Eoceno

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Sistema Serie Etapa Edad ( Ma )
Neógeno Mioceno Aquitano menor
Paleógeno Oligoceno Chattiense 23.03-28.4
Rupelian 28.4-33.9
Eoceno Priaboniense 33.9-37.2
Bartoniense 37.2-40.4
Luteciense 40.4-48.6
Ypresian 48.6-55.8
Paleoceno Thanetiense 55.8-58.7
Selandian 58.7-61.7
Daniense 61.7-65.5
Cretáceo Superior Maastrichtiano más viejo
Subdivisión del período Paleógeno de acuerdo con las IUGS ??, a partir de julio de 2009.

El Eoceno (símbolo E O [1] ) la época, con una duración de aproximadamente 56 a 34 millones de años (55,8 ± 0,2 a 33,9 ± 0,1 Ma ), es una división importante de la escala de tiempo geológico y la segunda época del Paleógeno en el período Cenozoico Era. Las luces del Eoceno el tiempo desde el final del Paleoceno Época del comienzo del Oligoceno época. El comienzo del Eoceno está marcado por la aparición de los primeros modernos mamíferos . El extremo se configura en un importante evento de extinción de la llama Coupure Grande (el "Salto Grande" en la continuidad) o el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno , que puede estar relacionado con el impacto de uno o más grandes bólidos en Siberia y en lo que hoy 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, [2] , aunque sus fechas exactas son un poco incierto.

El nombre proviene del Eoceno griega ??? (EOS, el amanecer ) y ?????? (kainos, nuevo) y se refiere al "amanecer" de los modernos ("nuevo") de mamíferos la fauna que aparecieron en la época.

Contenido

[ editar ] Subdivisiones

El Eoceno se suele dividir en tempranas y tardías, o - subdivisiones Temprano, Medio y Tardío - más general. Los correspondientes rocas se denominan Bajo, Medio y Eoceno Superior. Las etapas de fauna más joven al más antiguo son los siguientes:

Priaboniense (37,2 ± 0,1 a 33,9 ± 0,1 Ma)
Bartoniense (40,4 ± 0,2 a 37,2 ± 0,1 Ma)
Luteciense (48,6 ± 0,2 a 40,4 ± 0,2 Ma)
Ypresian (55,8 ± 0,2 a 48,6 ± 0,2 Ma)

El Ypresian y ocasionalmente Luteciense constituyen la Temprana, la Priaboniense y, a veces Bartoniense el estado tardío, como alternativa, el Luteciense y Bartoniense están unidos en el Eoceno Medio.

[ editar ] Clima

La época del Eoceno contenía una amplia variedad de condiciones climáticas diferentes, que incluye el clima más cálido en la Era Cenozoica y termina en un clima nevera. La evolución del clima del Eoceno comenzó con el calentamiento después de la final del máximo termal del Paleoceno-Eoceno (PETM) a los 56 millones de años hasta un máximo durante el Eoceno en el óptimo alrededor de 49 millones de años. Durante este periodo de tiempo, poco o nada de hielo, estuvo presente en la Tierra con una menor diferencia de temperatura entre el ecuador y los polos. Después de la máxima, era un descenso a un clima óptimo de la nevera a la transición Eoceno-Oligoceno Eoceno en 34 millones de años atrás. Durante este hielo disminución comenzó a reaparecer en los polos, y la transición Eoceno-Oligoceno es el período de tiempo donde la capa de hielo de la Antártida comenzó a expandirse rápidamente.

