceno até o início da Época Oligoceno. O início do Eoceno é marcado por um breve período em que a concentração do isótopo de carbono 13C na atmosfera foi excepcionalmente baixa em comparação com o isótopo mais comum 12C. O fim é definido em um grande evento de extinção chamado Grande Coupure (a "Grande Quebra" na continuidade) ou o evento de extinção Eoceno-Oligoceno, que pode estar relacionado ao impacto de um ou mais grandes bólides na Sibéria e no que hoje é a Baía de Chesapeake. Como em outros períodos geológicos, os estratos que definem o início e o fim da época são bem identificados, embora suas datas exatas sejam um pouco incertas.

Etimologia

O termo "Eoceno" é derivado do grego antigo ἠώς eos que significa "amanhecer", e καινός kainos significado & #34;novo" ou "recente", como a época viu o alvorecer da vida recente ou moderna.

O geólogo escocês Charles Lyell (ignorando o Quaternário) dividiu a Época Terciária nos Períodos Eoceno, Mioceno, Plioceno e Novo Plioceno (Holoceno) em 1833. O geólogo britânico John Phillips propôs o Cenozóico em 1840 no lugar do Terciário, e o paleontólogo austríaco Moritz Hörnes introduziu o Paleógeno para o Eoceno e o Neógeno para o Mioceno e Plioceno em 1853. Após décadas de uso inconsistente, a recém-formada Comissão Internacional de Estratigrafia (ICS), em 1969, estratigrafia padronizada com base nas opiniões predominantes na Europa: a Era Cenozóica subdividida nas suberas Terciária e Quaternária, e a Terciária subdividida nos períodos Paleógeno e Neógeno. Em 1978, o Paleógeno foi oficialmente definido como as épocas Paleoceno, Eoceno e Oligoceno; e o Neogene como as épocas Mioceno e Plioceno. Em 1989, o Terciário e o Quaternário foram removidos da escala de tempo devido à natureza arbitrária de seus limites, mas o Quaternário foi restabelecido em 2009, o que pode levar ao restabelecimento do Terciário no futuro.

Geologia

Limites

O início do Eoceno é marcado pelo Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno, um curto período de intenso aquecimento e acidificação dos oceanos provocado pela liberação de carbono em massa na atmosfera e nos sistemas oceânicos, o que levou a uma extinção em massa de 30–50% dos foraminíferos bentônicos – espécies unicelulares que são usadas como bioindicadores da saúde de um ecossistema marinho – um dos maiores do Cenozóico. Este evento aconteceu por volta de 55,8 milhões de anos atrás e foi um dos períodos mais significativos de mudança global durante o Cenozóico.

O fim do Eoceno foi marcado pelo evento de extinção Eoceno-Oligoceno, também conhecido como Grande Coupure.

Estratigrafia

O Eoceno é convencionalmente dividido em subdivisões iniciais (56–47,8 milhões de anos atrás), médias (47,8–38m) e tardias (38–33,9m). As rochas correspondentes são referidas como Eoceno inferior, médio e superior. O Estágio Ypresiano constitui o inferior, o Estágio Priaboniano o superior; e os estágios Luteciano e Bartoniano estão unidos como o Eoceno médio.

Paleogeografia e tectônica

Durante o Eoceno, os continentes continuaram a se mover em direção às suas posições atuais.

No início do período, a Austrália e a Antártida permaneciam conectadas, e as correntes equatoriais quentes podem ter se misturado com as águas mais frias da Antártida, distribuindo o calor pelo planeta e mantendo as temperaturas globais altas. Quando a Austrália se separou do continente sul por volta de 45 Ma, as correntes equatoriais quentes foram desviadas da Antártica. Um canal isolado de água fria se desenvolveu entre os dois continentes. No entanto, os resultados da modelagem questionam o modelo de isolamento térmico para o resfriamento tardio do Eoceno, e a diminuição dos níveis de dióxido de carbono na atmosfera pode ter sido mais importante. Assim que a região da Antártida começou a esfriar, o oceano ao redor da Antártica começou a congelar, enviando água fria e blocos de gelo para o norte e reforçando o resfriamento.

O supercontinente setentrional da Laurásia começou a se fragmentar, à medida que a Europa, a Groenlândia e a América do Norte se separavam.

