eocen - Eocene

eocen
56,0 – 33,9 mln zł
Iprezyjska Ziemia 50 mya.jpg
Mapa Ziemi 50 milionów lat
Chronologia
Etymologia
Formalność imienia i nazwiska Formalny
Informacje o użytkowaniu
Ciało niebieskie Ziemia
Zastosowanie regionalne Globalny ( ICS )
Użyte skale czasu Skala czasu ICS
Definicja
Jednostka chronologiczna Epoka
Jednostka stratygraficzna Seria
Formalność przedziału czasowego Formalny
Definicja dolnej granicy Silna anomalia ujemna w wartościach δ 13 C w PETM
Dolna granica GSSP Sekcja Dababiya, Luksor , Egipt 25.5000°N 32.5311°E
25°30′00″N 32°31′52″E /  / 25.5000; 32,5311
GSSP ratyfikowany 2003
Definicja górnej granicy LAD z planktonowych otwornic Hantkenina i Cribrohantkenina
Górna granica GSSP Sekcja kamieniołomów Massignano, Massignano , Ankona , Włochy 43.5328°N 13.6011°E
43°31′58″N 13°36′04″E /  / 43,5328; 13.6011
GSSP ratyfikowany 1992

Eocenu ( / ı . Ə ˌ s ı n , ı . - / EE -ə-widać, EE -oh- ) Epoki jest geologicznych epoka trwająca od około 56 do 33,9 milionów lat temu (milionów lat temu). Jest to druga epoka paleogenu Okresu we współczesnym kenozoicznej Ery . Nazwa eocen pochodzi od starożytnego greckiego ἠώς ( ēṓs , „ świt ”) i καινός ( kainós , „nowy”) i odnosi się do „świtu” współczesnej („nowej”) fauny, która pojawiła się w tej epoce.

Eocen obejmuje okres od końca epoki paleocenu do początku epoki oligocenu . Początek eocenu charakteryzuje się krótkim okresem, w którym koncentracja izotopu węgla 13 C w atmosferze była wyjątkowo niska w porównaniu z bardziej powszechnym izotopem 12 C . Koniec jest ustawiony na wielkie wydarzenie wymierania zwanego Grande Coupure ("Wielkie Przełamanie" w ciągłości) lub wymieranie w eocenie i oligocenie , które może być związane z uderzeniem jednego lub więcej dużych bolidów na Syberię i w tym, co jest teraz Zatoka Chesapeake . Podobnie jak w przypadku innych okresów geologicznych , warstwy określające początek i koniec epoki są dobrze zidentyfikowane, choć ich dokładne daty są nieco niepewne.

Etymologia

Termin „eocen” wywodzi się ze starożytnego greckiego eo — eos ἠώς oznaczające „świt” i — cene kainos καινός oznaczające „nowe” lub „niedawne”, ponieważ epoka ujrzała świt niedawnego lub współczesnego życia.

Szkocki geolog Charles Lyella (ignorując czwartorzędowy) podzielił trzeciorzędowej Epoch w eocenie, miocenu , pliocenu i New plioceńskich ( holoceńskich ) Okresy w 1833 roku brytyjski geolog John Phillips zaproponował kenozoicznych w 1840 roku w miejscu, trzeciorzędu i austriackie paleontolog Moritz Hörnes wprowadził paleogen dla eocenu i neogen dla miocenu i pliocenu w 1853 roku. Po dziesięcioleciach niekonsekwentnego stosowania, nowo utworzona Międzynarodowa Komisja Stratygrafii (ICS), w 1969 roku, ujednoliciła stratygrafię w oparciu o dominujące w Europie opinie: epoka kenozoiczna podzieliła się na podepoki trzeciorzędu i czwartorzędu, a trzeciorzęd podzieliła się na okresy paleogenu i neogenu. W 1978 r. paleogen został oficjalnie zdefiniowany jako epoki paleocenu, eocenu i oligocenu; a neogen jako epoki miocenu i pliocenu. W 1989 r. trzeciorzęd i czwartorzęd zostały usunięte ze skali czasowej ze względu na arbitralny charakter ich granic, ale czwartorzęd został przywrócony w 2009 r., co może prowadzić do przywrócenia trzeciorzędu w przyszłości.

