Eoceno

El Eoceno (símbolo E) Época, que dura de aproximadamente 56 a hace 34 millones de años (a), es una división principal de la escala de tiempo geológica y la segunda época del Período del Paleogene en la Era Cenozoic. El Eoceno atraviesa el tiempo a partir del final de la Época Palaeocene al principio de la Época Oligocene. El principio del Eoceno es marcado por la aparición de los primeros mamíferos modernos. El final se pone en un acontecimiento de la extinción principal llamado Grande Coupure (la "Gran Ruptura" en la continuidad) o el acontecimiento de la extinción Eoceno-Oligocene, que se puede relacionar con el impacto de uno o varios bolides grandes en Siberia y en lo que es ahora la Bahía de Chesapeake. Como con otros períodos geológicos, los estratos que definen el principio y el final de la época bien se identifican, aunque sus fechas exactas sean ligeramente inciertas.

El nombre el Eoceno viene del griego (eos, alba) y (kainos, nuevo) y se refiere "al alba" de ('la nueva') fauna mamífera moderna que apareció durante la época.

Subdivisiones

La época Eocena por lo general se rompe en Temprano y tardío, o - más por lo general - Temprano, Medio y subdivisiones tardías. Las rocas correspondientes se mencionan más Abajo, Medio y Eoceno Superior. Las etapas Faunal del más joven al más viejo son:

El Ypresian y de vez en cuando Lutetian constituyen el Temprano, Priabonian y a veces Bartonian el estado tardío; o bien, Lutetian y Bartonian se unen como el Eoceno Medio.

Clima

La Época Eocena contuvo una amplia variedad de condiciones del clima diferentes que incluye el clima más caliente en la Era Cenozoic y finales en un clima de la nevera. La evolución del clima Eoceno comenzó con el recalentamiento después del final de Palaeocene-Eocene Thermal Maximum (PETM) en hace 56 millones de años a un máximo durante el Grado óptimo Eoceno alrededor hace 49 millones de años. Durante este período de tiempo, poco a ningún hielo estuvo presente en la Tierra con una diferencia más pequeña en la temperatura del ecuador a los polos. Después de máximo, era un descenso en un clima de la nevera del Grado óptimo Eoceno a la transición Eocena-Oligocene en hace 34 millones de años. Durante esta disminución el hielo comenzó a reaparecer en los polos, y la transición Eocena-Oligocene es el período de tiempo donde el casquete polar Antártico comenzó a ampliarse rápidamente.

Evolución de gas invernadero atmosférica

Los gases invernaderos, en dióxido de carbono particular y metano, desempeñaron un papel significativo durante el Eoceno en el control de la temperatura superficial. El final del PETM se encontró con un embargo muy grande del dióxido de carbono en la forma de metano clathrate, carbón y petróleo crudo en el fondo del Océano Ártico, que redujo el dióxido de carbono atmosférico. Este acontecimiento era similar en la magnitud a la liberación masiva del invernadero gasses a principios del PETM, y se supone que el embargo era principalmente debido a entierro de carbón orgánico e intemperie de silicatos. Para el Eoceno temprano hay mucha discusión sobre cuanto dióxido de carbono está en la atmósfera. Esto es debido a numerosos poderes que representan el contenido del dióxido de carbono atmosférico diferente. Por ejemplo, los poderes geoquímicos y paleontological diversos indican que en el máximo del calor global los valores del dióxido de carbono atmosféricos estaban en 700 – 900 ppm mientras otros poderes como el pedogenic (edificio de suelo) carbonato e isótopos de boro marítimos indican cambios grandes del dióxido de carbono de más de 2,000 ppm durante períodos de tiempo de menos de 1 millón de años. Las fuentes para este influjo grande del dióxido de carbono se podrían atribuir a volcánico-gassing debido a Atlántico del Norte rifting u oxidación del metano almacenado en embalses grandes depositados del acontecimiento PETM en ambientes del pantano o el fondo del mar. Para el contraste, hoy los niveles del dióxido de carbono están en 390 ppm o el.039%.