[ editar ] Atmósfera evolución de gases de efecto invernadero

Gases de efecto invernadero, en particular dióxido de carbono y el metano , desempeñó un papel importante durante el Eoceno en el control de la temperatura de la superficie. El final de la PETM se encontró con un secuestro muy grande de dióxido de carbono en forma de clatratos de metano , el carbón y el petróleo crudo en la parte inferior del océano Ártico , que reduce el dióxido de carbono en la atmósfera. [3] Este evento fue similar en magnitud a la liberación masiva de gases de efecto invernadero en el comienzo del PETM, y es la hipótesis de que el secuestro se debió principalmente al enterramiento de carbono orgánico y la meteorización de los silicatos. Para el Eoceno temprano hay mucha discusión sobre cuánto dióxido de carbono en la atmósfera. Esto es debido a valores aproximados numerosas representan diferente contenido de dióxido de carbono atmosférico. Por ejemplo, diversos poderes geoquímicos y paleontológicos indican que en el máximo de calor global de los valores de dióxido de carbono en la atmósfera estaban en 700 a 900 ppm [4] , mientras que otros servidores proxy tales como pedogenéticos (edificio del suelo) y carbonato de isótopos de boro marinos indican grandes cambios de carbono el dióxido de más de 2.000 ppm durante períodos de tiempo inferiores a 1 millón de años. [5] Fuentes de este gran flujo de dióxido de carbono podría ser atribuido a la desgasificación volcánica debido a la dislocación del Norte del Atlántico o la oxidación del metano almacenado en los embalses grandes depositado a partir de el evento PETM en el fondo del mar o ambientes de humedales. [4] Por el contrario, hoy en día los niveles de dióxido de carbono son de 390 ppm o 0.039%.

Durante los primeros años de metano del Eoceno, fue otro gas de efecto invernadero que tenía un efecto drástico en el clima. En comparación con el dióxido de carbono, el metano tiene consecuencias mucho más altas con respecto a la emisión de la temperatura como el metano tiene emisión 25 veces más de dióxido de carbono. La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este periodo de tiempo hubiera sido de los humedales, pantanos y bosques. [6] El metano en la atmósfera la concentración de hoy es 0,000179% o 1.79 ppmv. Debido al clima más cálido y el aumento del nivel del mar asociado a los humedales del Eoceno temprano, más, más y más bosques, depósitos de carbón estaría disponible para la liberación de metano. La comparación de la producción a principios del Eoceno de metano a los actuales niveles de metano en la atmósfera, el Eoceno temprano sería capaz de producir el triple de la cantidad de la producción de metano en curso. Las temperaturas cálidas durante el Eoceno temprano podría haber aumentado las tasas de producción de metano y el metano que se libera en la atmósfera, a su vez caliente la troposfera, la estratosfera fría, y producir vapor de agua y dióxido de carbono a través de la oxidación. Biogénico producción de metano produce dióxido de carbono y vapor de agua junto con el metano, así como la radiación infrarroja produciendo. El desglose de metano en una atmósfera de oxígeno produce monóxido de carbono, vapor de agua y la radiación infrarroja. El monóxido de carbono no es estable por lo que finalmente se convierte en dióxido de carbono y al hacerlo libera radiación infrarroja aún más. El vapor de agua, las trampas más infrarrojos que hace dióxido de carbono.

Mediados y finales del Eoceno marcas no sólo el cambio de calentamiento al enfriamiento, sino también el cambio en el dióxido de carbono de creciente a decreciente. Al final de la óptima del Eoceno, el dióxido de carbono comenzó a disminuir debido al aumento de la productividad silícea el plancton y el entierro del carbono marino. [4] A principios del Eoceno medio un evento que puede haber provocado o contribuido con el empate abajo del dióxido de carbono fue el evento Azolla en alrededor de 49 millones de años. [7] Con el clima uniforme durante los primeros temperaturas del Eoceno y cálidas en el Ártico permitió el crecimiento de la azolla , que es un helecho acuático flotante, en el Océano Ártico . En comparación con los niveles actuales de dióxido de carbono, estos azolla creció rápidamente en los niveles de dióxido de carbono mejorados se encuentran en el Eoceno temprano. A medida que estos azolla se hundió en el Océano Ártico, que quedaron enterrados y se les separa el carbono en el lecho marino. Este evento podría haber llevado a recurrir a las de dióxido de carbono en la atmósfera de hasta 470 ppm. [7] Si se asume que las concentraciones de dióxido de carbono eran de 900 ppmv antes del evento Azolla , habrían bajado a 430 ppmv, o de 40 ppmv más de lo que son hoy en día, después de que el evento Azolla. Otro evento durante el Eoceno medio que fue un cambio repentino y temporal de las condiciones de refrigeración fue el Óptimo Climático del Eoceno Medio . [8] En aproximadamente un 41,5 millones de años, el análisis de isótopos estables de las muestras procedentes del sur de los sitios de perforación oceánica indica un evento de calentamiento de 600 miles de años. Un fuerte aumento de dióxido de carbono atmosférico se observó con un máximo de 4000 ppm. La mayor cantidad de dióxido de carbono atmosférico detectados durante el Eoceno [9] La principal hipótesis de una transición radical se debió a la deriva continental y la colisión de la India continente con el continente asiático y la formación resultante de la Himalaya . Otra hipótesis implica rifting amplio fondo del mar y de las reacciones metamórficas de descarbonatación la liberación de cantidades considerables de dióxido de carbono a la atmósfera. [8]