Geologia

Granic

Początek eocenu wyznacza paleoceńsko-eoceński maksimum termiczny , krótki okres intensywnego ocieplenia i zakwaszenia oceanów, spowodowany masowym uwalnianiem węgla do atmosfery i systemów oceanicznych, co doprowadziło do masowego wyginięcia 30–50 lat. % otwornic bentosowych – jednokomórkowych gatunków wykorzystywanych jako bioindykatory stanu ekosystemu morskiego – jednego z największych w kenozoiku. Wydarzenie to miało miejsce około 55,8 miliona lat temu i było jednym z najważniejszych okresów globalnych zmian w kenozoiku.

Koniec eocenu upłynął pod znakiem wymierania eocenu i oligocenu , znanego również jako Grande Coupure .

Stratygrafia

Eocen umownie dzieli się na wczesny (56–47,8 mln lat temu), środkowy (47,8–38 m) i późny (38–33,9 m). Odpowiednie skały są określane jako dolny, środkowy i górny eocen. Iprezu etap stanowi dolny, z priabon etap górną; a etapy luteckie i bartońskie są zjednoczone jako środkowy eocen.

Paleogeografia i tektonika

Podczas eocenu kontynenty nadal dryfowały w kierunku swoich obecnych pozycji.

Na początku tego okresu Australia i Antarktyda pozostały połączone, a ciepłe prądy równikowe mogły zmieszać się z chłodniejszymi wodami Antarktydy, rozprowadzając ciepło po całej planecie i utrzymując wysokie temperatury na świecie. Kiedy Australia oddzieliła się od kontynentu południowego około 45 milionów lat temu, ciepłe prądy równikowe zostały wyprowadzone z Antarktydy. Między dwoma kontynentami rozwinął się odizolowany kanał zimnej wody. Jednak wyniki modelowania kwestionują model izolacji termicznej dla chłodzenia późnego eocenu, a zmniejszenie poziomu dwutlenku węgla w atmosferze mogło być ważniejsze. Gdy region Antarktydy zaczął się ochładzać, ocean otaczający Antarktydę zaczął zamarzać, wysyłając zimną wodę i kry na północ i wzmacniając chłodzenie.

Północna superkontynent z Laurazji zaczęła się rozpadać, jak Europa , Grenlandia i Ameryka Północna rozeszły.

W zachodniej Ameryce Północnej orogeneza laramidowa zakończyła się w eocenie, a kompresję zastąpiono rozszerzeniem skorupy ziemskiej, która ostatecznie dała początek Prowincji Basenu i Zakresu . W wysokich, płaskich basenach wśród wypiętrzeń utworzyły się ogromne jeziora, co spowodowało osadzanie się lagerstätte formacji rzeki Green .

Około 35 milionów lat temu uderzenie asteroidy we wschodnie wybrzeże Ameryki Północnej utworzyło krater uderzeniowy w zatoce Chesapeake .

W Europie Morze Tetydy ostatecznie zniknęło, a wypiętrzenie Alp odizolowało jego ostatnią pozostałość, Morze Śródziemne , i stworzyło kolejne płytkie morze z archipelagami wysp na północy. Chociaż otwierał się Północny Atlantyk , wydaje się, że połączenie lądowe między Ameryką Północną a Europą pozostało, ponieważ fauny obu regionów są bardzo podobne.

Indie rozpoczęły kolizję z Azją , składając się, by zapoczątkować formowanie się Himalajów .

Klimat

Epoka eocenu obejmowała wiele różnych warunków klimatycznych, od najcieplejszego klimatu w erze kenozoicznej po klimat lodowni. Ewolucja klimatu eocenu rozpoczęła się wraz z ociepleniem po zakończeniu paleoceńsko-eoceńskiego maksimum termicznego (PETM) 56 milionów lat temu do maksimum w eocenie Optimum około 49 milionów lat temu. W tym czasie na Ziemi było niewiele lodu lub nie było go wcale, z mniejszą różnicą temperatur od równika do biegunów . Po maksimum nastąpiło zejście do klimatu lodowni od eocenu optymalnego do przejścia eocen-oligocen 34 miliony lat temu. Podczas tego spadku lód zaczął ponownie pojawiać się na biegunach, a przejście eocen-oligocen to okres, w którym pokrywa lodowa Antarktyki zaczęła gwałtownie się rozszerzać.