No oeste da América do Norte, a Orogenia Laramide chegou ao fim no Eoceno, e a compressão foi substituída por uma extensão crustal que finalmente deu origem à Província da Bacia e Cordilheira. Enormes lagos se formaram nas altas bacias planas entre elevações, resultando na deposição do lagerstätte da Formação Green River.

Por volta de 35 Ma, o impacto de um asteróide na costa leste da América do Norte formou a cratera de impacto da baía de Chesapeake.

Na Europa, o Mar de Tethys finalmente desapareceu, enquanto a elevação dos Alpes isolou seu remanescente final, o Mediterrâneo, e criou outro mar raso com arquipélagos de ilhas ao norte. Embora o Atlântico Norte estivesse se abrindo, uma conexão terrestre parece ter permanecido entre a América do Norte e a Europa, uma vez que as faunas das duas regiões são muito semelhantes.

A Eurásia foi separada em três massas de terra diferentes há 50 milhões de anos; Europa Ocidental, Balkanatolia e Ásia. Cerca de 40 milhões de anos atrás, a Balkanatolia e a Ásia estavam conectadas, enquanto a Europa estava conectada há 34 milhões de anos.

A Índia colidiu com a Ásia, dobrando-se para iniciar a formação do Himalaia. A Índia colidiu com o Arco Kohistan-Ladakh há cerca de 50,2 milhões de anos e com Karakoram há cerca de 40,4 milhões de anos, com a colisão final entre a Ásia e a Índia ocorrendo há aproximadamente 40 milhões de anos.

Clima

A Época Eoceno continha uma grande variedade de condições climáticas diferentes, incluindo o clima mais quente da Era Cenozóica e, sem dúvida, o intervalo de tempo mais quente desde a extinção em massa do Permiano-Triássico e do Triássico Inferior, e termina em um clima de depósito de gelo. A evolução do clima do Eoceno começou com o aquecimento após o fim do Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno (PETM) em 56 milhões de anos para um máximo durante o Eoceno Ótimo em cerca de 49 milhões de anos atrás. Estudos recentes mostram mudanças de temperatura dependentes da elevação durante a estufa do Eoceno. Durante esse período, pouco ou nenhum gelo estava presente na Terra, com uma diferença menor de temperatura do equador aos pólos. Por causa disso, o nível máximo do mar era 150 metros acima dos níveis atuais. Após o máximo, houve uma descida para um clima de depósito de gelo do Eoceno Ótimo para a transição Eoceno-Oligoceno há 34 milhões de anos. Durante essa diminuição, o gelo começou a reaparecer nos pólos, e a transição Eoceno-Oligoceno é o período de tempo em que a camada de gelo da Antártida começou a se expandir rapidamente.

Evolução atmosférica dos gases de efeito estufa

Os gases com efeito de estufa, em particular o dióxido de carbono e o metano, desempenharam um papel significativo durante o Eoceno no controlo da temperatura da superfície. O fim do PETM foi recebido com um sequestro muito grande de dióxido de carbono nas formas de clatrato de metano, carvão e petróleo bruto no fundo do Oceano Ártico, que reduziu o dióxido de carbono atmosférico. Este evento foi semelhante em magnitude à liberação maciça de gases de efeito estufa no início do PETM, e a hipótese é que o sequestro foi devido principalmente ao soterramento de carbono orgânico e intemperismo de silicatos. Para o início do Eoceno, há muita discussão sobre quanto dióxido de carbono havia na atmosfera. Isso se deve a numerosos proxies que representam diferentes teores de dióxido de carbono atmosférico. Por exemplo, diversos proxies geoquímicos e paleontológicos indicam que, no máximo do calor global, os valores de dióxido de carbono atmosférico estavam em 700-900 ppm, enquanto outros proxies, como carbonato pedogênico (construção do solo) e isótopos marinhos de boro, indicam grandes mudanças de dióxido de carbono de mais de 2.000 ppm em períodos de tempo inferiores a 1 milhão de anos. As fontes para esse grande influxo de dióxido de carbono podem ser atribuídas à liberação de gases vulcânicos devido ao rompimento do Atlântico Norte ou à oxidação do metano armazenado em grandes reservatórios depositados do evento PETM no fundo do mar ou em ambientes úmidos. Por outro lado, hoje os níveis de dióxido de carbono estão em 400 ppm ou 0,04%.