Durante el Eoceno temprano, el metano era otro gas invernadero que tenía un efecto drástico en el clima. En comparación con el dióxido de carbono, el metano tiene consecuencias mucho más altas en cuanto a la emisión de temperaturas como el metano tiene 25 veces más emisión que el dióxido de carbono. La mayoría del metano soltado a la atmósfera durante este período de tiempo habría sido de pantanos, pantanos y bosques. La concentración del metano atmosférica hoy es el 0.000179% o 1.79 ppmv. Debido al clima más caliente y subida del nivel del mar asociada con el Eoceno temprano, más pantanos, más bosques y más depósitos de carbón estarían disponibles para la liberación del metano. Comparando la producción Eocena temprana del metano a niveles actuales del metano atmosférico, el Eoceno temprano sería capaz de producir tres veces la cantidad de la producción del metano corriente. Las temperaturas calientes durante el Eoceno temprano podrían haber aumentado precios de producción del metano, y el metano que se suelta en la atmósfera calentaría por su parte la troposfera, refrescaría la estratosfera y produciría el vapor acuático y el dióxido de carbono a través de la oxidación. La producción de Biogenic del metano produce el dióxido de carbono y el vapor acuático junto con el metano, así como la radiación infrarroja flexible. La avería de metano en una atmósfera de oxígeno produce el monóxido de carbono, el vapor acuático y la radiación infrarroja. El monóxido de carbono no es estable por tanto finalmente se hace el dióxido de carbono y en hacer tan liberaciones aún más radiación infrarroja. El vapor acuático, trampas más infrarrojas que hace el dióxido de carbono.

El medio al Eoceno tardío marca no sólo el interruptor de calentarse a la refrigeración, sino también el cambio del dióxido de carbono de aumentar a la disminución. Al final de Grado óptimo Eoceno, el dióxido de carbono comenzó a disminuir debido a productividad del plankcon siliceous aumentada y entierro de carbón marítimo. A principios del Eoceno medio un acontecimiento que puede haber provocado o haber ayudado con el empate abajo del dióxido de carbono era el acontecimiento de Azolla alrededor hace 49 millones de años. Con el clima regular durante el Eoceno temprano, las temperaturas calientes en el Ártico tuvieron el crecimiento en cuenta de azolla, que es un helecho acuático flotante, en el Océano Ártico. Comparado con niveles del dióxido de carbono corrientes, estos azolla crecieron rápidamente en los niveles del dióxido de carbono realzados encontrados en el Eoceno temprano. Como estos azolla se hundieron en el Océano Ártico, se hicieron sepultados y secuestraron su carbón en el fondo del mar. Este acontecimiento podría haber llevado a un empate abajo del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. La asunción de las concentraciones del dióxido de carbono estaba en 900 ppmv antes del Acontecimiento Azolla que habrían dejado caer a 430 ppmv o 40 ppmv más que son hoy, después del Acontecimiento Azolla. Otro acontecimiento durante el Eoceno medio que era una inversión repentina y temporal de las condiciones refrescantes era el Grado óptimo Climático Eoceno Medio. Alrededor hace 41.5 millones de años, el análisis isotopic estable de muestras de sitios de perforación del Océano del sur indicó un acontecimiento calentador durante 600 mil años. Un fuerte aumento en el dióxido de carbono atmosférico se observó con un máximo de 4000 ppm: la cantidad más alta del dióxido de carbono atmosférico descubierta durante el Eoceno. La hipótesis principal para una transición tan radical era debido a la deriva de los continentes y la colisión del continente de India con el continente de Asia y la formación que resulta del Himalaya. Otra hipótesis implica fondo del mar extenso rifting y reacciones decarbonation metamórficas que sueltan cantidades considerables del dióxido de carbono a la atmósfera.

Al final de Grado óptimo Climático Eoceno Medio, la refrigeración y el dióxido de carbono drawdown siguieron a través del Eoceno tardío y en la transición Eocena-Oligocene hace aproximadamente 34 millones de años. Poderes múltiples, como isótopos de oxígeno y alkenones, indican que en la transición Eocena-Oligocene el atmosférico la concentración del dióxido de carbono había disminuido a aproximadamente 750-800 ppm, aproximadamente más que más del de niveles actuales.