Ewolucja gazów cieplarnianych w atmosferze

Gazy cieplarniane, w szczególności dwutlenek węgla i metan , odegrały znaczącą rolę w eocenie w kontrolowaniu temperatury powierzchni. Koniec PETM spotkał się z bardzo dużą sekwestracją dwutlenku węgla w postaci klatratu metanu , węgla i ropy naftowej na dnie Oceanu Arktycznego , co zredukowało atmosferyczny dwutlenek węgla. Zdarzenie to było podobne pod względem wielkości do masowego uwalniania gazów cieplarnianych na początku PETM i przypuszcza się, że sekwestracja była głównie spowodowana zakopaniem węgla organicznego i wietrzeniem krzemianów. We wczesnym eocenie toczy się wiele dyskusji na temat ilości dwutlenku węgla w atmosferze. Wynika to z licznych proxy reprezentujących różną zawartość dwutlenku węgla w atmosferze. Na przykład różne przybliżenia geochemiczne i paleontologiczne wskazują, że przy maksimum globalnego ciepła wartości dwutlenku węgla w atmosferze wynosiły 700–900 ppm, podczas gdy inne przybliżenia, takie jak węglan pedogeniczny (budujący glebę) i izotopy boru morskiego, wskazują na duże zmiany dwutlenku węgla o ponad 2000 ppm w okresach krótszych niż 1 milion lat. Źródła tego dużego napływu dwutlenku węgla można przypisać odgazowaniu wulkanicznemu z powodu ryftowania na Północnym Atlantyku lub utleniania metanu zmagazynowanego w dużych zbiornikach osadzonych w wyniku zdarzenia PETM na dnie morskim lub w środowiskach podmokłych. Dla kontrastu, dzisiaj poziom dwutlenku węgla wynosi 400 ppm lub 0,04%.

Mniej więcej na początku epoki eocenu (55,8-33,9 mln lat temu) ilość tlenu w atmosferze ziemskiej mniej więcej podwoiła się.

We wczesnym eocenie metan był kolejnym gazem cieplarnianym, który miał drastyczny wpływ na klimat. W porównaniu z dwutlenkiem węgla, metan ma znacznie większy wpływ na temperaturę, ponieważ metan jest około 34 razy bardziej efektywny na cząsteczkę niż dwutlenek węgla w skali 100 lat (ma wyższy potencjał globalnego ocieplenia ). Większość metanu uwolnionego do atmosfery w tym okresie pochodziłaby z terenów podmokłych, bagien i lasów. Atmosferycznego metanu stężenie dzisiaj jest 0.000179% lub 1,79 ppm obj . W wyniku cieplejszego klimatu i wzrostu poziomu morza związanego z wczesnym eocenem, więcej terenów podmokłych, więcej lasów i więcej złóż węgla byłoby dostępnych do uwolnienia metanu. Jeśli porównamy produkcję metanu we wczesnym eocenie z obecnymi poziomami metanu atmosferycznego, to we wczesnym eocenie wyprodukowano trzykrotnie więcej metanu. Wysokie temperatury we wczesnym eocenie mogły zwiększyć tempo produkcji metanu, a metan uwalniany do atmosfery ogrzewałby z kolei troposferę, ochładzał stratosferę i wytwarzał parę wodną i dwutlenek węgla poprzez utlenianie. Biogeniczna produkcja metanu wytwarza wraz z metanem dwutlenek węgla i parę wodną oraz promieniowanie podczerwone. Rozkład metanu w atmosferze zawierającej tlen wytwarza tlenek węgla, parę wodną i promieniowanie podczerwone. Tlenek węgla nie jest stabilny, więc w końcu staje się dwutlenkiem węgla, a przez to uwalnia jeszcze więcej promieniowania podczerwonego. Para wodna zatrzymuje więcej podczerwieni niż dwutlenek węgla.

Środkowy i późny eocen oznacza nie tylko przejście od ocieplenia do chłodzenia, ale także zmianę dwutlenku węgla ze wzrostu na spadek. Pod koniec eocenu Optimum poziom dwutlenku węgla zaczął spadać z powodu zwiększonej produktywności planktonu krzemowego i zakopywania węgla w morzu. Na początku środkowego eocenu wydarzeniem, które mogło wywołać lub pomóc w zmniejszaniu się dwutlenku węgla, było zdarzenie Azolla około 49 milionów lat temu. Przy wyrównanym klimacie we wczesnym eocenie, ciepłe temperatury w Arktyce umożliwiły wzrost azolli , która jest pływającą paprocią wodną, ​​na Oceanie Arktycznym . W porównaniu z obecnymi poziomami dwutlenku węgla, te azolla gwałtownie rosły w podwyższonych poziomach dwutlenku węgla we wczesnym eocenie. Gdy te azolla zatonęły w Oceanie Arktycznym, zostały zakopane i sekwestrowały swój węgiel na dnie morskim. To wydarzenie mogło doprowadzić do spadku atmosferycznego dwutlenku węgla do 470 ppm. Zakładając, że stężenia dwutlenku węgla były na poziomie 900 ppmv przed wydarzeniem Azolla, spadłyby do 430 ppmv, czyli o 30 ppmv więcej niż dzisiaj, po wydarzeniu Azolla. Innym wydarzeniem środkowego eocenu, które było nagłym i przejściowym odwróceniem warunków chłodzenia, był optymalny klimat w środkowym eocenie . Około 41,5 miliona lat temu stabilna analiza izotopowa próbek z odwiertów na Oceanie Południowym wykazała ocieplenie trwające 600 000 lat. Zaobserwowano gwałtowny wzrost atmosferycznego dwutlenku węgla do maksymalnie 4000 ppm: najwyższa ilość atmosferycznego dwutlenku węgla wykryta podczas eocenu. Główną hipotezą tak radykalnego przejścia był dryf kontynentalny i zderzenie kontynentu indyjskiego z kontynentem azjatyckim i wynikające z tego powstanie Himalajów . Inna hipoteza dotyczy rozległych pęknięć dna morskiego i metamorficznych reakcji dekarbonizacji, uwalniających do atmosfery znaczne ilości dwutlenku węgla.