Al final del Eoceno Medio Óptimo Climático de refrigeración, y la reducción de dióxido de carbono continuaron durante el Eoceno tardío y en la transición Eoceno-Oligoceno de alrededor de 34 millones de años. Múltiples servidores proxy, tales como los isótopos de oxígeno y alquenonas, indican que en la transición Eoceno-Oligoceno de la atmósfera la concentración de dióxido de carbono se había reducido a alrededor de 750-800 ppm, aproximadamente el doble que los niveles actuales . [10] [11]

[ editar ] A principios del Eoceno y el problema de clima uniforme

Una de las características únicas del Eoceno el clima como se mencionó antes era el clima uniforme y homogénea que existía en las primeras partes del Eoceno. Una multitud de poderes apoyan la presencia de un clima más cálido uniforme estar presente durante este periodo de tiempo. Algunos de estos poderes son la presencia de fósiles nativa de climas cálidos, como los cocodrilos , situado en las latitudes más altas, [12] [13] la presencia en las latitudes altas de las heladas con intolerancia a la flora, como las palmeras que no pueden sobrevivir se congela durante sostenidos, [13] [14] y los fósiles de las serpientes que se encuentran en los trópicos que requerirían mucho más altas las temperaturas medias para mantenerlos. [13] el uso de proxies de isótopos para determinar la temperatura de los océanos indican temperaturas superficiales del mar en los trópicos hasta el 35 ° C (95 ° F) y temperaturas inferiores de agua que son de 10 ° C (18 ° F) más alta que los valores actuales. [14] Con estas temperaturas del agua de fondo, las temperaturas en las zonas de aguas profundas, donde se forma cerca de los polos son incapaces de ser mucho más frío que la temperatura del agua del fondo.

Un problema surge, sin embargo, cuando se trata de modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos indirectos . [15] Con todas las diferentes gamas de gases de efecto invernadero que se produjeron durante el Eoceno temprano, los modelos eran incapaces de producir el calentamiento que se encuentran en los polos y la reducción de la estacionalidad que se produce con el invierno en los polos son considerablemente más cálido. Los modelos, mientras que para predecir con exactitud las zonas tropicales, tienden a producir temperaturas significativamente más frías de hasta 20 ° C (36 ° F) por debajo de la temperatura real determinada en los polos. [14] Este error ha sido clasificado como el "problema del clima uniforme" . Para resolver este problema, la solución implicaría encontrar un proceso para calentar los polos sin calentar los trópicos. Algunas hipótesis y pruebas de intento de encontrar el proceso se encuentran por debajo.

[ editar ] Los lagos grandes

Debido a la naturaleza del agua en oposición a la tierra, menos variabilidad de la temperatura estaría presente si una gran masa de agua está también presente. En un intento por tratar de mitigar las temperaturas polares de refrigeración, grandes lagos se han propuesto para mitigar los cambios estacionales del clima. [16] Para reproducir este caso, un lago se introdujo en América del Norte y un modelo climático se ha ejecutado utilizando diferentes niveles de dióxido de carbono. Los modelos que se concluyó que si bien el lago redujo la estacionalidad de la región mayor que un simple aumento de dióxido de carbono, la adición de un gran lago era incapaz de reducir la estacionalidad de los niveles mostrados por los datos de flora y fauna.