Por volta do início da Época Eoceno (55,8–33,9 milhões de anos atrás), a quantidade de oxigênio na atmosfera da Terra mais ou menos dobrou.

Durante o início do Eoceno, o metano foi outro gás de efeito estufa que teve um efeito drástico no clima. O efeito de aquecimento de uma tonelada de metano ^{dimensões não especificadas} é aproximadamente 30 vezes o efeito de aquecimento de uma tonelada de carbono em uma escala de 100 anos (ou seja, o metano tem um potencial de aquecimento global de 29,8±11). A maior parte do metano liberado para a atmosfera durante esse período de tempo teria sido de pântanos, pântanos e florestas. A concentração atmosférica de metano hoje é de 0,000179% ou 1,79 ppmv. Como resultado do clima mais quente e do aumento do nível do mar associado ao início do Eoceno, mais zonas úmidas, mais florestas e mais depósitos de carvão estariam disponíveis para a liberação de metano. Se compararmos a produção inicial de metano no Eoceno com os níveis atuais de metano atmosférico, o início do Eoceno teria produzido o triplo da quantidade de metano. As temperaturas quentes durante o início do Eoceno poderiam ter aumentado as taxas de produção de metano, e o metano liberado na atmosfera, por sua vez, aqueceria a troposfera, resfriaria a estratosfera e produziria vapor d'água e dióxido de carbono por oxidação. A produção biogênica de metano produz dióxido de carbono e vapor de água junto com o metano, além de produzir radiação infravermelha. A decomposição do metano em uma atmosfera contendo oxigênio produz monóxido de carbono, vapor de água e radiação infravermelha. O monóxido de carbono não é estável, por isso acaba se tornando dióxido de carbono e, ao fazê-lo, libera ainda mais radiação infravermelha. O vapor de água retém mais infravermelho do que o dióxido de carbono.

O Eoceno médio para o final marca não apenas a mudança do aquecimento para o resfriamento, mas também a mudança no dióxido de carbono de aumento para diminuição. No final do Eoceno Ótimo, o dióxido de carbono começou a diminuir devido ao aumento da produtividade do plâncton silicioso e do enterro de carbono marinho. No início do Eoceno médio, um evento que pode ter desencadeado ou ajudado na redução do dióxido de carbono foi o evento Azolla por volta de 49 milhões de anos atrás. Com o clima ameno durante o início do Eoceno, as temperaturas quentes no Ártico permitiram o crescimento da azolla, que é uma samambaia aquática flutuante, no Oceano Ártico. Em comparação com os níveis atuais de dióxido de carbono, esses azolla cresceram rapidamente nos níveis aumentados de dióxido de carbono encontrados no início do Eoceno. À medida que esses azolla afundaram no Oceano Ártico, eles foram enterrados e sequestraram seu carbono no fundo do mar. Este evento poderia ter levado a uma redução do dióxido de carbono atmosférico de até 470 ppm. Assumindo que as concentrações de dióxido de carbono estavam em 900 ppmv antes do Evento Azolla, elas teriam caído para 430 ppmv, ou 30 ppmv a mais do que são hoje, após o Evento Azolla. Outro evento durante o Eoceno Médio que foi uma reversão repentina e temporária das condições de resfriamento foi o Climatic Optimum do Eoceno Médio (MECO). Por volta de 41,5 milhões de anos atrás, análises isotópicas estáveis de amostras de locais de perfuração no Oceano Antártico indicaram um evento de aquecimento de 600.000 anos. Um aumento acentuado no dióxido de carbono atmosférico foi observado com um máximo de 4.000 ppm: a maior quantidade de dióxido de carbono atmosférico detectada durante o Eoceno. A principal hipótese para uma transição tão radical foi devido à deriva continental e colisão do continente da Índia com o continente da Ásia e a consequente formação do Himalaia. Outra hipótese envolve extensas fendas no fundo do mar e reações metamórficas de descarbonatação liberando quantidades consideráveis de dióxido de carbono para a atmosfera. Outra hipótese ainda implica um feedback negativo diminuído do intemperismo do silicato como resultado de rochas continentais terem se tornado menos intemperizáveis durante o início e o meio do Eoceno quente, permitindo que o dióxido de carbono liberado vulcanicamente persistisse na atmosfera por mais tempo.