Pod koniec środkowego eocenu Climatic Optimum, ochładzanie i zmniejszanie się dwutlenku węgla trwało przez późny eocen aż do przejścia z eocenu do oligocenu około 34 milionów lat temu. Wiele danych pośredniczących, takich jak izotopy tlenu i alkenony , wskazuje, że na przejściu z eocenu do oligocenu stężenie dwutlenku węgla w atmosferze spadło do około 750-800 ppm, około dwukrotnie więcej niż obecnie .

Wczesny eocen i problem równowagi klimatycznej

Jedną z unikalnych cech klimatu eocenu, jak wspomniano wcześniej, był wyrównany i jednorodny klimat, który istniał we wczesnych częściach eocenu. Mnogość proxy przemawia za obecnością cieplejszego, zrównoważonego klimatu w tym okresie. Niektóre z tych wskaźników obejmują obecność skamieniałości pochodzących z ciepłego klimatu, takich jak krokodyle , znajdujące się w wyższych szerokościach geograficznych, obecność na wysokich szerokościach geograficznych flory nietolerującej mrozu, takiej jak palmy, które nie mogą przetrwać podczas długotrwałych mrozów, oraz skamieniałości węże znalezione w tropikach, które wymagałyby znacznie wyższych średnich temperatur, aby je utrzymać. Korzystanie z proxy izotopów do określenia temperatury oceanu wskazuje temperatury powierzchni morza w tropikach tak wysokie, jak 35 ° C (95 ° F) i, w stosunku do wartości dzisiejszych, temperatury wód dennych, które są o 10 ° C (18 ° F) wyższe. Przy takich temperaturach wód dennych temperatury w obszarach, w których w pobliżu biegunów tworzy się głęboka woda, nie mogą być znacznie niższe niż temperatury wód dennych.

Problem pojawia się jednak przy próbie modelowania eocenu i odtworzenia wyników znalezionych w danych proxy . Wykorzystując wszystkie różne zakresy gazów cieplarnianych, które wystąpiły we wczesnym eocenie, modele nie były w stanie wytworzyć ocieplenia zaobserwowanego na biegunach i zmniejszonej sezonowości, która występuje, gdy zimy na biegunach są znacznie cieplejsze. Modele, dokładnie przewidując tropiki, mają tendencję do wytwarzania znacznie niższych temperatur, nawet o 20°C (36°F) niższych niż rzeczywista temperatura określona na biegunach. Ten błąd został sklasyfikowany jako „problem wyrównywania klimatu”. Aby rozwiązać ten problem, rozwiązanie polegałoby na znalezieniu procesu ogrzewania biegunów bez ocieplania tropików. Poniżej wymieniono niektóre hipotezy i testy, które próbują znaleźć ten proces.

Duże jeziora

Ze względu na charakter wody w przeciwieństwie do lądu, mniejsza zmienność temperatury byłaby obecna, gdyby występował również duży zbiornik wodny. Próbując złagodzić ochładzające się temperatury polarne, zaproponowano duże jeziora w celu złagodzenia sezonowych zmian klimatu. Aby odtworzyć ten przypadek, w Ameryce Północnej umieszczono jezioro i uruchomiono model klimatyczny przy użyciu różnych poziomów dwutlenku węgla. Przebiegi modelowe wykazały, że chociaż jezioro zmniejszyło sezonowość regionu bardziej niż tylko wzrost dwutlenku węgla, dodanie dużego jeziora nie było w stanie zredukować sezonowości do poziomów wykazanych przez dane florystyczne i zwierzęce.

