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Eoceno

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El Eoceno ( IPA : / ˈiːəsiːn , ˈiːoʊ- / EE -ə-seen, EE - oh- [ 5 ] [ 6 ] ) es una época geológica que comenzó hace unos 56 millones de años ( Ma ). Es la segunda época del período Paleógeno en la era Cenozoica moderna . El punto final del Eoceno es la transición Eoceno-Oligoceno (EOT), entre 33,9 y 33,4 Ma. A veces se dan límites precisos entre las épocas en 33,9 [ 7 ] [ 8 ] o 33,7 Ma. [ 9 ] [ 10 ]

El Eoceno abarca el tiempo desde el final de la época del Paleoceno hasta el comienzo de la época del Oligoceno . El inicio del Eoceno está marcado por un breve período en el que la concentración del isótopo de carbono 13 C en la atmósfera fue excepcionalmente baja en comparación con el isótopo más común 12 C. La temperatura promedio de la Tierra al comienzo del Eoceno era de aproximadamente 27 grados Celsius. [ 11 ] El final se establece en un gran evento de extinción llamado Grande Coupure (la "Gran Ruptura" en la continuidad) o 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 ahora es la Bahía de Chesapeake . Como con otros períodos geológicos , los estratos que definen el inicio y el final de la época están bien identificados, [ 12 ] aunque sus fechas exactas son ligeramente inciertas.

Etimología

El término "Eoceno" deriva del griego antiguo ἠώς ( ēṓs ), literalmente ' amanecer ' , y καινός ( kainós ), literalmente ' nuevo ' , ya que la época vio el amanecer de la vida reciente o moderna.

El geólogo escocés Charles Lyell (ignorando el Cuaternario) dividió la Época Terciaria en los períodos Eoceno, Mioceno , Plioceno y Nuevo Plioceno ( Holoceno ) en 1833. [ 13 ] [ n 1 ] El geólogo británico John Phillips propuso el Cenozoico en 1840 en lugar del Terciario, [ 14 ] y el paleontólogo austriaco Moritz Hörnes introdujo el Paleógeno para el Eoceno y el Neógeno para el Mioceno y el Plioceno en 1853. [ 15 ] Después de décadas de uso inconsistente, la recién formada Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS), en 1969, estandarizó la estratigrafía basándose en las opiniones predominantes en Europa: la Era Cenozoica subdividida en las sub-eras Terciaria y Cuaternaria, y el Terciario subdividido en los períodos Paleógeno y Neógeno. [ 16 ] En 1978, el Paleógeno se definió oficialmente como las épocas Paleoceno, Eoceno y Oligoceno; y el Neógeno como las épocas Mioceno y Plioceno. [ 17 ] En 1989, el Terciario y el Cuaternario se eliminaron de la escala de tiempo debido a la naturaleza arbitraria de su límite, pero el Cuaternario se reinstauró en 2009. [ 18 ]

Geología

Límites

El Eoceno es una época dinámica que representa transiciones climáticas globales entre dos extremos climáticos, pasando de un período cálido a uno frío. El comienzo del Eoceno está marcado por el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , un breve período de intenso calentamiento y acidificación oceánica provocado por la liberación masiva de carbono a la atmósfera y los sistemas oceánicos, [ 19 ] que condujo a una extinción masiva del 30-50% de los foraminíferos bentónicos (especies unicelulares que se utilizan como bioindicadores de la salud de un ecosistema marino), una de las mayores del Cenozoico. [ 20 ] [ 21 ] Este evento ocurrió alrededor de los 55,8 Ma y fue uno de los períodos de cambio global más significativos durante el Cenozoico. [ 19 ] [ 22 ] [ 23 ]

El Eoceno medio se caracterizó por el cambio hacia un clima más frío al final del Óptimo Climático del Eoceno Temprano , alrededor de 47,8 Ma, que fue interrumpido brevemente por otro evento de calentamiento, el Óptimo Climático del Eoceno Medio . [ 24 ] Con una duración de aproximadamente 400 000 años, el MECO fue responsable de un  calentamiento globalmente uniforme de 4° a 6 °C tanto en la superficie como en las profundidades oceánicas, como se infiere de los registros de isótopos estables de oxígeno de foraminíferos. La reanudación de una tendencia de enfriamiento gradual a largo plazo resultó en un máximo glacial en el límite del Eoceno tardío/Oligoceno temprano.

El final del Eoceno también estuvo marcado por el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno , también conocido como la Gran Coupure . [ 25 ]

Estratigrafía

El Eoceno se divide convencionalmente en subdivisiones temprana (56–47,8 Ma), media (47,8–38 Ma) y tardía (38–33,9 Ma). [ 26 ] Las rocas correspondientes se denominan Eoceno inferior, medio y superior. El piso Ypresiense constituye el Eoceno inferior, el Priaboniense el superior; y los pisos Lutetiense y Bartoniense se unen para formar el Eoceno medio.