No final do Climatic Optimum do Eoceno Médio, o resfriamento e a redução do dióxido de carbono continuaram durante o final do Eoceno e na transição Eoceno-Oligoceno cerca de 34 milhões de anos atrás. Múltiplos proxies, como isótopos de oxigênio e alcenonas, indicam que na transição Eoceno-Oligoceno, a concentração atmosférica de dióxido de carbono diminuiu para cerca de 750-800 ppm, aproximadamente o dobro dos níveis atuais.

Início do Eoceno e o problema climático equitativo

Uma das características únicas do clima do Eoceno, conforme mencionado anteriormente, era o clima uniforme e homogêneo que existia nas primeiras partes do Eoceno. Uma infinidade de proxies apóia a presença de um clima mais quente e uniforme presente durante esse período de tempo. Algumas dessas proxies incluem a presença de fósseis nativos de climas quentes, como crocodilos, localizados nas latitudes mais altas, a presença nas altas latitudes de flora intolerante ao gelo, como palmeiras que não podem sobreviver durante congelamentos prolongados e fósseis de cobras encontradas nos trópicos que exigiriam temperaturas médias muito mais altas para sustentá-las. As medições TEX86 BAYSPAR indicam temperaturas da superfície do mar extremamente altas de 40 °C (104 °F) a 45 °C (113 °F) em baixas latitudes, embora as análises de isótopos agrupados apontem para uma temperatura máxima da superfície do mar em baixa latitude de 36,3 °C (97,3 °F) ± 1,9 °C (35,4 °F) durante o ótimo climático inicial do Eoceno. Em relação aos valores atuais, as temperaturas da água do fundo são 10 °C (18 °F) mais altas de acordo com os isótopos proxies. Com essas temperaturas da água do fundo, as temperaturas em áreas onde as águas profundas se formam perto dos pólos não podem ser muito mais frias do que as temperaturas da água do fundo.

No entanto, surge um problema ao tentar modelar o Eoceno e reproduzir os resultados encontrados com os dados proxy. Usando todas as diferentes faixas de gases de efeito estufa que ocorreram durante o início do Eoceno, os modelos foram incapazes de produzir o aquecimento encontrado nos pólos e a sazonalidade reduzida que ocorre com os invernos nos pólos sendo substancialmente mais quentes. Os modelos, embora prevejam com precisão os trópicos, tendem a produzir temperaturas significativamente mais baixas de até 20 °C (36 °F) mais frias do que a temperatura real determinada nos pólos. Este erro foi classificado como o “problema climático equitativo”. Para resolver esse problema, a solução passaria por encontrar um processo para aquecer os pólos sem aquecer os trópicos. Algumas hipóteses e testes que tentam encontrar o processo estão listados abaixo.

Grandes lagos

Devido à natureza da água em oposição à terra, menos variabilidade de temperatura estaria presente se um grande corpo de água também estivesse presente. Na tentativa de tentar mitigar o resfriamento das temperaturas polares, grandes lagos foram propostos para mitigar as mudanças climáticas sazonais. Para replicar este caso, um lago foi inserido na América do Norte e um modelo climático foi executado usando vários níveis de dióxido de carbono. As execuções do modelo concluíram que, embora o lago tenha reduzido a sazonalidade da região mais do que apenas um aumento no dióxido de carbono, a adição de um grande lago foi incapaz de reduzir a sazonalidade aos níveis mostrados pelos dados florais e faunísticos.

Transporte de calor oceânico

O transporte de calor dos trópicos para os pólos, assim como o transporte de calor oceânico funciona nos tempos modernos, foi considerado uma possibilidade para o aumento da temperatura e redução da sazonalidade dos pólos. Com o aumento das temperaturas da superfície do mar e o aumento da temperatura das águas oceânicas profundas durante o início do Eoceno, uma hipótese comum era que devido a esses aumentos haveria um maior transporte de calor dos trópicos para os pólos. Simulando essas diferenças, os modelos produziram menor transporte de calor devido aos gradientes de temperatura mais baixos e não tiveram sucesso em produzir um clima uniforme apenas com o transporte de calor oceânico.

