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Eoceno

El Eoceno ( IPA : / ˈ iː ə s iː n , ˈ iː oʊ -/ EE -ə-seen, EE -oh- [5] [6] ) es una época geológica que duró aproximadamente entre 56 y 33,9 millones de años. (Mamá). Es la segunda época del Período Paleógeno en la Era Cenozoica moderna . El nombre Eoceno proviene del griego antiguo ἠώς ( ēṓs , " amanecer ") y καινός ( kainós , "nuevo") y se refiere al "amanecer" de la fauna moderna ("nueva") que apareció durante la época. [7] [8]

El Eoceno abarca el tiempo desde el final del Paleoceno hasta el comienzo 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 media de la Tierra a principios del Eoceno era de unos 27 grados centígrados. [9] El final se sitúa en un evento de extinción importante 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 bólidos grandes en Siberia y en lo que hoy es la Bahía de Chesapeake . Como ocurre con otros períodos geológicos , los estratos que definen el inicio y el final de la época están bien identificados, [10] aunque sus fechas exactas son ligeramente inciertas.

Etimología

El término "Eoceno" se deriva del griego antiguo ἠώς eos que significa "amanecer", y καινός kainos que significa "nuevo" o "reciente", 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. [11] [n 1] El geólogo británico John Phillips propuso el Cenozoico en 1840 en lugar de Terciario, [12] y el paleontólogo austriaco Moritz Hörnes introdujo el Paleógeno para el Eoceno y el Neógeno para el Mioceno y el Plioceno en 1853. [13] Después de décadas de uso inconsistente, la recién formada Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS), en 1969, estratigrafía estandarizada basada en las opiniones predominantes en Europa: la Era Cenozoica subdividida en las suberas Terciario y Cuaternario, y el Terciario subdividido en los períodos Paleógeno y Neógeno. [14] En 1978, el Paleógeno se definió oficialmente como las épocas Paleoceno, Eoceno y Oligoceno; y el Neógeno como las épocas Mioceno y Plioceno. [15] En 1989, el Terciario y el Cuaternario fueron eliminados de la escala temporal debido a la naturaleza arbitraria de sus límites, pero el Cuaternario fue reinstalado en 2009. [16]

Geología

Límites

El Eoceno es una época dinámica que representa transiciones climáticas globales entre dos extremos climáticos, pasando de la casa caliente a la casa fría. El comienzo del Eoceno está marcado por el Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno , un breve período de intenso calentamiento y acidificación de los océanos provocado por la liberación masiva de carbono en la atmósfera y los sistemas oceánicos, [17] que condujo a una extinción masiva de Entre el 30% y el 50% de los foraminíferos bentónicos (especies unicelulares que se utilizan como bioindicadores de la salud de un ecosistema marino), uno de los más grandes del Cenozoico. [18] [19] Este evento ocurrió alrededor de 55,8 Ma, y fue uno de los períodos más significativos de cambio global durante el Cenozoico. [17] [20] [21]

El Eoceno medio se caracterizó por el cambio hacia un clima más frío al final del EECO, alrededor de 47,8 Ma, que fue brevemente interrumpido por otro evento de calentamiento llamado óptimo climático del Eoceno medio (MECO). [22] 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 los océanos profundos, como se infiere de los registros de isótopos estables de oxígeno de los 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 Eoceno-Oligoceno , también conocido como Grande Coupure . [23]

Estratigrafía

El Eoceno se divide convencionalmente en subdivisiones temprana (56–47,8 Ma), media (47,8–38 Ma) y tardía (38–33,9 Ma). [24] Las rocas correspondientes se denominan Eoceno inferior, medio y superior. La Etapa Ypresiana constituye la inferior, la Etapa Priaboniana la superior; y las etapas luteciana y bartoniana se unen como el Eoceno medio. [ cita necesaria ]

Paleogeografía y tectónica

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

Al comienzo del período, Australia y la Antártida permanecían conectadas, y las corrientes ecuatoriales cálidas pueden haberse mezclado con 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 unos 45 millones de años, las cálidas corrientes ecuatoriales se alejaron de la Antártida. Entre los dos continentes se desarrolló un canal aislado de agua fría. [25] Sin embargo, los resultados del modelado ponen en duda el modelo de aislamiento térmico para el enfriamiento del Eoceno tardío, [26] y la disminución de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera puede 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. [27]