Eoceno temprano y el problema del clima regular

Una de las peculiaridades del clima del Eoceno como mencionado antes era el clima regular y homogéneo que existió a los inicios del Eoceno. Los poderes múltiples apoyan la presencia de un clima regular más caliente que está presente durante este período de tiempo. Algunos de estos poderes incluyen la presencia del originario de fósiles climas calientes, como cocodrilos, localizados en las latitudes más altas, la presencia en las latitudes altas de la flora intolerante por la helada como palmeras que no pueden sobrevivir durante heladas sostenidas y fósiles de serpientes encontradas en la zona tropical que requeriría que temperaturas medias mucho más altas los sostengan. Usando poderes del isótopo para determinar las temperaturas del océano indican temperaturas de la superficie de mar en la zona tropical hasta 35 °C (95 °F) y temperaturas de agua del fondo que son 10 °C (18 °F) más alto que valores actuales. Con estas temperaturas de agua del fondo, temperaturas en áreas donde las formas de profundidades cerca de los polos son incapaces de ser mucho más chulas que las temperaturas de agua del fondo.

Una cuestión se levanta, sin embargo, tratando de modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos por poderes. La utilización todas las variedades diferentes del invernadero gasses esto ocurrieron durante el Eoceno temprano, modelos era incapaz de producir el recalentamiento que se encontró en los polos y seasonality reducido que ocurre con inviernos en los polos que son considerablemente más caliente. Los modelos, prediciendo exactamente la zona tropical, tienden a producir temperaturas considerablemente más chulas de hasta 20 °C (36 °F) debajo de la temperatura decidida actual en los polos. Este error se ha clasificado como el “problema del clima regular”. Para solucionar este problema, la solución implicaría encontrar un proceso calentando a los polos sin calentar la zona tropical. Algunas hipótesis y las pruebas en la tentativa de encontrar el proceso son abajo.

Lagos grandes

Debido a la naturaleza del agua a diferencia de la tierra, menos variabilidad de temperaturas estaría presente si un cuerpo de agua grande también está presente. En una tentativa de tratar de mitigar las temperaturas polares refrescantes, los lagos grandes se propusieron para mitigar cambios climáticos estacionales. Para reproducir este caso, un lago se insertó en Norteamérica y un modelo del clima se dirigió usando niveles del dióxido de carbono variados. Las carreras modelas concluyeron que mientras el lago realmente redujo el seasonality de la región mayor que sólo un aumento del dióxido de carbono, la adición de un lago grande era incapaz de reducir el seasonality a los niveles mostrados por los datos florales y faunal.

Transporte de calor del océano

El transporte de calor de la zona tropical a los polos, mucho como cómo funciones del transporte de calor del océano en tiempos modernos, se consideró una posibilidad para la temperatura aumentada y se redujo seasonality para los polos. Con las temperaturas de la superficie de mar aumentadas y la temperatura aumentada del agua del océano profunda durante el Eoceno temprano, una hipótesis común era que debido a estos aumentos habría un mayor transporte del calor de la zona tropical a los polos. Simulando estas diferencias, los modelos produjeron el calor inferior transportan debido a los declives de temperaturas inferiores y eran fracasados en la producción de un clima regular del transporte de calor sólo del océano.

Parámetros orbitales

Mientras típicamente visto como un control del crecimiento del hielo y seasonality, los parámetros orbitales se teorizaron como un control posible de temperaturas continentales y seasonality. Simulando el Eoceno usando un hielo el planeta libre, la excentricidad, la oblicuidad y la precesión se modificaron en carreras modelas diferentes para determinar todos los guiones diferentes posibles que podrían ocurrir y sus efectos en la temperatura. Un caso particular llevó a inviernos más calientes y verano más chulo en hasta el 30% en el continente norteamericano, y redujo la variación estacional de la temperatura en hasta el 75%. Mientras los parámetros orbitales no produjeron el recalentamiento en los polos, los parámetros realmente mostraron un gran efecto en seasonality y se tenían que considerar.