Parâmetros orbitais

Embora normalmente vistos como um controle sobre o crescimento e a sazonalidade do gelo, os parâmetros orbitais foram teorizados como um possível controle sobre as temperaturas continentais e a sazonalidade. Simulando o Eoceno usando um planeta sem gelo, a excentricidade, a obliquidade e a precessão foram modificadas em diferentes execuções do modelo para determinar todos os possíveis cenários diferentes que poderiam ocorrer e seus efeitos na temperatura. Um caso particular levou a invernos mais quentes e verões mais frios em até 30% no continente norte-americano e reduziu a variação sazonal de temperatura em até 75%. Enquanto os parâmetros orbitais não produziram o aquecimento nos pólos, os parâmetros mostraram um grande efeito na sazonalidade e precisavam ser considerados.

Nuvens estratosféricas polares

Outro método considerado para produzir as temperaturas polares quentes foram as nuvens estratosféricas polares. Nuvens estratosféricas polares são nuvens que ocorrem na estratosfera inferior a temperaturas muito baixas. Nuvens estratosféricas polares têm um grande impacto no forçamento radiativo. Devido às suas propriedades mínimas de albedo e à sua espessura óptica, as nuvens estratosféricas polares agem de forma semelhante a um gás de efeito estufa e aprisionam a radiação de onda longa que sai. Diferentes tipos de nuvens estratosféricas polares ocorrem na atmosfera: nuvens estratosféricas polares que são criadas devido a interações com ácido nítrico ou sulfúrico e água (Tipo I) ou nuvens estratosféricas polares que são criadas apenas com gelo de água (Tipo II).

O metano é um fator importante na criação das nuvens estratosféricas polares primárias Tipo II que foram criadas no início do Eoceno. Como o vapor d'água é a única substância de suporte usada nas nuvens estratosféricas polares Tipo II, a presença de vapor d'água na estratosfera inferior é necessária onde, na maioria das situações, a presença de vapor d'água na estratosfera inferior é rara. Quando o metano é oxidado, uma quantidade significativa de vapor de água é liberada. Outro requisito para as nuvens estratosféricas polares são as temperaturas frias para garantir a condensação e a produção de nuvens. A produção de nuvens estratosféricas polares, uma vez que requer temperaturas frias, é geralmente limitada a condições noturnas e de inverno. Com essa combinação de condições mais úmidas e mais frias na estratosfera inferior, as nuvens estratosféricas polares podem ter se formado em amplas áreas nas regiões polares.

Para testar os efeitos das nuvens estratosféricas polares no clima do Eoceno, foram executados modelos comparando os efeitos das nuvens estratosféricas polares nos pólos com o aumento do dióxido de carbono atmosférico. As nuvens estratosféricas polares tiveram um efeito de aquecimento nos pólos, aumentando as temperaturas em até 20°C nos meses de inverno. Uma infinidade de feedbacks também ocorreu nos modelos devido à dispersão das nuvens estratosféricas polares. presença. Qualquer crescimento de gelo foi imensamente retardado e levaria a qualquer derretimento do gelo presente. Apenas os pólos foram afetados com a mudança de temperatura e os trópicos não foram afetados, o que com o aumento do dióxido de carbono atmosférico também faria com que os trópicos aumentassem a temperatura. Devido ao aquecimento da troposfera devido ao aumento do efeito estufa das nuvens estratosféricas polares, a estratosfera esfriaria e aumentaria potencialmente a quantidade de nuvens estratosféricas polares.

Embora as nuvens estratosféricas polares possam explicar a redução do gradiente de temperatura do equador para os pólos e o aumento das temperaturas nos pólos durante o início do Eoceno, existem algumas desvantagens em manter as nuvens estratosféricas polares por um longo período de tempo. Execuções de modelos separados foram usadas para determinar a sustentabilidade das nuvens estratosféricas polares. Foi determinado que, para manter o vapor de água estratosférico inferior, o metano precisaria ser continuamente liberado e sustentado. Além disso, as quantidades de gelo e núcleos de condensação precisariam ser altas para que a nuvem estratosférica polar se sustentasse e eventualmente se expandisse.