El supercontinente norte de Laurasia comenzó a fragmentarse a medida que Europa , Groenlandia y América del Norte se separaban. [28]

En el oeste de América del Norte, la orogenia Laramide llegó a su fin en el Eoceno, y la compresión fue reemplazada por una extensión de la corteza que finalmente dio origen a la provincia Basin and Range . [29] [30] La cuenca de Kishenehn, de alrededor de 1,5 km de altura durante el Luteciano, fue elevada a una altitud de 2,5 km por el Priaboniano. [31] Se formaron enormes lagos en las cuencas altas y planas entre los levantamientos, [32] lo que resultó en la deposición de la formación lagerstätte del Río Verde . [33]

Aproximadamente hace 35 Ma, el impacto de un asteroide en la costa este de América del Norte formó el cráter de impacto de la Bahía de Chesapeake . [34] [35]

El océano Tetis finalmente se cerró con la colisión de África y Eurasia, [36] mientras que el levantamiento de los Alpes aisló su último remanente, el Mediterráneo , y creó otro mar poco profundo con archipiélagos insulares al norte. [37] Los foraminíferos planctónicos en el noroeste de Peri-Tetis son muy similares a los del Tetis en el Lutetiense medio, pero se vuelven completamente dispares en el Bartoniano, lo que indica una separación biogeográfica. [38] Aunque el Atlántico Norte se estaba abriendo, [39] parece haber permanecido una conexión terrestre entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de las dos regiones son muy similares. [40]

Eurasia estuvo dividida en tres masas continentales diferentes hace 50 Ma; Europa occidental, Balkanatolia y Asia. Aproximadamente 40 Ma, Balkanatolia y Asia estuvieron conectadas, mientras que Europa estuvo conectada 34 Ma. [41] [42] La cuenca de Fushun contenía grandes lagos subóxicos conocidos como lagos paleo-Jijuntun. [43]

La India chocó con Asia , plegándose para iniciar la formación del Himalaya . [44] El incipiente subcontinente chocó 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. [45] [46]

Clima

La época del Eoceno contenía una amplia variedad de condiciones climáticas diferentes 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 Inferior, y termina en un clima de invernadero. [47] La ​​evolución del clima del Eoceno comenzó con el calentamiento después del final del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM) en 56 Ma hasta un máximo durante el Óptimo del Eoceno en alrededor de 49 Ma. Durante este período de tiempo, había poco o ningún hielo en la Tierra y una diferencia de temperatura menor entre el ecuador y los polos . [48] ​​Debido a esto, el nivel máximo del mar fue 150 metros más alto que los niveles actuales. [49] Después del máximo hubo un descenso a un clima de invernadero desde el Eoceno Óptimo 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 de la Antártida comenzó a expandirse rápidamente. [50]