Jack Wolfe ( 1968 ) dividió las floras del oeste de Norteamérica del Eoceno en cuatro "etapas" florales basándose en su trabajo con los fósiles del Grupo Puget del condado de King, Washington . Las cuatro etapas, Frankliniense , Fultoniense , Raveniense y Kummeriense, abarcaron desde el Eoceno temprano hasta el Oligoceno temprano, y a tres de ellas se les asignaron subetapas informales tempranas/tardías. Wolfe consideró tentativamente el Frankliniense como Eoceno temprano, el Fultoniense como Eoceno medio, el Raveniense como Eoceno tardío y el Kummeriense como Oligoceno temprano. [ 27 ] Gregory Retallack et al. (2004) refinaron el inicio del Kummeriense en 40 millones de años, con un final refinado en el límite Eoceno-Oligoceno, donde comienza la etapa floral Angooniense más reciente. [ 28 ]

Paleogeografía y tectónica

Un mapa de la Tierra a principios del Eoceno (hace 50 millones de años).

Durante el Eoceno, los continentes continuaron desplazándose hacia sus posiciones actuales. Al comienzo del período, Australia y la Antártida permanecieron conectadas, y las cálidas corrientes ecuatoriales pudieron haberse mezclado con las aguas antárticas más frías, distribuyendo el calor por todo el planeta y manteniendo altas las temperaturas globales. Cuando Australia se separó del continente austral hace aproximadamente 45 millones de años, las cálidas corrientes ecuatoriales se desviaron de la Antártida, y se desarrolló un canal de agua fría aislado entre los dos continentes. [ 29 ] Sin embargo, los resultados de los modelos ponen en duda el modelo de aislamiento térmico para el enfriamiento del Eoceno tardío, [ 30 ] y la disminución de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera pudo haber sido más importante. Una vez que la región antártica comenzó a enfriarse, el océano que rodeaba la Antártida comenzó a congelarse, enviando agua fría y témpanos de hielo hacia el norte y reforzando el enfriamiento. [ 31 ]

El supercontinente septentrional de Laurasia comenzó a fragmentarse, a medida que Europa , Groenlandia y América del Norte se separaban. [ 32 ]

En el oeste de Norteamérica, la orogenia Laramide llegó a su fin en el Eoceno, y la compresión fue reemplazada por la extensión cortical que finalmente dio origen a la provincia de Cuencas y Cordilleras . [ 33 ] [ 34 ] La cuenca de Kishenehn,  con una elevación de alrededor de 1,5 km durante el Lutetiense, se elevó a una altitud de 2,5  km durante el Priaboniense. [ 35 ] Se formaron enormes lagos en las cuencas altas y planas entre los levantamientos, [ 36 ] lo que resultó en la deposición del lagerstätte de la Formación Green River . [ 37 ]

Hace aproximadamente 35 millones de años, el impacto de un asteroide en la costa este de América del Norte formó el cráter de impacto de la bahía de Chesapeake . [ 38 ] [ 39 ]

El océano Tetis finalmente se cerró con la colisión de África y Eurasia, [ 40 ] mientras que el levantamiento de los Alpes aisló su último remanente, el Mediterráneo , y creó otro mar poco profundo con archipiélagos de islas al norte. [ 41 ] Los foraminíferos planctónicos en el noroeste del Peri-Tetis son muy similares a los del Tetis en el Lutetiense medio, pero se vuelven completamente dispares en el Bartoniense, lo que indica una separación biogeográfica. [ 42 ] Aunque el Atlántico Norte se estaba abriendo, [ 43 ] parece haber permanecido una conexión terrestre entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de ambas regiones son muy similares. [ 44 ]

Eurasia se separó en tres masas continentales distintas hace 50 millones de años: Europa Occidental, Balkanatolia y Asia. Hace unos 40 millones de años, Balkanatolia y Asia se unieron, mientras que Europa se unió hace 34 millones de años. [ 45 ] [ 46 ] La cuenca de Fushun contenía grandes lagos subóxicos conocidos como los paleolagos de Jijuntun. [ 47 ]

India colisionó con Asia , plegándose para iniciar la formación del Himalaya . [ 48 ] El subcontinente incipiente colisionó con el arco Kohistan-Ladakh alrededor de 50,2 Ma y con Karakoram alrededor de 40,4 Ma, y la colisión final entre Asia e India ocurrió ~40 Ma. [ 49 ] [ 50 ]

Clima

Subdivisiones del Eoceno
Cambio climático durante los últimos 65 millones de años [ 51 ]

La época del Eoceno contenía una amplia variedad de condiciones climáticas que incluyen el clima más cálido de la Era Cenozoica , y posiblemente el intervalo de tiempo más cálido desde la extinción masiva del Pérmico-Triásico y el Triásico Temprano, y termina en un clima glacial. [ 52 ] La evolución del clima del Eoceno comenzó con un calentamiento después del final del Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno (PETM) a los 56 Ma hasta un máximo durante el Óptimo del Eoceno alrededor de los 49 Ma. Durante este período de tiempo, había poco o ningún hielo en la Tierra con una diferencia de temperatura menor desde el ecuador hasta los polos . [ 53 ] Debido a esto, el nivel máximo del mar fue 150 metros más alto que los niveles actuales. [ 54 ] Después del máximo hubo un descenso a un clima glacial desde el Óptimo del Eoceno hasta la transición Eoceno-Oligoceno a los 34 Ma. Durante esta disminución, el hielo comenzó a reaparecer en los polos, y la transición Eoceno-Oligoceno es el período de tiempo en el que la capa de hielo antártica comenzó a expandirse rápidamente. [ 55 ]