Hipertermais durante o início do Eoceno

Durante o aquecimento no início do Eoceno, entre 52 e 55 milhões de anos atrás, houve uma série de mudanças de curto prazo na composição dos isótopos de carbono no oceano. Essas mudanças isotópicas ocorreram devido à liberação de carbono do oceano para a atmosfera que levou a um aumento de temperatura de 4–8 °C (7,2–14,4 °F) na superfície do oceano. Esses hipertermais levaram a maiores perturbações nos foraminíferos planctônicos e bentônicos, com maior taxa de sedimentação como consequência das temperaturas mais quentes. Análises e pesquisas recentes sobre esses hipertermais no início do Eoceno levaram a hipóteses de que os hipertermais são baseados em parâmetros orbitais, em particular excentricidade e obliquidade. Os hipertermais no início do Eoceno, notadamente o Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno (PETM), o Máximo Térmico Eoceno 2 (ETM2) e o Máximo Térmico Eoceno 3 (ETM3), foram analisados e descobriram que o controle orbital pode ter tido um papel na acionando o ETM2 e o ETM3.

Clima de estufa a geleira

O Eoceno não é apenas conhecido por conter o período mais quente durante o Cenozóico; também marcou o declínio para um clima de depósito de gelo e a rápida expansão da camada de gelo da Antártica. A transição de um clima mais quente para um clima mais frio começou há cerca de 49 milhões de anos. Isótopos de carbono e oxigênio indicam uma mudança para um clima de resfriamento global. A causa do resfriamento foi atribuída a uma diminuição significativa de >2.000 ppm nas concentrações atmosféricas de dióxido de carbono. Uma causa proposta para a redução do dióxido de carbono durante a transição de aquecimento para resfriamento foi o evento azolla. O aumento do calor nos pólos, a bacia ártica isolada durante o início do Eoceno e as quantidades significativamente altas de dióxido de carbono possivelmente levaram à proliferação de azolla no Oceano Ártico. O isolamento do Oceano Ártico levou à estagnação das águas e, à medida que o azolla afundou no fundo do mar, tornou-se parte dos sedimentos e efetivamente sequestrou o carbono. A capacidade do azolla de sequestrar carbono é excepcional, e o maior soterramento do azolla pode ter tido um efeito significativo no conteúdo de carbono atmosférico mundial e pode ter sido o evento para iniciar a transição para um clima de casa de gelo. O resfriamento após este evento continuou devido à diminuição contínua do dióxido de carbono atmosférico da produtividade orgânica e intemperismo da construção de montanhas.

O resfriamento global continuou até que houve uma grande reversão do resfriamento para o aquecimento indicado no Oceano Antártico por volta de 42–41 milhões de anos atrás. A análise de isótopos de oxigênio mostrou uma grande mudança negativa na proporção de isótopos de oxigênio mais pesados para isótopos de oxigênio mais leves, o que indica um aumento nas temperaturas globais. Este evento de aquecimento é conhecido como Ótimo Clima do Eoceno Médio. O aquecimento é considerado principalmente devido ao aumento do dióxido de carbono, porque as assinaturas de isótopos de carbono descartam a liberação de metano durante esse aquecimento de curto prazo. O aumento do dióxido de carbono atmosférico é considerado devido ao aumento das taxas de expansão do fundo do mar entre a Austrália e a Antártida e ao aumento da quantidade de vulcanismo na região. Outra possível causa do aumento do dióxido de carbono atmosférico pode ter sido um aumento súbito devido à liberação metamórfica durante a orogenia do Himalaia; no entanto, os dados sobre o momento exato da liberação metamórfica de dióxido de carbono atmosférico não são bem resolvidos nos dados. Estudos recentes mencionaram, no entanto, que a remoção do oceano entre a Ásia e a Índia poderia ter liberado quantidades significativas de dióxido de carbono. Esse aquecimento é de curta duração, pois os registros de isótopos de oxigênio bêntico indicam um retorno ao resfriamento em ~40 milhões de anos atrás.