Eoceno temprano

Los gases de efecto invernadero, en particular el dióxido de carbono y el metano , desempeñaron un papel importante durante el Eoceno en el control de la temperatura de la superficie. El fin del PETM se encontró con un gran secuestro de dióxido de carbono en formas de clatrato de metano , carbón y petróleo crudo en el fondo del Océano Ártico , que redujo el dióxido de carbono atmosférico. [51] Este evento fue similar en magnitud a la liberación masiva de gases de efecto invernadero al comienzo del PETM, y se plantea la hipótesis de que el secuestro se debió principalmente al entierro de carbono orgánico y a la erosión de los silicatos. Para el Eoceno temprano hay mucha discusión sobre cuánto dióxido de carbono había en la atmósfera. Esto se debe a numerosos indicadores que representan diferentes contenidos de dióxido de carbono atmosférico. Por ejemplo, diversos indicadores geoquímicos y paleontológicos indican que en el máximo de calor global los valores de dióxido de carbono atmosférico estaban entre 700 y 900 ppm , [52] mientras que las simulaciones de modelos sugieren que una concentración de 1.680 ppm se adapta mejor a las profundidades del mar, a la superficie del mar y a la atmósfera. Temperaturas del aire cerca de la superficie de la época. [53] Otros sustitutos, como el carbonato pedogénico (constructor del suelo) y los isótopos de boro marino, indican grandes cambios de dióxido de carbono de más de 2000 ppm en períodos de tiempo de menos de 1 millón de años. [54] Esta gran entrada de dióxido de carbono podría atribuirse a la desgasificación volcánica debido al rifting del Atlántico Norte o a la oxidación del metano almacenado en grandes depósitos depositados por el evento PETM en el fondo del mar o en ambientes de humedales. [52] Por el contrario, hoy los niveles de dióxido de carbono están 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). [55] La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este período de tiempo habría provenido de humedales, pantanos y bosques. [56] 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, habrían estado disponibles más humedales, más bosques y más depósitos de carbón 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 cantidad de metano. Las temperaturas cálidas durante el Eoceno temprano podrían haber aumentado las tasas de producción de metano, y el metano que se libera a la atmósfera calentaría la troposfera, enfriaría la estratosfera y produciría vapor de agua y dióxido de carbono a través de la oxidación. La producción biogénica de metano produce dióxido de carbono y vapor de agua junto con el metano, además de producir 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 infrarrojos que el dióxido de carbono. Aproximadamente a principios del Eoceno (55,8–33,9 Ma), la cantidad de oxígeno en la atmósfera terrestre se duplicó más o menos. [57]

Durante el calentamiento a principios del Eoceno, entre 55 y 52 Ma, hubo una serie de cambios a corto plazo en la composición de isótopos de carbono en el océano. [58] [59] Estos cambios de isótopos se produjeron debido a la liberación de carbono del océano a la atmósfera, lo que provocó un aumento de temperatura de 4 a 8 °C (7,2 a 14,4 °F) en la superficie del océano. Los análisis e investigaciones recientes sobre estas hipertermales a principios del Eoceno han llevado a la hipótesis de que las hipertermales se basan en parámetros orbitales, en particular la excentricidad y la oblicuidad. Se analizaron las hipertermales del Eoceno temprano, en particular el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), el Máximo Térmico del Eoceno 2 (ETM2) y el Máximo Térmico del Eoceno 3 (ETM3), y se encontró que el control orbital puede haber tenido un papel en activando el ETM2 y el ETM3. [60] [61] [62] Una mejora de la bomba biológica demostró ser eficaz para secuestrar el exceso de carbono durante las fases de recuperación de estas hipertermales. [63] Estas hipertermales llevaron a mayores perturbaciones en los foraminíferos planctónicos y bentónicos , [64] [65] con una mayor tasa de sedimentación fluvial como consecuencia de las temperaturas más cálidas. [66] A diferencia del PETM, las hipertermales menores del Eoceno temprano tuvieron consecuencias insignificantes para los mamíferos terrestres. [67] Estas hipertermales del Eoceno temprano produjeron un período sostenido de clima extremadamente cálido conocido como el Óptimo Climático del Eoceno Temprano (EECO). [68] Durante la EECO temprana y media, la superabundancia del dinoquiste eurihalino Homotryblium en Nueva Zelanda indica una elevada salinidad del océano en la región. [69]

Problema climático equitativo

Una de las características únicas del clima del Eoceno, como se mencionó anteriormente, fue el clima uniforme y homogéneo que existió en las primeras partes del Eoceno. Una multitud de indicadores respaldan la presencia de un clima más cálido y uniforme durante este período de tiempo. Algunos de estos indicadores incluyen la presencia de fósiles nativos de climas cálidos, como cocodrilos , ubicados en las latitudes más altas, [70] [71] la presencia en las latitudes altas de flora intolerante a las heladas, como palmeras que no pueden sobrevivir durante heladas sostenidas, [71] [72] y fósiles de serpientes encontrados en los trópicos que requerirían temperaturas promedio mucho más altas para sostenerlas. [71] Las mediciones de TEX 86 BAYSPAR indican temperaturas de la superficie del mar extremadamente altas de 40 °C (104 °F) a 45 °C (113 °F) en latitudes bajas, [73] aunque los análisis de isótopos agrupados apuntan a una superficie del mar máxima en latitudes bajas. temperatura de 36,3 °C (97,3 °F) ± 1,9 °C (35,4 °F) durante el EECO. [74] En relación con los valores actuales, las temperaturas del agua del fondo son 10 °C (18 °F) más altas según los sustitutos de isótopos. [72] Con estas temperaturas del agua del fondo, las temperaturas en áreas donde se forma agua profunda cerca de los polos no pueden ser mucho más frías que las temperaturas del agua del fondo. [ cita necesaria ]