Eoceno temprano

Los gases de efecto invernadero, en particular el dióxido de carbono y el metano , desempeñaron un papel significativo durante el Eoceno en el control de la temperatura superficial. El final del PETM coincidió con un secuestro muy grande de dióxido de carbono en forma de clatrato de metano , carbón y petróleo crudo en el fondo del Océano Ártico , lo que redujo el dióxido de carbono atmosférico. [ 56 ] Este evento fue similar en magnitud a la liberación masiva de gases de efecto invernadero al comienzo del PETM, y se hipotetiza que el secuestro se debió principalmente al enterramiento de carbono orgánico y la meteorización de silicatos. Para el Eoceno temprano, existe mucha discusión sobre la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera. Esto se debe a los numerosos indicadores que representan diferentes contenidos de dióxido de carbono atmosférico. Por ejemplo, diversos indicadores geoquímicos y paleontológicos señalan que en el máximo del calentamiento global los valores de dióxido de carbono atmosférico se encontraban entre 700 y 900 ppm , [ 57 ] mientras que las simulaciones de modelos sugieren que una concentración de 1680 ppm se ajusta mejor a las temperaturas del aire en aguas profundas, en la superficie del mar y cerca de la superficie en ese momento. [ 58 ] Otros indicadores, como el carbonato pedogénico (que forma suelos) y los isótopos de boro marino, señalan grandes cambios de dióxido de carbono de más de 2000 ppm en periodos de tiempo inferiores a 1 millón de años. [ 59 ] Este gran influjo de dióxido de carbono podría atribuirse a la desgasificación volcánica debido a la formación de rifts en el Atlántico Norte o a la oxidación del metano almacenado en grandes depósitos formados durante el evento PETM en el fondo marino o en ambientes de humedales. [ 57 ] En contraste, hoy en día los niveles de dióxido de carbono se encuentran en 400 ppm o 0,04 %.

Durante el Eoceno temprano, el metano fue otro gas de efecto invernadero que tuvo un efecto drástico en el clima. El metano tiene un efecto de calentamiento 30 veces mayor que el dióxido de carbono en una escala de 100 años (es decir, el metano tiene un potencial de calentamiento global de 29,8 ± 11). [ 60 ] La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este período de tiempo habría provenido de humedales, pantanos y bosques. [ 61 ] La concentración atmosférica de metano hoy es 0,000179 % o 1,79 ppmv . Como resultado del clima más cálido y el aumento del nivel del mar asociado con el Eoceno temprano, más humedales, más bosques y más depósitos de carbón habrían estado disponibles para la liberación de metano. Si comparamos la producción de metano del Eoceno temprano con los niveles actuales de metano atmosférico, el Eoceno temprano habría producido el triple de metano. Las temperaturas cálidas durante el Eoceno temprano podrían haber aumentado las tasas de producción de metano, y el metano liberado a la atmósfera, a su vez, calentaría la troposfera , enfriaría la estratosfera y produciría vapor de agua y dióxido de carbono mediante oxidación. La producción biogénica de metano produce dióxido de carbono y vapor de agua junto con el metano, además de generar radiación infrarroja. La descomposición del metano en una atmósfera que contiene oxígeno produce monóxido de carbono, vapor de agua y radiación infrarroja. El monóxido de carbono no es estable, por lo que eventualmente se convierte en dióxido de carbono y, al hacerlo, libera aún más radiación infrarroja . El vapor de agua atrapa más radiación infrarroja que el dióxido de carbono. Aproximadamente al comienzo de la época del Eoceno (55,8–33,9 Ma), la cantidad de oxígeno en la atmósfera terrestre prácticamente se duplicó. [ 62 ]

Durante el calentamiento del Eoceno temprano, entre 55 y 52 Ma, se produjo una serie de cambios a corto plazo en la composición isotópica del carbono en el océano. [ 63 ] [ 64 ] Estos cambios isotópicos se debieron a la liberación de carbono del océano a la atmósfera, lo que provocó un aumento de temperatura de 4–8 °C (7,2–14,4 °F) en la superficie del océano. El análisis reciente y la investigación de estos hipertermales en el Eoceno temprano han llevado a la hipótesis de que los hipertermales se basan en parámetros orbitales, en particular la excentricidad y la oblicuidad. Los hipertermales en el Eoceno temprano, especialmente el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), el Máximo Térmico del Eoceno 2 (ETM2) y el Máximo Térmico del Eoceno 3 (ETM3), fueron analizados y se encontró que el control orbital pudo haber tenido un papel en el desencadenamiento del ETM2 y el ETM3. [ 65 ] [ 66 ] [ 67 ] Una mejora de la bomba biológica demostró ser eficaz para secuestrar el exceso de carbono durante las fases de recuperación de estos hipertérmicos. [ 68 ] Estos hipertérmicos llevaron a mayores perturbaciones en los foraminíferos planctónicos y bentónicos , [ 69 ] [ 70 ] con una mayor tasa de sedimentación fluvial como consecuencia de las temperaturas más cálidas. [ 71 ] A diferencia del PETM, los hipertérmicos menores del Eoceno temprano tuvieron consecuencias insignificantes para los mamíferos terrestres. [ 72 ] Estos hipertérmicos del Eoceno temprano produjeron un período sostenido de clima extremadamente cálido conocido como el Óptimo Climático del Eoceno temprano (EECO). [ 73 ] Durante el EECO temprano y medio, la superabundancia del dinocisto eurihalino Homotryblium en Nueva Zelanda indica una elevada salinidad oceánica en la región. [ 74 ]  