[ editar ] Mar del transporte de calor

El transporte de calor desde los trópicos hasta los polos, al igual que la forma del océano funciones de transporte de calor en los tiempos modernos, se consideró la posibilidad de que el aumento de la temperatura y la reducción de la estacionalidad de los polos. [17] Con el aumento de las temperaturas superficiales del mar y el aumento de la temperatura del agua profunda del océano durante el Eoceno temprano, una hipótesis común es que debido a estos aumentos habría un mayor transporte de calor desde los trópicos hasta los polos. La simulación de estas diferencias, los modelos de producción más baja de transporte de calor debido a los gradientes de temperatura más bajas y no tuvieron éxito en la producción de un clima uniforme del transporte sólo calor de los océanos.

[ editar ] Parámetros orbitales

Aunque por lo general visto como un control sobre el crecimiento del hielo y la estacionalidad, los parámetros orbitales se teorizó como un posible control de las temperaturas continentales y de estacionalidad. [18] Simulación del Eoceno mediante el uso de un planeta libre de hielo, la excentricidad , oblicuidad , y precesión fueron modificados en diferentes corridas del modelo para determinar todos los posibles escenarios diferentes que podrían ocurrir y sus efectos en la temperatura. Un caso particular dado lugar a inviernos más cálidos y más fresco en verano hasta en un 30% en el continente norteamericano, y redujo la variación estacional de la temperatura hasta en un 75%. Mientras que los parámetros orbitales de no producir el calentamiento en los polos, los parámetros mostraron un gran efecto sobre la estacionalidad y la necesaria para ser considerado.

[ editar ] Las nubes estratosféricas polares

Otro método considerado para la producción de las temperaturas polares calientes eran las nubes estratosféricas polares . [19] estratosféricas polares son las nubes las 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 y su albedo mínimo espesor óptico, las nubes estratosféricas polares acto similar a un gas de efecto invernadero y atrapa la radiación saliente de onda larga. Los diferentes tipos de nubes estratosféricas polares se producen en la atmósfera: nubes estratosféricas polares que se crean debido a las interacciones con el ácido nítrico o sulfúrico y agua (tipo I) o de las nubes estratosféricas polares que se crean con hielo de agua solamente (Tipo II).

El metano es un factor importante en la creación de las primarias de tipo II las nubes estratosféricas polares que se crearon a principios del Eoceno. [20] Puesto que el vapor de agua es la única sustancia, utilizado en la tipo II la estratosfera nubes polares, la presencia de vapor de agua en el en la baja estratosfera, donde es necesario en la mayoría de los casos la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior es poco frecuente. Cuando el metano se oxida, una cantidad significativa de vapor de agua se libera. Otro requisito para las nubes estratosféricas polares es frío para asegurar la producción de la condensación y la nube. La producción de nubes estratosféricas polares, ya que requiere de las bajas temperaturas, se limita generalmente a las condiciones de la noche y el invierno. Con esta combinación de condiciones más húmedas y más frías en la estratosfera inferior, las nubes estratosféricas polares podría haberse formado en zonas extensas en las regiones polares.

Para probar los efectos de las nubes estratosféricas polares en el clima del Eoceno, los modelos se llevaron a cabo la comparación de los efectos de las nubes estratosféricas polares en los polos a un aumento en el dióxido de carbono en la atmósfera. [19] Las nubes estratosféricas polares tuvo un efecto de calentamiento en los polos, aumento de las temperaturas por hasta 20 ° C en los meses de invierno. Una multitud de retroalimentación también se produjo en los modelos debido a la presencia de las nubes estratosféricas polares. Cualquier crecimiento del hielo se redujo enormemente y dé lugar a la fusión del hielo presente. Sólo los polos se vieron afectados con el cambio en la temperatura y los trópicos no se vieron afectados, que con un aumento de dióxido de carbono atmosférico también haría que los trópicos para aumentar la temperatura. Debido al calentamiento de la troposfera de la aumento del efecto invernadero de las nubes estratosféricas polares, la estratosfera se enfriaría y, potencialmente, podría aumentar la cantidad de nubes estratosféricas polares.