Sin embargo, surge un problema al intentar modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos proxy . [75] Utilizando todos los diferentes rangos de gases de efecto invernadero que ocurrieron durante el Eoceno temprano, los modelos no pudieron producir el calentamiento que se encontró en los polos y la estacionalidad reducida que ocurre cuando los inviernos en los polos son 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. [72] Este error ha sido clasificado como el "problema del clima equitativo". Para resolver este problema, la solución pasaría por encontrar un proceso para calentar los polos sin calentar los trópicos. A continuación se enumeran algunas hipótesis y pruebas que intentan encontrar el proceso. [ cita necesaria ]

Grandes lagos

Debido a la naturaleza del agua a diferencia de la tierra, habría menos variabilidad de temperatura si también estuviera presente una gran masa de agua. En un intento por mitigar el enfriamiento de las temperaturas polares, se propusieron grandes lagos para mitigar los cambios climáticos estacionales. [76] Para replicar este caso, se insertó un lago en América del Norte y se ejecutó un modelo climático utilizando diferentes niveles de dióxido de carbono. Los modelos concluyeron que, si bien el lago redujo la estacionalidad de la región en mayor medida que un simple aumento de dióxido de carbono, la adición de un lago grande no pudo reducir la estacionalidad a los niveles mostrados por los datos de flora y fauna. [ cita necesaria ]

Transporte de calor oceánico

El transporte de calor desde los trópicos a los polos, de forma muy similar a cómo funciona el transporte de calor oceánico en los tiempos modernos, se consideró una posibilidad para el aumento de temperatura y la reducción de la estacionalidad en los polos. [77] Con el aumento de las temperaturas de la superficie del mar y el aumento de la temperatura del agua profunda del océano durante el Eoceno temprano, una hipótesis común era que debido a estos aumentos habría un mayor transporte de calor desde los trópicos a los polos. Simulando estas diferencias, los modelos produjeron un menor transporte de calor debido a los gradientes de temperatura más bajos y no lograron producir un clima uniforme a partir únicamente del transporte de calor del océano. [ cita necesaria ]

Parámetros orbitales

Si bien normalmente se los considera un control sobre el crecimiento del hielo y la estacionalidad, los parámetros orbitales se teorizaron como un posible control sobre las temperaturas y la estacionalidad continentales. [78] Simulando el Eoceno utilizando un planeta libre de hielo, la excentricidad , la oblicuidad y la precesión se modificaron en diferentes ejecuciones de modelos para determinar todos los diferentes escenarios posibles que podrían ocurrir y sus efectos sobre la temperatura. Un caso particular provocó inviernos más cálidos y veranos más frescos hasta en un 30% en el continente norteamericano, y redujo la variación estacional de la temperatura hasta en un 75%. Si bien los parámetros orbitales no produjeron el calentamiento en los polos, sí mostraron un gran efecto sobre la estacionalidad y debían ser considerados. [ cita necesaria ]

Nubes estratosféricas polares

Otro método considerado para producir temperaturas polares cálidas fueron las nubes estratosféricas polares . [79] Las nubes estratosféricas polares son nubes que se producen en la estratosfera inferior a temperaturas muy bajas. Las nubes estratosféricas polares tienen un gran impacto en el forzamiento radiativo. Debido a sus propiedades de albedo mínimo y su espesor óptico, las nubes estratosféricas polares actúan de manera similar a un gas de efecto invernadero y atrapan la radiación de onda larga saliente. 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). [ cita necesaria ]