Transport ciepła przez ocean

Transport ciepła z tropików do biegunów, podobnie jak współcześnie funkcjonuje transport ciepła oceanicznego, uznano za możliwość podwyższenia temperatury i zmniejszenia sezonowości biegunów. Wraz ze wzrostem temperatury powierzchni morza i podwyższonej temperatury wód głębinowych we wczesnym eocenie, jedna powszechna hipoteza była taka, że ​​z powodu tych wzrostów nastąpi większy transport ciepła z tropików do biegunów. Symulując te różnice, modele wytworzyły mniejszy transport ciepła ze względu na niższe gradienty temperatury i nie dały rady wytworzyć wyrównanego klimatu tylko z transportu ciepła przez ocean.

Parametry orbitalne

Chociaż zwykle postrzega się je jako kontrolę wzrostu lodu i sezonowości, parametry orbitalne teoretycznie uważano za możliwą kontrolę nad temperaturami kontynentów i sezonowością. Symulacja eocenu przy użyciu planety wolnej od lodu, ekscentryczność , nachylenie i precesja zostały zmodyfikowane w różnych seriach modelowych, aby określić wszystkie możliwe różne scenariusze, które mogą wystąpić i ich wpływ na temperaturę. Jeden szczególny przypadek doprowadził do cieplejszych zim i chłodniejszego lata nawet o 30% na kontynencie północnoamerykańskim i zmniejszył sezonowe wahania temperatury nawet o 75%. Chociaż parametry orbitalne nie spowodowały ocieplenia na biegunach, parametry te wykazywały duży wpływ na sezonowość i należało je wziąć pod uwagę.

Polarne chmury stratosferyczne

Inną rozważaną metodą wytwarzania ciepłych temperatur polarnych były polarne chmury stratosferyczne . Polarne chmury stratosferyczne to chmury, które występują w niższej stratosferze w bardzo niskich temperaturach. Polarne chmury stratosferyczne mają ogromny wpływ na wymuszanie radiacyjne. Ze względu na swoje minimalne właściwości albedo i grubość optyczną, polarne chmury stratosferyczne działają podobnie do gazów cieplarnianych i zatrzymują wychodzące promieniowanie długofalowe. W atmosferze występują różne typy polarnych chmur stratosferycznych: polarne chmury stratosferyczne, które powstają w wyniku interakcji z kwasem azotowym lub siarkowym i wodą (Typ I) lub polarne chmury stratosferyczne, które powstają wyłącznie z lodu wodnego (Typ II).

Metan jest ważnym czynnikiem w tworzeniu pierwotnych polarnych chmur stratosferycznych typu II, które powstały we wczesnym eocenie. Ponieważ para wodna jest jedyną substancją wspomagającą stosowaną w polarnych chmurach stratosferycznych typu II, obecność pary wodnej w dolnej stratosferze jest konieczna tam, gdzie w większości sytuacji obecność pary wodnej w dolnej stratosferze jest rzadka. Podczas utleniania metanu uwalniana jest znaczna ilość pary wodnej. Kolejnym wymogiem dla polarnych chmur stratosferycznych są niskie temperatury zapewniające kondensację i wytwarzanie chmur. Produkcja chmur polarnych w stratosferze, ponieważ wymaga niskich temperatur, jest zwykle ograniczona do warunków nocnych i zimowych. Dzięki tej kombinacji wilgotniejszych i zimniejszych warunków w dolnej stratosferze polarne obłoki stratosferyczne mogły powstać na rozległych obszarach w regionach polarnych.

Aby przetestować wpływ polarnych chmur stratosferycznych na klimat eocenu, uruchomiono modele porównujące wpływ polarnych chmur stratosferycznych na biegunach ze wzrostem atmosferycznego dwutlenku węgla. Polarne chmury stratosferyczne ocieplały bieguny, podnosząc temperatury nawet o 20°C w miesiącach zimowych. W modelach wystąpiło również wiele sprzężeń zwrotnych z powodu obecności polarnych chmur stratosferycznych. Jakikolwiek wzrost lodu był ogromnie spowolniony i mógł prowadzić do jakiegokolwiek obecnego topnienia lodu. Tylko bieguny zostały dotknięte zmianą temperatury, a tropiki pozostały niezmienione, co wraz ze wzrostem atmosferycznego dwutlenku węgla spowodowałoby również wzrost temperatury w tropikach. Ze względu na ocieplenie troposfery w wyniku zwiększonego efektu cieplarnianego polarnych chmur stratosferycznych, stratosfera ochłodziłaby się i potencjalnie zwiększyłaby ilość polarnych chmur stratosferycznych.