Nubes estratosféricas polares

Otro método considerado para producir las temperaturas polares calientes era nubes estratosféricas polares. Las nubes estratosféricas polares son nubes que ocurren en la estratosfera inferior a temperaturas muy bajas. Las nubes estratosféricas polares tienen un gran impacto a la radiación forzada. Debido a sus propiedades albedo mínimas y su grosor óptico, las nubes estratosféricas polares actúan similar a un gas invernadero y atrapa la radiación longwave sociable. Los tipos diferentes de nubes estratosféricas polares ocurren en la atmósfera: las nubes estratosféricas polares que se crean debido a interacciones con ácido nítrico o sulfúrico y agua (el Tipo I) o nubes estratosféricas polares que se crean con sólo el sorbete (el Tipo II).

El metano es un factor importante en la creación del Tipo II primario nubes estratosféricas polares que se crearon en el Eoceno temprano. Ya que el vapor acuático es la única sustancia de apoyo usada en el Tipo II nubes estratosféricas polares, la presencia del vapor acuático en la estratosfera inferior es necesaria donde en la mayor parte de situaciones la presencia del vapor acuático en la estratosfera inferior es rara. Cuando el metano se oxida, una cantidad significativa del vapor acuático se suelta. Otro requisito para nubes estratosféricas polares es temperaturas frías para asegurar la producción de la nube y la condensación. La producción de la nube estratosférica polar, ya que requiere las temperaturas frías, por lo general se limita con condiciones nocturnas y de invierno. Con esta combinación de condiciones más mojadas y más frías en la estratosfera inferior, las nubes estratosféricas polares se podrían haber formado sobre amplias áreas en regiones Polares.

Para probar los efectos de nubes estratosféricos polares en el clima Eoceno, los modelos se dirigieron comparando los efectos de nubes estratosféricas polares en los polos a un aumento del dióxido de carbono atmosférico. Las nubes estratosféricas polares tenían un efecto calentador en los polos, aumentando temperaturas por hasta 20 °C en los meses de invierno. Las reacciones múltiples también ocurrieron en los modelos debido a la presencia de las nubes estratosféricas polares. Cualquier crecimiento del hielo se redujo la marcha enormemente y llevaría a cualquier fundición del hielo presente. Sólo los polos se afectaron con el cambio de la temperatura y la zona tropical eran no afectados, que con un aumento del dióxido de carbono atmosférico también haría que la zona tropical aumente en la temperatura. Debido al recalentamiento de la troposfera del efecto invernadero aumentado de las nubes estratosféricas polares, la estratosfera refrescaría y aumentaría potencialmente la cantidad de nubes estratosféricas polares.

Mientras las nubes estratosféricas polares podrían explicar la reducción del ecuador al declive de temperatura del polo y las temperaturas aumentadas en los polos durante el Eoceno temprano, hay unos inconvenientes al mantenimiento de nubes estratosféricas polares durante un largo periodo del tiempo. Las carreras modelas separadas eran usadas para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. El metano se tendría que continuamente soltar y sostenerse para mantener el vapor acuático estratosférico inferior. El aumento de cantidades de hielo y núcleos de condensación sería la necesidad de ser alto para la nube estratosférica polar para sostenerse y finalmente ampliarse.

Hyperthermals a través del eoceno temprano

Durante el recalentamiento en el Eoceno Temprano entre hace 52 y 55 millones de años, había una serie de cambios a corto plazo de la composición del isótopo de carbón en el océano. Estos cambios del isótopo ocurrieron debido a la liberación de carbón del océano en la atmósfera que llevan a un aumento de temperaturas de 4-8 °C (7.2-14.4 °F) en la superficie del océano. Estos hyperthermals llevaron a perturbaciones aumentadas en planktonic y benthic foraminifera, con un precio más alto de la sedimentación como una consecuencia de las temperaturas más calientes. La investigación reciente y el análisis en estos hyperthermals en el Eoceno temprano han llevado a hipótesis que los hyperthermals están basados en parámetros orbitales, en excentricidad particular y oblicuidad. El hyperthermals en el Eoceno temprano, notablemente los PETM, Eocene Thermal Maximum 2 (ETM2), y Eocene Thermal Maximum 3 (ETM3), se analizaron y se encontraron que el control orbital puede haber tenido un papel de provocar el ETM2 y ETM3.