El metano es un factor importante en la creación de las nubes estratosféricas polares primarias de Tipo II que se crearon a principios del Eoceno. [56] 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 estratosfera inferior es necesaria donde, en la mayoría de las situaciones, la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior es rara. Cuando se oxida el metano, se libera una cantidad significativa de vapor de agua. Otro requisito para las nubes estratosféricas polares son las temperaturas frías para garantizar la condensación y la producción de nubes. La producción de nubes estratosféricas polares, dado que requiere temperaturas frías, generalmente se limita a condiciones nocturnas e invernales. Con esta combinación de condiciones más húmedas y más frías en la estratosfera inferior, las nubes estratosféricas polares podrían haberse formado en amplias áreas de las regiones polares. [ cita necesaria ]

Para probar los efectos de las nubes estratosféricas polares en el clima del Eoceno, se ejecutaron modelos comparando los efectos de las nubes estratosféricas polares en los polos con un aumento del dióxido de carbono atmosférico. [79] Las nubes estratosféricas polares tuvieron un efecto de calentamiento en los polos, aumentando las temperaturas hasta 20 °C en los meses de invierno. También se produjeron multitud de retroalimentaciones en los modelos debido a la presencia de nubes estratosféricas polares. Cualquier crecimiento de hielo se ralentizó enormemente y conduciría al derretimiento del hielo actual. Sólo los polos se vieron afectados con el cambio de temperatura y los trópicos no se vieron afectados, lo que con un aumento del dióxido de carbono atmosférico provocaría también un aumento de temperatura en los trópicos. Debido al calentamiento de la troposfera debido al 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 en el mantenimiento de las nubes estratosféricas polares durante un período prolongado de tiempo. Se utilizaron modelos separados para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. [80] Se determinó que para mantener el vapor de agua de la estratosfera inferior, sería necesario liberar y mantener metano continuamente. Además, las cantidades de hielo y núcleos de condensación tendrían que ser altas para que la nube estratosférica polar se sostenga y eventualmente se expanda. [ cita necesaria ]

Eoceno medio

El Eoceno no sólo es conocido por contener el período más cálido durante el Cenozoico; también marcó el declive hacia un clima de invernadero y la rápida expansión de la capa de hielo antártica . La transición de un clima cálido a uno frío comenzó alrededor del año 49 Ma. Los isótopos de carbono y oxígeno indican un cambio hacia un clima de enfriamiento global. [81] La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de >2000 ppm en las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico. [52] Una causa propuesta de la reducción del dióxido de carbono durante la transición del calentamiento al enfriamiento fue el evento azolla . Con el clima uniforme 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 la proliferación de azolla en todo el Océano Ártico. En comparación con los niveles actuales de dióxido de carbono, estos azolla crecieron rápidamente en los niveles mejorados de dióxido de carbono encontrados a principios del Eoceno. [81] El aislamiento del Océano Ártico, evidenciado por la euxinia que ocurrió en este momento, [82] condujo a aguas estancadas y cuando la azolla se hundió en el fondo del mar, se convirtieron en parte de los sedimentos en el fondo marino y secuestraron efectivamente el carbono. excluyéndolo de la atmósfera para siempre. La capacidad de la azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el entierro mejorado de la azolla podría haber tenido un efecto significativo en el contenido de carbono atmosférico mundial y puede haber sido el evento que inició la transición hacia un clima de invernadero. [81] El evento azolla podría haber provocado una reducción del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. Suponiendo que las concentraciones de dióxido de carbono estuvieran en 900 ppmv antes del Evento Azolla , habrían caído a 430 ppmv, o 30 ppmv más de lo que son hoy, después del Evento Azolla. [81] También se ha propuesto que esta tendencia de enfriamiento al final de la EECO fue causada por una mayor productividad del plancton silíceo y el entierro de carbono marino, que también ayudó a extraer dióxido de carbono de la atmósfera. [52] El enfriamiento después de este evento, parte de una tendencia conocida como Enfriamiento del Eoceno Medio-Tardío (MLEC), [83] continuó debido a la disminución continua del dióxido de carbono atmosférico debido a la productividad orgánica y la erosión por la formación de montañas . [84] Muchas regiones del mundo se volvieron más áridas y frías a lo largo de la etapa, como la cuenca de Fushun. [43] En el este de Asia, los cambios en el nivel de los lagos estuvieron sincronizados con los cambios globales en el nivel del mar durante el transcurso del MLEC.[85]