Mientras que las nubes estratosféricas polares podría explicar la reducción del ecuador con el gradiente de temperatura y los polos aumento de las temperaturas en los polos durante el Eoceno temprano, hay algunos inconvenientes para mantener las nubes estratosféricas polares durante un período prolongado de tiempo. Carreras por separado de los modelos se utilizan para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. [21] El metano tendría que estar continuamente en libertad y sufrió para mantener el vapor de agua estratosférico inferior. Crecientes cantidades de hielo y núcleos de condensación que se necesita ser alto para la nubes estratosféricas polares para mantenerse y ampliar con el tiempo.

[ editar ] Hyperthermals a través del Eoceno Temprano

Durante el calentamiento en el Eoceno Temprano entre 52 y 55 millones de años, hubo una serie de cambios a corto plazo de los isótopos de carbono en la composición del océano. [22] Estos cambios isotópicos se produjo debido a la liberación de carbono del océano en el atmósfera que conducen a un aumento de la temperatura de 4-8 ° C (7,2 a 14,4 ° F) en la superficie del océano. Estos hyperthermals llevó a perturbaciones mayores en planctónicas y bentónicas foraminíferos , con una mayor tasa de sedimentación, como consecuencia de las temperaturas más cálidas. Las últimas investigaciones y análisis en estos hyperthermals en el Eoceno temprano ha dado lugar a hipótesis de que los hyperthermals se basan en los parámetros orbitales, en particular, la excentricidad y la oblicuidad. Los hyperthermals en el Eoceno temprano, sobre todo el PETM, Eoceno 2 (ETM2), y Eoceno 3 (ETM3), se analizó y se encontró que el control de órbita puede haber tenido un papel en el desencadenamiento de la ETM2 y ETM3.

[ editar ] Efecto Invernadero con el clima Icehouse

El Eoceno es conocida no sólo para contener el período más cálido durante el Cenozoico, sino que también marcó el declive en un clima de nevera y la rápida expansión de la capa de hielo de la Antártida . La transición de un clima más cálido en un clima de enfriamiento comenzó a ~ 49 millones de años. Los isótopos de carbono y el oxígeno se indica un cambio en un clima enfriamiento global. [7] La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de> 2000 ppm en las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono. [4] Una causa de la reducción propuesta en carbono dióxido durante el calentamiento a la transición de enfriamiento fue el evento Azolla . El aumento de la temperatura en los polos, el aislado cuenca del Ártico durante el Eoceno temprano, y las cantidades significativamente altos de dióxido de carbono, posiblemente, llevó a Azolla florece en las flores del Ártico a través del Océano Ártico. [7] El aislamiento del Océano Ártico provocado el estancamiento aguas y como la azolla se hundió hasta el fondo del mar, que se convirtió en parte de los sedimentos y efectivamente secuestrado el carbono. La capacidad para la azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el entierro mejorada de Azolla podrían haber tenido un efecto significativo sobre el contenido de carbono de la atmósfera mundial y pudo haber sido el caso para iniciar la transición hacia un clima casa de hielo. Enfriamiento después de este evento continuó debido a la continua disminución de dióxido de carbono en la atmósfera de la productividad orgánica y la erosión de la formación de las montañas . [8]