Problema climático equitativo

Una de las características únicas del clima del Eoceno, como se mencionó anteriormente, fue el clima estable y homogéneo que existió en las primeras partes del Eoceno. Una multitud de indicadores respaldan la presencia de un clima estable más cálido durante este período. Algunos de estos indicadores incluyen la presencia de fósiles nativos de climas cálidos, como cocodrilos , ubicados en latitudes más altas, [ 75 ] [ 76 ] la presencia en latitudes altas de flora intolerante a las heladas, como palmeras que no pueden sobrevivir durante heladas prolongadas, [ 76 ] [ 77 ] y fósiles de serpientes encontrados en los trópicos que requerirían temperaturas promedio mucho más altas para sobrevivir. [ 76 ] Las mediciones de TEX 86 BAYSPAR indican temperaturas superficiales del mar extremadamente altas de 40 °C (104 °F) a 45 °C (113 °F) en latitudes bajas, [ 78 ] aunque los análisis de isótopos agrupados apuntan a una temperatura superficial máxima de latitud baja de 36,3 °C (97,3 °F) ± 1,9 °C (3,4 °F) durante el EECO. [ 79 ] En relación con los valores actuales, las temperaturas del agua del fondo son 10 °C (18 °F) más altas según los indicadores isotópicos. [ 77 ] Con estas temperaturas del agua del fondo, las temperaturas en áreas donde se forman aguas profundas cerca de los polos no pueden ser mucho más frías que las temperaturas del agua del fondo.          

Sin embargo, surge un problema al intentar modelar el Eoceno y reproducir los resultados obtenidos con los datos indirectos . [ 80 ] Utilizando todos los rangos diferentes de gases de efecto invernadero que se produjeron durante el Eoceno temprano, los modelos no pudieron producir el calentamiento que se encontró en los polos y la estacionalidad reducida que ocurre con inviernos en los polos sustancialmente más cálidos. Los modelos, si bien predicen con precisión los trópicos, tienden a producir temperaturas significativamente más frías, hasta 20 °C (36 °F) más frías que la temperatura real determinada en los polos. [ 77 ] Este error se ha clasificado como el "problema del clima equitativo". Para resolver este problema, la solución implicaría encontrar un proceso para calentar los polos sin calentar los trópicos. A continuación se enumeran algunas hipótesis y pruebas que intentan encontrar el proceso.  

Large lakes

Due to the nature of water as opposed to land, less temperature variability would be present if a large body of water is also present. In an attempt to try to mitigate the cooling polar temperatures, large lakes were proposed to mitigate seasonal climate changes.[81] To replicate this case, a lake was inserted into North America and a climate model was run using varying carbon dioxide levels. The model runs concluded that while the lake did reduce the seasonality of the region greater than just an increase in carbon dioxide, the addition of a large lake was unable to reduce the seasonality to the levels shown by the floral and faunal data.

Ocean heat transport

The transport of heat from the tropics to the poles, much like how ocean heat transport functions in modern times, was considered a possibility for the increased temperature and reduced seasonality for the poles.[82] With the increased sea surface temperatures and the increased temperature of the deep ocean water during the early Eocene, one common hypothesis was that due to these increases there would be a greater transport of heat from the tropics to the poles. Simulating these differences, the models produced lower heat transport due to the lower temperature gradients and were unsuccessful in producing an equable climate from only ocean heat transport.

Orbital parameters

While typically seen as a control on ice growth and seasonality, the orbital parameters were theorized as a possible control on continental temperatures and seasonality. Simulating the Eocene by using an ice free planet, eccentricity, obliquity, and precession were modified in different model runs to determine all the possible different scenarios that could occur and their effects on temperature. One particular case led to warmer winters and cooler summer by up to 30% in the North American continent, and it reduced the seasonal variation of temperature by up to 75%. While orbital parameters did not produce the warming at the poles, the parameters did show a great effect on seasonality and needed to be considered.[83]

Polar stratospheric clouds

Otro método considerado para producir las cálidas temperaturas polares fueron las nubes estratosféricas polares . [ 84 ] Las nubes estratosféricas polares son nubes que se producen en la baja estratosfera a temperaturas muy bajas. Las nubes estratosféricas polares tienen un gran impacto en el forzamiento radiativo. Debido a sus mínimas propiedades de albedo y su espesor óptico, las nubes estratosféricas polares actúan de forma similar a un gas de efecto invernadero y atrapan la radiación saliente de onda larga. En la atmósfera se producen diferentes tipos de nubes estratosféricas polares: nubes estratosféricas polares que se crean debido a interacciones con ácido nítrico o sulfúrico y agua (Tipo I) o nubes estratosféricas polares que se crean solo con hielo de agua (Tipo II). [ 85 ] [ 86 ]

El metano es un factor importante en la creación de las nubes estratosféricas polares primarias de tipo II que se formaron a principios del Eoceno. [ 61 ] Dado que el vapor de agua es la única sustancia de soporte utilizada en las nubes estratosféricas polares de tipo II, la presencia de vapor de agua en la baja estratosfera es necesaria, mientras que en la mayoría de las situaciones su presencia en la baja estratosfera es rara. Cuando el metano se oxida, se libera una cantidad significativa de vapor de agua. Otro requisito para las nubes estratosféricas polares son las bajas temperaturas para asegurar la condensación y la formación de nubes. La formación de nubes estratosféricas polares, al requerir bajas temperaturas, generalmente se limita a las condiciones nocturnas e invernales. Con esta combinación de condiciones más húmedas y frías en la baja estratosfera, las nubes estratosféricas polares podrían haberse formado en amplias áreas de las regiones polares.