Invernadero a clima de la nevera

El Eoceno sólo no se conoce por contener el período más caliente durante Cenozoic, pero también marcó la decadencia en un clima de la nevera y la extensión rápida del casquete polar Antártico. La transición de un clima calentador en un clima refrescante comenzó en ~49 millones hace unos años. Los isótopos de carbón y oxígeno indicaron un cambio en un clima de refrigeración global. La causa de la refrigeración se ha atribuido a una disminución significativa de> 2000 ppm en concentraciones del dióxido de carbono atmosféricas. Una causa propuesta de la reducción del dióxido de carbono durante el recalentamiento a la transición refrescante era el acontecimiento de Azolla. El calor aumentado en los polos, la palangana Artica aislada durante el Eoceno temprano y las cantidades considerablemente altas del dióxido de carbono posiblemente llevó a flores de azolla en las flores árticas a través del Océano Ártico. El aislamiento del Océano Ártico llevó a aguas estancadas y ya que el azolla se hundió al fondo del mar, se hicieron la parte de los sedimentos y con eficacia secuestraron el carbón. La capacidad del azolla para secuestrar el carbón es excepcional, y el entierro realzado de azolla podría haber tenido un efecto significativo en el contenido de carbón atmosférico mundial y puede haber sido el acontecimiento para comenzar la transición en un clima de la casa del hielo. Enfriándose después de que este acontecimiento siguió debido a la disminución continua en el dióxido de carbono atmosférico de la productividad orgánica y aguantando del edificio de la montaña.

La refrigeración global siguió hasta que hubiera una inversión principal de enfriarse al recalentamiento indicado en el Océano del sur alrededor hace 42-41 millones de años. El análisis del isótopo de oxígeno mostró un cambio negativo grande de la proporción de isótopos de oxígeno más pesados a isótopos de oxígeno más ligeros, que indica un aumento de temperaturas globales. Este acontecimiento de recalentamiento se conoce como el Grado óptimo Climático Eoceno Medio. Se considera que la causa del recalentamiento es principalmente debido a aumentos del dióxido de carbono, ya que las firmas del isótopo de carbón excluyen la liberación del metano principal durante este recalentamiento a corto plazo. Se considera que el aumento del dióxido de carbono atmosférico es debido a precios de extensión del fondo del mar aumentados entre Australia y Antártida y las cantidades aumentadas del volcanism en la región. Otro aumento del dióxido de carbono atmosférico posible podría ser durante un aumento repentino con la liberación metamórfica durante orogeny himalayo, sin embargo los datos del cronometraje exacto de la liberación metamórfica del dióxido de carbono atmosférico bien no se resuelven en los datos. Los estudios recientes han mencionado, sin embargo, que el retiro del océano entre Asia e India podría soltar cantidades significativas del dióxido de carbono. Este recalentamiento es efímero, ya que benthic archivos del isótopo de oxígeno indican una vuelta a la refrigeración en ~40 millones hace unos años.

La refrigeración siguió durante el resto del Eoceno tardío en la transición Eocena-Oligocene. Durante el período refrescante, benthic isótopos de oxígeno muestran la posibilidad de creación del hielo y aumento del hielo durante esta refrigeración posterior. El final del Eoceno y el principio de Oligocene se marca con la extensión masiva del área del casquete polar Antártico que era un paso principal en el clima de la nevera. Junto con la disminución del dióxido de carbono atmosférico que reduce la temperatura global, los factores orbitales en la creación del hielo se pueden ver con fluctuaciones de 100,000 años y de 400,000 años en archivos del isótopo de oxígeno benthic. Otra contribución considerable a la extensión del casquete polar era la creación de la corriente circumpolar Antártica. La creación de la corriente circumpolar Antártica aislaría el agua fría alrededor de la Región antárctica, que reduciría el transporte de calor a la Región antárctica junto con crean el océano gyres que causan el upwelling de aguas del fondo más frías. La cuestión con esta hipótesis de la consideración de este que es un factor para la transición Eocena-Oligocene es el cronometraje de la creación de la circulación es incierto. Para el Paso del Pato, los sedimentos indican que la apertura ocurrió ~41 millones hace unos años mientras la tectónica indica que esto ocurrió ~32 millones hace unos años.