Podczas gdy polarne obłoki stratosferyczne mogą wyjaśniać zmniejszenie gradientu temperatury od równika do bieguna i wzrost temperatury na biegunach we wczesnym eocenie, istnieje kilka wad w utrzymywaniu polarnych chmur stratosferycznych przez dłuższy czas. Do określenia trwałości polarnych chmur stratosferycznych wykorzystano oddzielne przebiegi modelowe. Ustalono, że aby utrzymać niższą stratosferyczną parę wodną, ​​metan musiałby być stale uwalniany i utrzymywany. Ponadto ilość jąder lodu i kondensacji musiałaby być wysoka, aby polarny obłok stratosferyczny mógł się utrzymać i ostatecznie rozszerzyć.

Hipertermia we wczesnym eocenie

Podczas ocieplenia we wczesnym eocenie, między 52 a 55 milionami lat temu, nastąpiła seria krótkoterminowych zmian składu izotopów węgla w oceanie. Te zmiany izotopowe nastąpiły z powodu uwolnienia węgla z oceanu do atmosfery, co doprowadziło do wzrostu temperatury na powierzchni oceanu o 4–8 °C (7,2–14,4 °F). Te hyperthermals doprowadziły do wzrostu zaburzeń fitoplanktonu i w dennej otwornic , z większą szybkością sedymentacji, co w konsekwencji wyższych temperaturach. Niedawna analiza i badania nad tymi hipertermalami we wczesnym eocenie doprowadziły do ​​hipotez, że hipertermie są oparte na parametrach orbitalnych, w szczególności ekscentryczności i nachyleniu. Przeanalizowano hipertermie we wczesnym eocenie, zwłaszcza paleoceński-eoceński maksimum termiczny (PETM), eoceński maksimum termiczny 2 (ETM2) i eoceński maksimum termiczny 3 (ETM3), i stwierdzono, że kontrola orbity mogła odgrywać rolę w wyzwalanie ETM2 i ETM3.

Klimat od szklarni do lodowni

Eocen jest znany nie tylko z najcieplejszego okresu w kenozoiku, ale także oznaczał schyłek klimatu lodowcowego i szybką ekspansję pokrywy lodowej Antarktyki . Przejście z klimatu ocieplającego do chłodnego rozpoczęło się około 49 milionów lat temu. Izotopy węgla i tlenu wskazują na przejście do globalnego ochłodzenia klimatu. Przyczyną ochłodzenia jest znaczny spadek o >2000 ppm stężenia dwutlenku węgla w atmosferze. Jedną z proponowanych przyczyn redukcji dwutlenku węgla podczas przejścia z ocieplenia do chłodzenia było zdarzenie azolli . Zwiększone ciepło na biegunach, w odizolowanym basenie arktycznym we wczesnym eocenie oraz znaczne ilości dwutlenku węgla prawdopodobnie doprowadziły do zakwitów azolli w Oceanie Arktycznym. Izolacja Oceanu Arktycznego doprowadziła do zastoju wód, a gdy azolla opadła na dno morskie, stała się częścią osadów i skutecznie sekwestrowała węgiel. Zdolność azolli do sekwestracji węgla jest wyjątkowa, a wzmożone zakopywanie azolli mogło mieć znaczący wpływ na zawartość węgla w atmosferze na świecie i mogło być wydarzeniem, które zapoczątkowało przejście do klimatu lodowni. Chłodzenie po tym wydarzeniu było kontynuowane z powodu ciągłego spadku atmosferycznego dwutlenku węgla z produktów organicznych i wietrzenia z budynków górskich .

Globalne ochłodzenie trwało do momentu, w którym na Oceanie Południowym nastąpiło znaczące odwrócenie od ochłodzenia do ocieplenia około 42-41 milionów lat temu. Analiza izotopów tlenu wykazała dużą ujemną zmianę proporcji cięższych izotopów tlenu do lżejszych izotopów tlenu, co wskazuje na wzrost globalnych temperatur. To ocieplenie znane jest jako optymalny klimat w środkowym eocenie. Uważa się, że ocieplenie jest spowodowane głównie wzrostem poziomu dwutlenku węgla, ponieważ sygnatury izotopów węgla wykluczają duże uwalnianie metanu podczas tego krótkotrwałego ocieplenia. Uważa się, że wzrost poziomu dwutlenku węgla w atmosferze jest spowodowany zwiększonym tempem rozprzestrzeniania się dna morskiego między Australią a Antarktydą oraz zwiększonym poziomem wulkanizmu w regionie. Inną możliwą przyczyną wzrostu dwutlenku węgla w atmosferze mógł być nagły wzrost spowodowany uwolnieniem metamorficznym podczas orogenezy himalajskiej ; jednak dane dotyczące dokładnego czasu metamorficznego uwalniania atmosferycznego dwutlenku węgla nie są dobrze wyjaśnione w danych. Ostatnie badania wspominają jednak, że usunięcie oceanu między Azją a Indiami mogło uwolnić znaczne ilości dwutlenku węgla. Ocieplenie to jest krótkotrwałe, ponieważ zapisy izotopów tlenu w bentosie wskazują na powrót do chłodzenia około 40 milionów lat temu.