Para probar los efectos de las nubes estratosféricas polares en el clima del Eoceno, se ejecutaron modelos que comparaban los efectos de las nubes estratosféricas polares en los polos con un aumento en el dióxido de carbono atmosférico. [ 84 ] Las nubes estratosféricas polares tuvieron un efecto de calentamiento en los polos, aumentando las temperaturas hasta en 20  °C en los meses de invierno. También se produjo una multitud de retroalimentaciones en los modelos debido a la presencia de las nubes estratosféricas polares. Cualquier crecimiento de hielo se ralentizó enormemente y llevaría a cualquier hielo presente a derretirse. Solo los polos se vieron afectados por el cambio de temperatura y los trópicos no se vieron afectados, lo que con un aumento en el dióxido de carbono atmosférico también causaría un aumento de la temperatura en los trópicos. Debido al calentamiento de la troposfera por el aumento del efecto invernadero de las nubes estratosféricas polares, la estratosfera se enfriaría y potencialmente aumentaría la cantidad de nubes estratosféricas polares.

Si bien las nubes estratosféricas polares podrían explicar la reducción del gradiente de temperatura entre el ecuador y los polos y el aumento de las temperaturas en los polos durante el Eoceno temprano, existen algunos inconvenientes para el mantenimiento de las nubes estratosféricas polares durante un período prolongado. Se utilizaron simulaciones de modelos independientes para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. [ 87 ] Se determinó que, para mantener el vapor de agua en la baja estratosfera, sería necesario liberar y mantener continuamente metano. Además, las cantidades de hielo y núcleos de condensación tendrían que ser elevadas para que la nube estratosférica polar se mantuviera y eventualmente se expandiera. [ 88 ]

Eoceno medio

El Eoceno no solo es conocido por contener el período más cálido durante el Cenozoico; también marcó el declive hacia un clima glacial y la rápida expansión de la capa de hielo antártica . La transición de un clima cálido a uno frío comenzó alrededor de los 49 Ma. Los isótopos de carbono y oxígeno indican un cambio hacia un clima global frío. [ 89 ] La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de >2000  ppm en las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico. [ 57 ] Una causa propuesta de la reducción del dióxido de carbono durante la transición de calentamiento a enfriamiento fue el evento de azolla . Con el clima estable durante el Eoceno temprano, las temperaturas cálidas en el Ártico permitieron el crecimiento de azolla , que es un helecho acuático flotante, en el Océano Ártico . Las cantidades significativamente altas de dióxido de carbono también actuaron para facilitar las floraciones de azolla en todo el Océano Ártico. En comparación con los niveles actuales de dióxido de carbono, estas azollas crecieron rápidamente en los niveles elevados de dióxido de carbono que se encontraron en el Eoceno temprano. [ 89 ] El aislamiento del Océano Ártico, evidenciado por la euxinia que ocurrió en este momento, [ 90 ] provocó el estancamiento de las aguas y, a medida que la azolla se hundía en el fondo marino, pasó a formar parte de los sedimentos del lecho marino y secuestró eficazmente el carbono, impidiendo su entrada a la atmósfera para siempre. La capacidad de la azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el mayor enterramiento de azolla podría haber tenido un efecto significativo en el contenido mundial de carbono atmosférico y podría haber sido el evento que inició la transición hacia un clima de casa de hielo. [ 89 ] El evento de la azolla podría haber provocado una disminución del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. Suponiendo que las concentraciones de dióxido de carbono fueran de 900 ppmv antes del Evento de la Azolla, habrían descendido a 430 ppmv, o 30 ppmv más que en la actualidad, después del Evento de la Azolla. [ 89 ] También se ha propuesto que esta tendencia de enfriamiento al final del EECO fue causada por el aumento de la productividad del plancton silíceo y el enterramiento de carbono marino, lo que también ayudó a extraer dióxido de carbono de la atmósfera. [ 57 ] El enfriamiento posterior a este evento, parte de una tendencia conocida como el Enfriamiento del Eoceno Medio-Tardío (MLEC), [ 91 ] continuó debido a la disminución continua del dióxido de carbono atmosférico por la productividad orgánica y la meteorización por la formación de montañas . [ 92] Muchas regiones del mundo se volvieron más áridas y frías durante el transcurso de la etapa, como la cuenca de Fushun. [ 47 ] En Asia oriental, los cambios en el nivel de los lagos estuvieron sincronizados con los cambios globales del nivel del mar durante el transcurso del MLEC. [ 93 ]