Palaeogeography

Durante el Eoceno, los continentes siguieron yendo a la deriva hacia sus posiciones actuales.

A principios del período, Australia y Antártida permanecieron corrientes ecuatoriales relacionadas, y calientes mezcladas con aguas Antárticas más frías, distribuyendo el calor alrededor del planeta y guardando temperaturas globales alto, pero cuando Australia partió del continente del sur a aproximadamente 45 mamá, las corrientes ecuatoriales calientes se derrotaron lejos de Antártida. Un canal de agua fría aislado se desarrolló entre los dos continentes. La región Antártica se enfrió, y el océano que rodea Antártida comenzó a congelarse, enviando agua fría y témpanos de hielo al norte, reforzando la refrigeración.

El supercontinente del norte de Laurasia comenzó a romperse, ya que Europa, Groenlandia y Norteamérica se distanciaron.

En Norteamérica occidental, el edificio de la montaña comenzó en el Eoceno y lagos enormes formados en las palanganas llanas altas entre elevaciones, causando la deposición de la Formación del Río Green lagerstätte.

En aproximadamente 35 mamá, un impacto del asteroide a la costa del Este de Norteamérica formó el cráter de impacto de la Bahía de Chesapeake.

En Europa, el Mar Tethys finalmente desapareció, mientras la elevación de los Alpes aisló su remanente final, el Mediterráneo, y creó otro mar playo con archipiélagos de la isla al norte. Aunque el Atlántico del Norte se abriera, una conexión de la tierra parece haber permanecido entre Norteamérica y Europa ya que la fauna de las dos regiones es muy similar.

India siguió su viaje lejos de África y comenzó su colisión con Asia, doblando el Himalaya en la existencia.

Se supone que el mundo del invernadero Eoceno fue causado por el calentamiento global fugitivo del metano soltado clathrates profundamente en los océanos. Los clathrates se sepultaron bajo el barro que se interrumpió como los océanos calentados. El metano (CH) tiene diez a veinte veces el efecto de gas invernadero del dióxido de carbono (CO).

Flora

A principios del Eoceno, las altas temperaturas y los océanos calientes crearon un ambiente húmedo, suave, con bosques que se extienden en todas partes de la Tierra del polo al polo. Aparte de los desiertos más secos, la Tierra debe haber sido completamente cubierta en bosques.

Los bosques polares eran completamente extensos. Los fósiles y hasta los restos conservados de árboles como ciprés del pantano y secoya del alba del Eoceno se han encontrado a la Isla de Ellesmere en el Artico. El conservado permanece no son fósiles, pero piezas actuales conservadas en el agua pobre por el oxígeno en los bosques pantanosos del tiempo y luego sepultadas antes de que tuvieran la posibilidad de descomponerse. Incluso entonces, la Isla de Ellesmere era sólo unos títulos de la latitud sur adicional que es hoy. Los fósiles de árboles subtropicales y hasta tropicales y plantas del Eoceno también se han encontrado en Groenlandia y Alaska. Las selvas tropicales tropicales cultivaron el norte tan lejano como Norteamérica del norte y Europa.

Las palmeras cultivaban el norte tan lejano como Alaska y Europa del norte durante el Eoceno temprano, aunque se hicieran menos abundantes como el clima refrescado. Las secoyas del alba eran mucho más extensas también.

La refrigeración comenzó mediados de período, y hacia el final de los interiores continentales Eocenos había comenzado a desecarse, con bosques que merman bastante en algunas áreas. Las hierbas recién desarrolladas todavía se encajonaban a orillas del río y orillas del lago, y todavía no se habían ampliado en llanuras y sabanas.

La refrigeración también trajo cambios estacionales. Los árboles de hoja caduca, mejor capaces de enfrentarse con cambios de temperaturas grandes, comenzaron a alcanzar especies tropicales de hoja perenne. Hacia el final del período, los bosques de hoja caduca cubrieron partes grandes de los continentes del norte, incluso Norteamérica, Eurasia y el Artico y selvas tropicales agarradas sólo en Sudamérica ecuatorial, África, India y Australia.