El enfriamiento global continuó hasta que hubo un cambio importante del enfriamiento al calentamiento se indica en el Océano Austral alrededor de 42-41 million años. [8] El oxígeno isótopos análisis mostró un gran cambio negativo en la proporción de isótopos de oxígeno más pesados ??que los isótopos de oxígeno ligeros, lo que indica un aumento en las temperaturas globales. Este evento de calentamiento se conoce como el Óptimo Climático del Eoceno Medio. La causa del calentamiento se considera que es debido principalmente al aumento de dióxido de carbono, ya que las firmas de isótopos de carbono descartar la liberación de metano importante durante este calentamiento a corto plazo. [8] El aumento de dióxido de carbono atmosférico se considera que es debido al aumento de la dispersión oceánica tasas entre Australia y la Antártida y una mayor cantidad de actividad volcánica en la región. Otro posible aumento de dióxido de carbono atmosférico podría ser durante un aumento repentino con la liberación metamórficas durante la orogenia Himalaya , sin embargo, los datos sobre la fecha exacta del lanzamiento metamórfica de dióxido de carbono atmosférico no está bien resuelto en los datos. [8] Los estudios recientes han mencionado, sin embargo, que la eliminación del océano entre Asia y la India podría liberar cantidades significativas de dióxido de carbono. [9] Este calentamiento es de corta duración, como bentónicos registros de isótopos de oxígeno indican un retorno a enfriar a unos 40 millones de años. [10]

Enfriamiento continuó durante el resto del Eoceno tardío en la transición Eoceno-Oligoceno. Durante el período de enfriamiento, los isótopos de oxígeno bentónicos muestran la posibilidad de la creación de hielo y el aumento de hielo durante esta tarde de refrigeración. [4] El final del Eoceno y principios del Oligoceno está marcado con la expansión masiva de la superficie de la capa de hielo de la Antártida que era un paso importante en el clima nevera. [11] Junto con la disminución de dióxido de carbono atmosférico, reduciendo la temperatura mundial, los factores de orbitales en la creación de hielo puede ser visto con 100.000 años y 400.000 años de fluctuaciones en los registros de isótopos de oxígeno bentónicos. [23] Otra importante contribución a la expansión de la capa de hielo era la creación de la Corriente Circumpolar Antártica . [24] La creación de la corriente circumpolar antártica que aislar el agua fría, alrededor de la Antártida, lo que reduciría el transporte de calor a la Antártida [25] junto con la creación de océano giros que dan lugar a la surgencia de aguas profundas más frías. [24] El problema con esta hipótesis de la consideración de que éste sea un factor para la transición Eoceno-Oligoceno es el momento de la creación de la circulación es incierto. [26] Para Pasaje de Drake , los sedimentos indican la apertura tuvo lugar del ~ 41 millones de años, mientras que la tectónica indican que esto ocurrió ~ 32 millones de años.

[ editar ] Palaeogeography

Una reconstrucción paleogeográfica mundial de la Tierra durante el Eoceno, a unos 50 millones de años.

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

Al comienzo del período, Australia y la Antártida se mantuvo conectada, y las cálidas corrientes ecuatoriales se mezcla con las aguas más frías del Antártico, la distribución del calor en todo el planeta y mantener las temperaturas globales de alta, pero cuando Australia se separó del continente del sur alrededor de 45 Ma, la cálida ecuatorial corrientes fueron derrotados fuera de la Antártida. Un canal de agua fría aislada desarrollada entre los dos continentes. La región de la Antártida se enfrió, y el océano que rodea la Antártida comenzó a congelarse, el envío de agua fría y témpanos del norte, el refuerzo de la refrigeración.

El norte de supercontinente de Laurasia comenzó a romperse, como Europa , Groenlandia y América del Norte se separaron.

En el oeste de América del Norte, edificio de la montaña se inició en el Eoceno, y enormes lagos formados en las cuencas altas planos entre levantamientos, que origina el depósito de la Formación del Río Verde lagerstätte .

Alrededor de 35 Ma, un impacto de asteroide en la costa oriental de América del Norte formaron el cráter de impacto de la Bahía de Chesapeake .