Chłodzenie kontynuowano przez resztę późnego eocenu do przejścia eocen-oligocen. W okresie schładzania, bentosowe izotopy tlenu wykazują możliwość tworzenia i wzrostu lodu podczas tego późniejszego schładzania. Koniec eocenu i początek oligocenu zaznaczył się masową ekspansją obszaru pokrywy lodowej Antarktyki, która była ważnym krokiem w klimacie lodowni. Wraz ze spadkiem atmosferycznego dwutlenku węgla, obniżającym globalną temperaturę, można zaobserwować czynniki orbitalne w tworzeniu lodu z fluktuacjami 100 000 lat i 400 000 lat w zapisach bentosowych izotopów tlenu. Innym ważnym wkładem w ekspansję lądolodu było powstanie Antarktycznego Prądu Okołobiegunowego . Stworzenie antarktycznego prądu okołobiegunowego izolowałoby zimną wodę wokół Antarktyki, co ograniczyłoby transport ciepła do Antarktyki wraz z tworzeniem wirów oceanicznych, które powodują upwelling zimniejszych wód dennych. Problem z tą hipotezą, że rozważanie tego jest czynnikiem dla przejścia z eocenu do oligocenu polega na tym, że czas powstania cyrkulacji jest niepewny. W przypadku przejścia Drake'a osady wskazują, że otwarcie nastąpiło ~41 milionów lat temu, podczas gdy tektonika wskazuje, że miało to miejsce ~32 miliony lat temu.

Flora

Na początku eocenu wysokie temperatury i ciepłe oceany stworzyły wilgotne, kojące środowisko, z lasami rozciągającymi się na całej Ziemi od bieguna do bieguna. Poza najbardziej suchymi pustyniami Ziemia musiała być całkowicie pokryta lasami.

Lasy polarne były dość rozległe. Skamieliny, a nawet zachowane szczątki drzew, takie jak cyprys bagienny i sekwoja świtu z eocenu, zostały znalezione na wyspie Ellesmere w Arktyce . Nawet w tamtym czasie Wyspa Ellesmere znajdowała się tylko kilka stopni na szerokości geograficznej dalej na południe niż dzisiaj. Skamieliny subtropikalnych, a nawet tropikalnych drzew i roślin z eocenu zostały również znalezione na Grenlandii i na Alasce . Tropikalne lasy deszczowe rosły tak daleko na północ, jak północna Ameryka Północna i Europa .

We wczesnym eocenie palmy rosły tak daleko na północ, jak Alaska i północna Europa , chociaż w miarę ochładzania się klimatu stawały się mniej liczne. Sekwoje w Świcie również były znacznie bardziej rozległe.

Najwcześniejsze ostateczne skamieliny eukaliptusa pochodzą z 51,9 milionów lat temu i zostały znalezione w złożu Laguna del Hunco w prowincji Chubut w Argentynie .

W połowie okresu rozpoczęło się ochładzanie, a pod koniec eocenu wnętrza kontynentalne zaczęły wysychać, a lasy na niektórych obszarach znacznie się przerzedziły. Nowo wyewoluowane trawy nadal ograniczały się do brzegów rzek i jezior i nie rozszerzyły się jeszcze na równiny i sawanny .

Ochłodzenie przyniosło także zmiany sezonowe . Drzewa liściaste , lepiej radzące sobie z dużymi zmianami temperatury, zaczęły wyprzedzać wiecznie zielone gatunki tropikalne. Pod koniec tego okresu lasy liściaste pokryły dużą część kontynentów północnych, w tym Amerykę Północną, Eurazję i Arktykę, a lasy deszczowe utrzymywały się tylko w równikowej Ameryce Południowej , Afryce , Indiach i Australii .