El enfriamiento global continuó hasta que hubo una inversión importante de enfriamiento a calentamiento en el Bartoniano. Este evento de calentamiento, que significa una inversión repentina y temporal de las condiciones de enfriamiento, se conoce como el Óptimo Climático del Eoceno Medio (MECO). [ 94 ] [ 95 ] Alrededor de 41,5 Ma, el análisis de isótopos estables de muestras de sitios de perforación del Océano Austral indicó un evento de calentamiento durante 600 000 años. [ 92 ] Se conoce un cambio similar en los isótopos de carbono del hemisferio norte en las calizas de Scaglia de Italia. [ 94 ] El análisis de isótopos de oxígeno mostró un gran cambio negativo en la proporción de isótopos de oxígeno más pesados ​​a isótopos de oxígeno más ligeros, lo que indica un aumento en las temperaturas globales. [ 96 ] Se considera que el calentamiento se debe principalmente a aumentos de dióxido de carbono, porque las firmas de isótopos de carbono descartan una liberación importante de metano durante este calentamiento a corto plazo. [ 92 ] Se observó un fuerte aumento en el dióxido de carbono atmosférico con un máximo de 4000 ppm: la mayor cantidad de dióxido de carbono atmosférico detectada durante el Eoceno. [ 97 ] Otros estudios sugieren un aumento más moderado en los niveles de dióxido de carbono. [ 98 ] También se ha planteado la hipótesis de que el aumento en el dióxido de carbono atmosférico fue impulsado por mayores tasas de expansión del fondo marino y reacciones de descarbonatación metamórfica entre Australia y la Antártida y mayores cantidades de vulcanismo en la región. Una posible causa del aumento del dióxido de carbono atmosférico podría haber sido un aumento repentino debido a la liberación metamórfica debido a la deriva continental y la colisión de la India con Asia y la formación resultante del Himalaya ; sin embargo, los datos sobre el momento exacto de la liberación metamórfica de dióxido de carbono atmosférico no están bien resueltos en los datos. [ 92 ] Estudios recientes han mencionado, sin embargo, que la eliminación del océano entre Asia y la India podría haber liberado cantidades significativas de dióxido de carbono. [ 97 ] Otra hipótesis implica una disminución de la retroalimentación negativa de la meteorización de silicatos como resultado de que las rocas continentales se volvieron menos meteorizables durante el cálido Eoceno temprano y medio, lo que permitió que el dióxido de carbono liberado volcánicamente persistiera en la atmósfera por más tiempo. [ 99 ]Otra explicación plantea la hipótesis de que el calentamiento del MECO fue causado por la ocurrencia simultánea de mínimos en los ciclos de excentricidad de 400 kyr y 2,4 Myr. [ 100 ] Durante el MECO, las temperaturas de la superficie del mar en el océano Tetis saltaron a 32–36  °C, [ 101 ] y el agua de mar de Tetis se volvió más disóxica. [ 102 ] Una disminución en la acumulación de carbonato en profundidades oceánicas mayores de tres kilómetros tuvo lugar sincrónicamente con el pico del MECO, lo que significa que la acidificación del océano tuvo lugar en el océano profundo. [ 103 ] Además de eso, el calentamiento del MECO causó un aumento en las tasas de respiración de los heterótrofos pelágicos , lo que llevó a una proporción reducida de productividad primaria que llega al fondo marino y causó una disminución correspondiente en las poblaciones de foraminíferos bentónicos. [ 104 ] Una disminución abrupta en la salinidad del agua de los lagos en el oeste de América del Norte ocurrió durante este intervalo de calentamiento. [ 105 ] Este calentamiento es de corta duración, ya que los registros de isótopos de oxígeno bentónico indican un retorno al enfriamiento alrededor de los 40 Ma. [ 106 ]

Eoceno tardío

Al final del MECO, el MLEC se reanudó. [ 91 ] El enfriamiento y la absorción de dióxido de carbono continuaron durante el Eoceno tardío y hasta la transición Eoceno-Oligoceno alrededor de 34 Ma. [ 107 ] El enfriamiento posterior al MECO trajo consigo una importante tendencia a la aridificación en Asia, [ 108 ] mejorada por el retroceso de los mares. [ 109 ] Un clima monzónico siguió siendo predominante en Asia Oriental. [ 110 ] El enfriamiento durante las etapas iniciales de la apertura del Paso Drake ~38,5 Ma no fue global, como lo demuestra la ausencia de enfriamiento en el Atlántico Norte. [ 111 ] Durante el período de enfriamiento, los isótopos de oxígeno bentónicos muestran la posibilidad de creación de hielo y aumento de hielo durante este enfriamiento posterior. [ 57 ] El final del Eoceno y el comienzo del Oligoceno están marcados por la expansión masiva del área de la capa de hielo antártica que fue un paso importante hacia el clima de casa de hielo. [ 112 ] Múltiples indicadores, como los isótopos de oxígeno y las alquenonas , indican que en la transición Eoceno-Oligoceno, la concentración de dióxido de carbono atmosférico había disminuido a alrededor de 750-800 ppm, aproximadamente el doble de los niveles actuales . [ 106 ] [ 112 ] Junto con la disminución del dióxido de carbono atmosférico que reduce la temperatura global, los factores orbitales en la creación de hielo se pueden ver con fluctuaciones de 100 000 años y 400 000 años en los registros de isótopos de oxígeno bentónicos. [ 113 ] Otra contribución importante a la expansión de la capa de hielo fue la creación de la Corriente Circumpolar Antártica . [ 114 ] La creación de la corriente circumpolar antártica aislaría el agua fría alrededor de la Antártida, lo que reduciría el transporte de calor a la Antártida [ 115 ] además de crear giros oceánicos que dan como resultado el afloramiento de aguas de fondo más frías. [ 114 ] El problema con esta hipótesis de considerar esto como un factor para la transición Eoceno-Oligoceno es que el momento de la creación de la circulación es incierto. [ 116 ] Para el Paso Drake , los sedimentos indican que la apertura ocurrió ~41 Ma mientras que la tectónica indica que esto ocurrió ~32 Ma.La actividad solar no cambió significativamente durante la transición entre el período invernadero y el período glacial a través del límite Eoceno-Oligoceno. [ 117 ]

Flora

La vegetación del Eoceno de los yacimientos de nueces de Clarno en el Monumento Nacional John Day Fossil Beds era una vegetación forestal subtropical húmeda de alta diversidad dominada por angiospermas .