En Europa, el Mar de Tethys , finalmente desapareció, mientras que el levantamiento del los Alpes aisló su remanente final, el Mediterráneo , y creó otro mar poco profundo con las islas archipiélagos del norte. Aunque el norte del Atlántico se abría, una conexión terrestre parece haber permanecido entre Norteamérica y Europa desde las faunas de las dos regiones son muy similares.

La India continuó su viaje fuera de África y comenzó su colisión con Asia , doblando el Himalaya, a la existencia.

La hipótesis es que el mundo invernadero del Eoceno fue causado por el calentamiento global desde fuera de control lanzado clatratos de metano lo profundo de los océanos . El clatratos fueron enterrados bajo el lodo que fue perturbado como los océanos se han calentado. metano ( C H 4) tiene de diez a veinte veces el gas de efecto invernadero efecto de dióxido de carbono (C de O 2).

[ editar ] Flora

A principios del Eoceno, las altas temperaturas y los océanos cálidos crean un ambiente húmedo y templado, con los bosques se extienden por toda la Tierra de polo a polo. Aparte de los más secos desiertos , la Tierra debe haber sido totalmente cubierta de bosques.

Bosques polares eran bastante extensos. Los fósiles y restos conservados, incluso de los árboles, tales como pantano de cipreses y de la secoya del amanecer del Eoceno se han encontrado en la isla de Ellesmere en el Ártico . Los restos conservados no son los fósiles, pero las piezas reales conservados en sangre pobre en oxígeno del agua en las pantanosas selvas del tiempo y luego enterrados antes de que tuvieran la oportunidad de descomposición . Incluso en ese momento, la isla de Ellesmere era sólo de unos pocos grados de latitud más al sur de lo que es hoy en día. Los fósiles de los subtropicales y tropicales, incluso los árboles y las plantas del Eoceno también se han encontrado en Groenlandia y Alaska . Las selvas tropicales creció hacia el norte hasta el norte de América del Norte y Europa .

Las palmeras estaban creciendo tan al norte como Alaska y el norte de Europa durante el Eoceno temprano, a pesar de que llegó a ser menos abundante que el clima se enfrió. secoyas Dawn eran mucho más amplia también.

De refrigeración comenzó a mediados de período, y al final del Eoceno interior de los continentes habían comenzado a secarse, con bosques adelgazando considerablemente en algunas zonas. Los recién evolucionadas hierbas se limitaron aún de los ríos y los bancos del lago costas, y aún no había expandido hacia las llanuras y sabanas .

El enfriamiento también trajo estacionales cambios. de hoja caduca árboles, más capaz de hacer frente a grandes cambios de temperatura, comenzó a superar a perennes especies tropicales. Al final del período, los bosques de hoja caduca cubría gran parte de los continentes del norte, incluyendo América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales celebrada el único en la región ecuatorial de América del Sur , África , India y Australia .

La Antártida , que comenzó el Eoceno bordeada con una temperatura templada a subtropical selva , se hizo mucho más frío a medida que progresó el período, los amantes del calor tropical la flora fue arrasada, y por el principio del Oligoceno, el continente anfitrión y los vastos bosques de hoja caduca tramos de la tundra .

[ editar ] Fauna

La fauna del Eoceno de América del Norte
Crassostrea gigantissima (Finch, 1824), una ostra gigante del Eoceno de Tejas .
Nummulitid fósiles foraminíferos que muestran los individuos y microsféricas megalosférico; del Eoceno de la Emiratos Árabes Unidos , escala en mm.

Los más antiguos conocidos de los fósiles de la mayor parte de los órdenes de mamíferos modernos aparecen dentro de un breve período durante el Eoceno temprano. A principios del Eoceno, varios grupos de mamíferos nuevas llegaron a América del Norte. Estos mamíferos modernos, como artiodáctilos , los perisodáctilos y los primates , tenían características como largas y delgadas piernas , pies y manos capaces de comprender, así como diferenciados dientes adaptados para masticar. enanos formas reinó. Todos los miembros de las nuevas órdenes de mamíferos eran pequeños, de menos de 10 kg, basado en comparaciones de tamaño de los dientes, los mamíferos del Eoceno eran sólo el 60% del tamaño de los mamíferos primitivos Paleoceno que les precedieron. También eran más pequeños que los mamíferos que los seguían. Se supone que las temperaturas calientes Eoceno favorecido animales más pequeños que eran más capaces de gestionar el calor.