O resfriamento continuou durante o resto do final do Eoceno até a transição Eoceno-Oligoceno. Durante o período de resfriamento, os isótopos bentônicos de oxigênio mostram a possibilidade de criação de gelo e aumento de gelo durante esse resfriamento posterior. O fim do Eoceno e o início do Oligoceno são marcados pela expansão maciça da área do manto de gelo da Antártida, que foi um grande passo para o clima do depósito de gelo. Juntamente com a diminuição do dióxido de carbono atmosférico reduzindo a temperatura global, fatores orbitais na criação de gelo podem ser vistos com flutuações de 100.000 anos e 400.000 anos nos registros de isótopos de oxigênio bentônicos. Outra grande contribuição para a expansão da camada de gelo foi a criação da Corrente Circumpolar Antártica. A criação da corrente circumpolar antártica isolaria a água fria ao redor da Antártida, o que reduziria o transporte de calor para a Antártica, além de criar giros oceânicos que resultam na ressurgência de águas mais frias do fundo. O problema com essa hipótese da consideração de ser um fator para a transição Eoceno-Oligoceno é que o momento da criação da circulação é incerto. Para a Passagem de Drake, os sedimentos indicam que a abertura ocorreu há cerca de 41 milhões de anos, enquanto a tectônica indica que isso ocorreu há cerca de 32 milhões de anos.

Flora

Durante o início do Eoceno médio, as florestas cobriam a maior parte da Terra, incluindo os pólos. As florestas tropicais se estendiam por grande parte da África moderna, América do Sul, América Central, Índia, Sudeste Asiático e China. As florestas paratropicais cresceram na América do Norte, Europa e Rússia, com florestas sempre verdes e decíduas de folhas largas em latitudes mais altas.

As florestas polares eram bastante extensas. Fósseis e até restos preservados de árvores, como o cipreste do pântano e a sequóia do Eoceno, foram encontrados na ilha de Ellesmere, no Ártico. Mesmo naquela época, a Ilha Ellesmere estava apenas alguns graus de latitude mais ao sul do que é hoje. Fósseis de árvores e plantas subtropicais e até tropicais do Eoceno também foram encontrados na Groenlândia e no Alasca. As florestas tropicais cresceram até o norte da América do Norte e da Europa.

As palmeiras cresciam tão ao norte quanto o Alasca e o norte da Europa durante o início do Eoceno, embora tenham se tornado menos abundantes à medida que o clima esfriava. As sequóias do amanhecer também eram muito mais extensas.

Os primeiros fósseis definitivos de Eucalyptus datam de 51,9 milhões de anos atrás e foram encontrados no depósito de Laguna del Hunco, na província de Chubut, na Argentina.

O resfriamento começou no meio do período e, no final do Eoceno, os interiores continentais começaram a secar, com florestas diminuindo consideravelmente em algumas áreas. As gramíneas recém-desenvolvidas ainda estavam confinadas às margens dos rios e lagos, e ainda não haviam se expandido para planícies e savanas.

O resfriamento também trouxe mudanças sazonais. As árvores de folha caduca, mais capazes de lidar com grandes mudanças de temperatura, começaram a ultrapassar as espécies tropicais perenes. No final do período, as florestas caducifólias cobriam grandes partes dos continentes do norte, incluindo a América do Norte, Eurásia e o Ártico, e as florestas tropicais ocupavam apenas a América do Sul equatorial, África, Índia e Austrália.

A Antártica começou o Eoceno cercada por uma floresta tropical quente a subtropical. O pólen encontrado na Baía de Prydz desde o Eoceno sugere que a floresta de taiga existiu lá. Tornou-se muito mais frio à medida que o período avançava; a flora tropical amante do calor foi eliminada e, no início do Oligoceno, o continente abrigava florestas decíduas e vastas extensões de tundra.

Fauna

Durante o Eoceno, as plantas e faunas marinhas tornaram-se bastante modernas. Muitas ordens modernas de pássaros apareceram pela primeira vez no Eoceno. Os oceanos do Eoceno eram quentes e repletos de peixes e outras formas de vida marinha.