Durante el Eoceno temprano-medio, los bosques cubrían la mayor parte de la Tierra, incluidos los polos. Los bosques tropicales se extendían por gran parte de la actual África, Sudamérica, Centroamérica, India, el sudeste asiático y China. Los bosques paratropicales crecían sobre Norteamérica, Europa y Rusia, con bosques perennifolios de hoja ancha y bosques caducifolios de hoja ancha en latitudes más altas. [ 118 ]

Los bosques polares eran bastante extensos. Se han encontrado fósiles e incluso restos conservados de árboles como el ciprés de pantano y la secuoya del amanecer del Eoceno en la isla Ellesmere en el Ártico . Incluso en ese momento, la isla Ellesmere estaba solo unos pocos grados en latitud más al sur de lo que está hoy. [ 119 ] También se han encontrado fósiles de árboles y plantas subtropicales e incluso tropicales del Eoceno en Groenlandia y Alaska . [ 120 ] Las selvas tropicales crecían tan al norte como el norte de América del Norte y Europa .

Las palmeras crecían tan al norte como Alaska y el norte de Europa durante el Eoceno temprano, aunque se volvieron menos abundantes a medida que el clima se enfriaba. [ 121 ] Las secuoyas del amanecer también eran mucho más extensas. [ 122 ]

Los fósiles definitivos de eucalipto más antiguos datan de hace 51,9 millones de años y fueron encontrados en el yacimiento de Laguna del Hunco, en la provincia de Chubut , Argentina . [ 123 ]

El enfriamiento comenzó a mediados del período, y hacia finales del Eoceno, los interiores continentales habían comenzado a secarse, con una considerable disminución de la densidad forestal en algunas zonas. Las gramíneas de reciente evolución comenzaron a expandirse durante el enfriamiento climático y la sequía que siguieron al calor extremo del EECO, y se conocen sabanas subhúmedas en Sudamérica desde el Eoceno medio. [ 124 ]

El enfriamiento también trajo cambios estacionales . Los árboles de hoja caduca , mejor adaptados a los grandes cambios de temperatura, comenzaron a superar a las especies tropicales de hoja perenne . [ 125 ] Al final del período, los bosques de hoja caduca cubrían gran parte de los continentes del norte, incluyendo América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales solo sobrevivían en América del Sur ecuatorial , África , India y Australia .

La Antártida comenzó el Eoceno bordeada por una selva tropical cálida, de templada a subtropical . El polen encontrado en la bahía de Prydz, del Eoceno, sugiere que allí existió un bosque de taiga . [ 126 ] Se volvió mucho más frío a medida que avanzaba el período; la flora tropical amante del calor fue aniquilada y, a principios del Oligoceno, el continente albergaba bosques caducifolios y vastas extensiones de tundra .

Fauna

Durante el Eoceno, las plantas y la fauna marina evolucionaron hasta alcanzar un estado bastante moderno. Muchos órdenes de aves modernas aparecieron por primera vez en el Eoceno. Los océanos del Eoceno eran cálidos y rebosaban de peces y otras especies marinas.

Vertebrados

Mamíferos

Los fósiles más antiguos conocidos de la mayoría de los órdenes de mamíferos modernos aparecen en un breve período durante el Eoceno temprano . Al comienzo del Eoceno, varios grupos nuevos de mamíferos llegaron a Norteamérica. Estos mamíferos modernos, como los artiodáctilos , perisodáctilos y primates , tenían características como patas , pies y manos largos y delgados capaces de agarrar, así como dientes diferenciados adaptados para masticar. Predominaban las formas enanas . Todos los miembros de los nuevos órdenes de mamíferos eran pequeños, con un peso inferior a 10  kg; según comparaciones del tamaño de los dientes, los mamíferos del Eoceno tenían solo el 60 % del tamaño de los mamíferos primitivos del Paleoceno que los precedieron. También eran más pequeños que los mamíferos que los sucedieron. Se supone que las altas temperaturas del Eoceno favorecieron a los animales más pequeños que eran más capaces de soportar el calor. [ 127 ] [ 128 ]

Los roedores estaban muy extendidos. Las faunas de roedores del este de Asia disminuyeron en diversidad cuando pasaron de estar dominadas por ctenodactiloideos a estar dominadas por cricétidos-dipódidos después del MECO. [ 129 ]

Ambos grupos de ungulados modernos (animales con pezuñas) se hicieron predominantes debido a una importante radiación entre Europa y América del Norte, junto con ungulados carnívoros como Mesonyx . Aparecieron formas primitivas de muchos otros órdenes de mamíferos modernos, incluidos caballos (en particular el Eohippus ), murciélagos , proboscídeos (elefantes), primates y roedores . Las formas primitivas más antiguas de mamíferos disminuyeron en variedad e importancia. Se han encontrado importantes restos fósiles de fauna terrestre del Eoceno en el oeste de América del Norte, Europa, Patagonia , Egipto y el sudeste asiático . La fauna marina se conoce mejor en el sur de Asia y el sureste de los Estados Unidos .