Antártida, que comenzó el Eoceno fringed con un templado caliente a la selva tropical subtropical, se hizo mucho más fría mientras que el período progresó; la flora tropical que ama el calor se borró, y hacia el principio de Oligocene, el continente recibió bosques de hoja caduca y extensiones enormes de la tundra.

Fauna

Los fósiles conocidos más viejos de la mayor parte de los pedidos del mamífero modernos aparecen dentro de un breve período durante el Eoceno temprano. A principios del Eoceno, varios nuevos grupos del mamífero llegaron a Norteamérica. Estos mamíferos modernos, como artiodactyls, perissodactyls y primates, tenían rasgos como piernas largas, delgadas, pies y manos capaces del agarro, así como diferenciaron dientes adaptados a la masticación. Las formas enanas reinaron. Todos los miembros de los nuevos pedidos del mamífero eran pequeños, menos de 10 kilogramos; basado en comparaciones de la talla del diente, los mamíferos Eocenos eran sólo el 60% de la talla de los mamíferos de Palaeocene primitivos que precedieron a ellos. También eran más pequeños que los mamíferos que los siguieron. Se supone que las temperaturas Eocenas calientes favorecieron animales más pequeños que eran mejores capaz de manejar el calor.

Ambos grupos de ungulados modernos (animales ungulados) se hicieron frecuentes debido a una radiación principal entre Europa y Norteamérica, junto con ungulados carnívoros como Mesonyx. Las formas tempranas de muchos otros pedidos mamíferos modernos aparecieron, incluso murciélagos, proboscidians (elefantes), primates, roedores y marsupials. Las formas primitivas más viejas de mamíferos disminuyeron en variedad e importancia. El fósil de la fauna de la tierra Eoceno importante permanece se han encontrado en Norteamérica occidental, Europa, Patagonia, Egipto y Asia Sudoriental. La fauna marítima mejor se conoce de Asia del Sur y los Estados Unidos del sudeste.

Los fósiles del reptil a partir de este tiempo, como fósiles de pitones y tortugas, son abundantes. Los restos de una serpiente gigantesca de la longitud de un autobús escolar se han descubierto recientemente. Durante el Eoceno, las plantas y la fauna marítima se hicieron completamente modernas. Mucha ave moderna pide primero apareció en el Eoceno.

Varia fauna del insecto del fósil rica se conoce del Eoceno, notablemente el ámbar Báltico encontrado principalmente a lo largo de la costa del sur del Mar Báltico, ámbar de la Palangana Parisiense, Francia y las Margas Bembridge de la isla de Wight, Inglaterra. Los insectos encontrados en depósitos Eocenos son generalmente asignables a géneros modernos, aunque con frecuencia estos géneros no ocurran en el área actualmente. Por ejemplo Plecia del género bibionid es común en la fauna del fósil de áreas actualmente templadas, pero sólo vive en la zona tropical y región subtropical hoy.

Océanos

Los océanos Eocenos eran calientes y abundaban en el pescado y otra vida de mar. Los primeros tiburones de Carcharinid aparecieron, como hizo mamíferos marítimos tempranos, incluso Basilosaurus, una especie temprana de la ballena que se piensa bajarse de animales de la tierra que existieron antes en el Eoceno, los depredadores ungulados llamaron mesonychids, del cual Mesonyx era un miembro. Primer sirenians, los parientes de los elefantes, también apareció en este tiempo.

Extinción eocena-Oligocene

El final del Eoceno fue marcado por el acontecimiento de la extinción Eoceno-Oligocene, también conocido como Grande Coupure.

Véase también

Notas

  • Ogg, Jim; junio de 2004, Descripción de Secciones de Stratotype Divisorias Globales y Puntos (el GSSP'S) http://www.stratigraphy.org/gssp.htm Tenido acceso el 30 de abril de 2006.
  • Stanley, Steven M Earth System History. Nueva York: W.H. Freeman y Compañía, 1999. ISBN 0-7167-2882-6

Enlaces externos

http://www.britannica.com/EBchecked/topic/189322/Eocene-Epoch
Poesía épica / Eindhoven
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