Mamíferos

Elenco de Anceps de Uintatherium caveira, Museu Nacional Francês de História Natural, Paris

Os fósseis mais antigos conhecidos da maioria das ordens modernas de mamíferos aparecem em um breve período durante o início do Eoceno. No início do Eoceno, vários novos grupos de mamíferos chegaram à América do Norte. Esses mamíferos modernos, como artiodáctilos, perissodáctilos e primatas, tinham características como pernas longas e finas, pés e mãos capazes de agarrar, bem como dentes diferenciados adaptados para mastigar. Formas anãs reinavam. Todos os membros das novas ordens de mamíferos eram pequenos, com menos de 10 kg; com base em comparações do tamanho dos dentes, os mamíferos do Eoceno tinham apenas 60% do tamanho dos mamíferos primitivos do Paleoceno que os precederam. Eles também eram menores do que os mamíferos que os seguiram. Supõe-se que as temperaturas quentes do Eoceno favoreceram animais menores que eram mais capazes de lidar com o calor.

Ambos os grupos de ungulados modernos (animais com cascos) tornaram-se predominantes devido a uma grande radiação entre a Europa e a América do Norte, juntamente com os ungulados carnívoros como o Mesonyx. Surgiram formas primitivas de muitas outras ordens modernas de mamíferos, incluindo cavalos (principalmente o Eohippus), morcegos, proboscídeos (elefantes), primatas, roedores e marsupiais. Formas primitivas mais antigas de mamíferos diminuíram em variedade e importância. Restos fósseis importantes da fauna terrestre do Eoceno foram encontrados no oeste da América do Norte, Europa, Patagônia, Egito e sudeste da Ásia. A fauna marinha é mais conhecida do sul da Ásia e do sudeste dos Estados Unidos.

A megafauna estabelecida do Eoceno inclui o Uintatherium, o Arsinoitherium e os brontotérios, nos quais os dois primeiros, ao contrário do último, não pertenciam a ungulados, mas a grupos que se tornaram extintos logo após seus estabelecimentos.

Grandes predadores mamíferos terrestres começaram a tomar forma como os carnívoros terrestres como o Hyaenodon e Daphoenus (a linhagem mais antiga de uma família predatória outrora bem-sucedida conhecida como cães ursos). Enquanto isso, os entelodontes se estabeleceram como alguns dos maiores onívoros. Os primeiros nimravids, incluindo Dinictis, estabeleceram-se entre os primeiros feliforms a aparecer. Seus grupos tiveram grande sucesso e continuaram a viver além do Eoceno.

Basilosaurus é uma baleia muito conhecida do Eoceno, mas as baleias como um grupo tornaram-se muito diversas durante o Eoceno, quando ocorreram as principais transições de terrestres para totalmente aquáticos nos cetáceos. Os primeiros sirênios estavam evoluindo nessa época e, eventualmente, evoluiriam para os peixes-boi e dugongos existentes.

Acredita-se que milhões de anos após o evento de extinção do Cretáceo-Paleogeno, os tamanhos dos cérebros dos mamíferos agora começaram a aumentar, "provavelmente impulsionados pela necessidade de maior cognição em ambientes cada vez mais complexos".

Pássaros

Primobuco, um parente inicial do rolo

As aves do Eoceno incluem alguns grupos enigmáticos com semelhanças com formas modernas, algumas das quais continuaram desde o Paleoceno. Os táxons de aves do Eoceno incluem psitaciformes carnívoros, como Messelasturidae, Halcyornithidae, grandes formas que não voam, como Gastornis e Eleutherornis, falcão de pernas longas Masillaraptor, antigos galiformes como Gallinuloides, supostos parentes ferroviários da família Songziidae, várias aves pseudodentes como Gigantornis, o parente íbis Rhynchaeites, andorinhões primitivos do gênero Aegialornis, e pinguins primitivos como Archaeospheniscus e Inkayacu.

Répteis

Fósseis de répteis dessa época, como fósseis de pítons e tartarugas, são abundantes.

Insetos e aracnídeos

Várias ricas faunas de insetos fósseis são conhecidas do Eoceno, notavelmente o âmbar báltico encontrado principalmente ao longo da costa sul do Mar Báltico, âmbar da Bacia de Paris, França, a Formação Fur, Dinamarca, e o Bembridge Marls da Ilha de Wight, Inglaterra. Os insetos encontrados em depósitos do Eoceno pertencem principalmente aos gêneros que existem hoje, embora seu alcance tenha mudado frequentemente desde o Eoceno. Por exemplo, o gênero bibionida Plecia é comum em faunas fósseis de áreas atualmente temperadas, mas vive apenas nos trópicos e subtrópicos hoje.