Después del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno, surgieron miembros de los Equoidea en América del Norte y Europa, dando origen a algunos de los équidos más antiguos , como Sifrhippus , y a équidos europeos basales, como el paleoterio Hyracotherium . [ 130 ] [ 131 ] Algunos de los équidos posteriores fueron especialmente ricos en especies; Palaeotherium , que varía en tamaño desde pequeño hasta muy grande, se conoce a partir de hasta 16 especies. [ 132 ] [ 133 ]

Entre los mamíferos de gran tamaño establecidos en el Eoceno se incluyen el Uintatherium , el Arsinoitherium y los brontoterios , de los cuales los dos primeros, a diferencia del último, no pertenecían a los ungulados, sino a grupos que se extinguieron poco después de su establecimiento.

Los grandes mamíferos depredadores terrestres ya existían desde el Paleoceno, pero surgieron nuevas formas como Hyaenodon y Daphoenus (el linaje más antiguo de una familia depredadora que alguna vez fue exitosa, conocida como perros oso ). Mientras tanto, los entelodontos se consolidaron como algunos de los omnívoros más grandes. Los primeros nimrávidos , incluido Dinictis , se establecieron entre los primeros feliformes en aparecer. Sus grupos tuvieron un gran éxito y continuaron viviendo más allá del Eoceno.

Basilosaurus es una ballena del Eoceno muy conocida, pero las ballenas como grupo se habían diversificado mucho durante este período, época en la que se produjeron las principales transiciones de cetáceos terrestres a totalmente acuáticos . Los primeros sirenios estaban evolucionando en ese momento y, con el tiempo, darían lugar a los manatíes y dugongos actuales .

edades de los mamíferos terrestres

Las faunas de mamíferos del Cenozoico se describen a menudo utilizando sistemas biocronológicos o bioestratigráficos , que organizan los estratos rocosos o los intervalos de tiempo basándose en conjuntos fósiles distintivos o en la evolución de nuevas especies de mamíferos. Aparte de Australia y la Antártida (que tienen pocos fósiles de mamíferos del Eoceno identificables), cada continente tiene una serie única de edades de mamíferos terrestres del Cenozoico (LMA) superpuestas en la escala de tiempo geológico global. Estas diferentes edades de mamíferos terrestres se enumeran en la siguiente tabla, que muestra correlaciones aproximadas entre sí y con las cuatro edades/etapas globales del Eoceno: [ 134 ] [ 135 ] [ 136 ]

Pájaros

Las aves del Eoceno incluyen algunos grupos enigmáticos con semejanzas a formas modernas, algunas de las cuales continuaron desde el Paleoceno. Los taxones de aves del Eoceno incluyen psitaciformes carnívoros , como Messelasturidae , Halcyornithidae , grandes formas no voladoras como Gastornis y Eleutherornis , [ 137 ] el halcón de patas largas Masillaraptor , galliformes antiguos como Gallinuloides , supuestos parientes de los rálidos de la familia Songziidae , varias aves pseudodentadas como Gigantornis , el pariente del ibis Rhynchaeites , vencejos primitivos del género Aegialornis y pingüinos primitivos como Archaeospheniscus e Inkayacu . [ 138 ]

Muchas aves del Eoceno en Europa Central desarrollaron vértebras tuberculadas como adaptación contra la depredación, lo que resultó en una baja presión de depredación para las aves no voladoras durante este período. [ 139 ]

Peces

En la arcilla de Londres abundan los peces, tanto condrictios como tiburones y rayas, como osteíctios (peces óseos) .

Reptiles

Los fósiles de reptiles de esta época, como los de pitones y tortugas , son abundantes. [ 140 ]

Moluscos

Artrópodos

Se conocen varias ricas faunas de insectos fósiles del Eoceno, en particular el ámbar báltico encontrado principalmente a lo largo de la costa sur del Mar Báltico , [ 141 ] ámbar de la Cuenca de París , Francia, la Formación Fur , Dinamarca , y las Margas de Bembridge de la Isla de Wight , Inglaterra. Los insectos encontrados en depósitos del Eoceno pertenecen en su mayoría a géneros que existen hoy, aunque su distribución a menudo ha cambiado desde el Eoceno. Por ejemplo, el género de bibiontes Plecia es común en faunas fósiles de áreas actualmente templadas, pero hoy solo vive en los trópicos y subtrópicos. [ 142 ] Las cigarras platypleurin se diversificaron durante el Eoceno. [ 143 ] Los ostrácodos prosperaron en los océanos. [ 144 ]

Otros filos

Microbios

El nanoplancton calcáreo fue una característica prominente de los ecosistemas marinos del Eoceno. [ 145 ]

Véase también

Notas

  1. ↑ En la época de Lyell, las épocas se dividían en periodos. En la geología moderna, los periodos se dividen en épocas.

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  • Página del Eoceno de Paleos
  • PBS Tiempo Profundo: Eoceno
  • Fósiles del Eoceno y del Oligoceno
  • El Proyecto de Bosques Fósiles de la Universidad de Pensilvania, centrado en los bosques polares del Eoceno en la isla Ellesmere, Canadá.
  • Basilosaurus Ballenas primitivas del Eoceno
  • Basilosaurus: el plesiosaurio que no fue...
  • Mapas detallados del Terciario del oeste de Norteamérica
  • Mapa de la Tierra del Eoceno
  • Microfósiles del Eoceno: más de 60 imágenes de foraminíferos
  • Época del Eoceno. (2011). En Encyclopædia Britannica. Recuperado de Época del Eoceno | geocronología