Ambos grupos de modernos ungulados (animales con pezuñas) llegó a ser frecuente a causa de una radiación importante entre Europa y América del Norte, junto con los ungulados carnívoros como Mesonyx . Las formas tempranas de muchos otros órdenes de mamíferos modernos aparecieron, entre ellos los murciélagos , los proboscidios (elefantes), primates, roedores y marsupiales . Las antiguas formas primitivas de mamíferos disminuyó en la variedad e importancia. Importantes fauna del Eoceno de la tierra los restos fósiles han sido encontrados en el oeste de América del Norte, Europa, Patagonia , Egipto y el sureste de Asia . La fauna marina son los más conocidos de Asia del Sur y el sureste de Estados Unidos .

Fósiles de reptiles de esta época, tales como fósiles de pitones y las tortugas , son abundantes. Los restos de una serpiente gigante de la longitud de un autobús escolar se ha descubierto recientemente. [27] Durante las plantas del Eoceno y faunas marinas se convirtió en bastante moderno. Muchas modernas de aves órdenes apareció por primera vez en el Eoceno.

Varios ricas faunas de insectos fósiles se conocen desde el Eoceno, en especial el ámbar del Báltico se encuentran principalmente a lo largo de la costa sur del mar Báltico , el ámbar de la cuenca de París , Francia y las Margas Bembridge de la Isla de Wight , Inglaterra. Los insectos que se encuentran en los depósitos del Eoceno son en su mayoría asignables a géneros modernos, aunque con frecuencia estos géneros no se dan en la zona en la actualidad. Por ejemplo, el bibionid género Plecia es común en las faunas fósiles de las zonas actualmente templadas, pero sólo vive en los trópicos y subtrópicos en la actualidad.

[ editar ] Los océanos

Basilosaurus
Prorastomus , uno de los primeros sirénidos

Los océanos del Eoceno era cálido y lleno de peces y otra vida marina. Los primeros tiburones Carcharinid apareció, al igual que los primeros mamíferos marinos, incluyendo Basilosaurus , una especie temprana de la ballena que se cree que desciende de los animales terrestres que existían anteriormente en el Eoceno, los ungulados depredadores llamados mesoníquidos , de los cuales Mesonyx era miembro. Los primeros sirenios , los parientes de los elefantes , también apareció en este momento.

[ editar ] Grande Coupure

Ver: Eoceno-Oligoceno evento de extinción

[ editar ] Véase también

[ editar ] Notas

  1. ^ "edad geológica fuente Symbol (StratagemAge)" . USGS. 99-430. http://pubs.usgs.gov/of/1999/of99-430/of99-430_sec38.pdf . Consultado el 22/06/2011.  
  2. ^ La extinción de la Hantkeninidae, una familia planctónicas de foraminíferos se acepta generalmente como marca el límite Eoceno-Oligoceno, y en 1998 Massignano en Umbria , Italia central, se designó a la Sección de Fronteras Estratotipo Mundial y Punto (GSSP).
  3. ^ Bowen, JG, y Zachos JC, 2010:. el secuestro de carbono en la rápida resolución del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno Nature Geoscience, 3, 866-869.
  4. ^ un b c d e Pearson. PN, y el Sr. Palmer, 2000: Las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono en los últimos 60 millones de años la naturaleza, 406, 695-699..
  5. ^ Royer. DL y coautores, 2001: La evidencia paleobotánica de cerca de los niveles actuales de CO2 atmosférico durante una parte del Terciario Ciencia, 292, 2310-2313..
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  7. ^ a b c d Speelman, EN, and Coauthors, 2009: The Eocene Arctic Azolla bloom: environmental conditions, productivity, and carbon drawdown. Geobiology , 7 , 155-170.
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