Antarktyda , która rozpoczęła eocen, otoczona lasami deszczowymi o ciepłym klimacie umiarkowanym i subtropikalnym , stawała się coraz zimniejsza w miarę upływu tego okresu; kochająca ciepło tropikalna flora została zniszczona, a na początku oligocenu na kontynencie występowały lasy liściaste i rozległe połacie tundry .

Fauna

W eocenie rośliny i fauny morskie stały się dość nowoczesne. Wiele współczesnych rzędów ptaków pojawiło się po raz pierwszy w eocenie. Oceany eocenu były ciepłe i pełne ryb i innych organizmów morskich.

Ssaki

Odlew czaszki Uintatherium anceps , Francuskie Narodowe Muzeum Historii Naturalnej , Paryż

Najstarsze znane skamieniałości większości współczesnych rzędów ssaków pojawiają się w krótkim okresie wczesnego eocenu. Na początku eocenu do Ameryki Północnej przybyło kilka nowych grup ssaków. Te nowoczesne ssaki, jak parzystokopytnych , nieparzystokopytnych oraz naczelnych , miał cechy jak długie, cienkie nogi , nogi i ręce zdolne do uchwycenia, a także zróżnicowane zęby przystosowane do żucia. Królowały formy karłowate . Wszyscy członkowie nowych rzędów ssaków byli mali, poniżej 10 kg; na podstawie porównań wielkości zębów ssaki eoceńskie były tylko 60% wielkości prymitywnych ssaków paleoceńskich, które je poprzedzały. Były też mniejsze niż ssaki, które za nimi podążały. Zakłada się, że gorące temperatury eocenu sprzyjały mniejszym zwierzętom, które lepiej radziły sobie z upałem.

Obie grupy współczesnych zwierząt kopytnych (zwierzęta kopytne) stały się powszechne z powodu dużego promieniowania między Europą a Ameryką Północną, wraz z mięsożernymi zwierzętami kopytnymi, takimi jak Mesonyx . Pojawiły się wczesne formy wielu innych współczesnych rzędów ssaków, w tym nietoperze , trąbowce (słonie), naczelne, gryzonie i torbacze . Starsze prymitywne formy ssaków straciły na różnorodności i znaczeniu. W zachodniej Ameryce Północnej, Europie, Patagonii , Egipcie i południowo-wschodniej Azji znaleziono ważne szczątki skamieniałości fauny lądowej z epoki eocenu . Fauna morska jest najlepiej znana z Azji Południowej i południowo - wschodnich Stanów Zjednoczonych .

Basilosaurus jest bardzo dobrze znanym wielorybem w eocenie, ale wieloryby jako grupa stały się bardzo zróżnicowane w eocenie, kiedy to nastąpiły główne przejścia z bycia lądowym do w pełni wodnego u waleni . Wtym czasie ewoluowałypierwsze syreny , które ostatecznie przekształciły się w istniejące manaty i diugonie .

Ptaki

Primobucco , wczesny krewny wałka

Ptaki z eocenu obejmują kilka zagadkowych grup podobnych do form współczesnych, z których niektóre pochodziły z paleocenu. Ptak taksony eocenie obejmują mięsożerne psittaciforms , takie jak Messelasturidae , Halcyornithidae , duże formy nielotny takie jak gastornis i Eleutherornis , długonogie falcon Masillaraptor , starożytny galliforms takie jak Gallinuloides , przypuszczalne krewni rail z rodziny Songziidae , różne ptaki pseudotooth takie jak Gigantornis , ibis względne Rhynchaeites prymitywnych jerzyków z rodzaju Aegialornis i pierwotnych pingwiny jak Archaeospheniscus i inkayacu .

Gady

Skamieliny gadów z tego okresu, takie jak skamieniałości pytonów i żółwi , są obfite.

Owady i pajęczaki

Kilka bogate fauny kopalnych owadów znane są od eocenu, zwłaszcza bałtycki bursztyn występuje głównie wzdłuż południowego wybrzeża Bałtyku , bursztyn z Paris Basin , Francji, Formacji Fur , Danii oraz Bembridge margli z Isle of Wight , Anglia. Owady znalezione w osadach eocenu w większości należą do rodzajów, które istnieją dzisiaj, chociaż ich zasięg często się zmieniał od eocenu. Na przykład bibionidowy rodzaj Plecia jest powszechny w faunie kopalnej z obszarów obecnie umiarkowanych, ale dziś żyje tylko w tropikach i subtropikach.

Galeria

Zobacz też

Uwagi

Bibliografia

Dalsza lektura

Zewnętrzne linki