El enfriamiento global continuó hasta que hubo una reversión importante del enfriamiento al calentamiento en el Bartoniano. Este evento de calentamiento, que significa una reversión repentina y temporal de las condiciones de enfriamiento, se conoce como Óptimo Climático del Eoceno Medio (MECO). [86] [87] Alrededor de 41,5 Ma, el análisis isotópico estable de muestras de sitios de perforación del Océano Austral indicó un evento de calentamiento durante 600.000 años. [84] Se conoce un cambio similar en los isótopos de carbono en el hemisferio norte en las calizas de Scaglia de Italia. [86] El análisis de isótopos de oxígeno mostró un gran cambio negativo en la proporción de isótopos de oxígeno más pesados ​​​​con respecto a isótopos de oxígeno más ligeros, lo que indica un aumento en las temperaturas globales. [88] 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. [84] Se observó un fuerte aumento del dióxido de carbono atmosférico con un máximo de 4.000 ppm: la cantidad más alta de dióxido de carbono atmosférico detectada durante el Eoceno. [89] Otros estudios sugieren un aumento más modesto en los niveles de dióxido de carbono. [90] También se ha planteado la hipótesis de que el aumento del dióxido de carbono atmosférico fue impulsado por el aumento de las tasas de expansión del fondo marino y las reacciones metamórficas de descarbonatación entre Australia y la Antártida y el aumento de las 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 resultante formación 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. [84] Sin embargo, estudios recientes han mencionado que la eliminación del océano entre Asia y la India podría haber liberado cantidades significativas de dióxido de carbono. [89] Otra hipótesis todavía implica una disminución de la retroalimentación negativa de la erosión de silicatos como resultado de que las rocas continentales se volvieron menos resistentes a la intemperie durante el cálido Eoceno temprano y medio, lo que permitió que el dióxido de carbono liberado volcánicamente persistiera en la atmósfera por más tiempo. [91] Otra explicación más plantea la hipótesis de que el calentamiento de MECO fue causado por la aparición simultánea de mínimos en los ciclos de excentricidad de 400 kyr y 2,4 Myr. [92] Durante el MECO, las temperaturas de la superficie del mar en el océano de Tetis aumentaron a 32-36 °C, [93] y el agua de mar de Tethyan se volvió más disóxica. [94]Una disminución en la acumulación de carbonato en profundidades oceánicas de más de tres kilómetros se produjo sincrónicamente con el pico del MECO, lo que significa que se produjo una acidificación del océano en las profundidades del océano. [95] Además de eso, el calentamiento de MECO provocó un aumento en las tasas de respiración de los heterótrofos pelágicos , lo que llevó a una menor proporción de la productividad primaria que descendió al fondo marino y provocó una disminución correspondiente en las poblaciones de foraminíferos bentónicos. [96] Durante este intervalo de calentamiento se produjo una disminución abrupta en la salinidad del agua de los lagos en el oeste de América del Norte. [97] Este calentamiento dura poco, ya que los registros de isótopos de oxígeno bentónicos indican un retorno al enfriamiento a ~40 Ma. [98]


Eoceno tardío

Al finalizar el MECO, se reanudó el MLEC. [83] El enfriamiento y la reducción de dióxido de carbono continuaron hasta finales del Eoceno y en la transición Eoceno-Oligoceno alrededor de 34 Ma. [99] El enfriamiento posterior al MECO trajo consigo una importante tendencia a la aridificación en Asia, [100] potenciada por el retroceso de los mares. [101] El enfriamiento durante las etapas iniciales de la apertura del Pasaje de Drake ~38,5 Ma no fue global, como lo demuestra la ausencia de enfriamiento en el Atlántico Norte. [102] 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. [52] 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 la casa de hielo. [103] Múltiples sustitutos, como isótopos de oxígeno y alquenonas , indican que en la transición Eoceno-Oligoceno, la concentración de dióxido de carbono atmosférico había disminuido a alrededor de 750 a 800 ppm, aproximadamente el doble que los niveles actuales . [98] [103] Junto con la disminución del dióxido de carbono atmosférico que reduce la temperatura global, los factores orbitales en la creación de hielo se pueden observar con fluctuaciones de 100.000 y 400.000 años en los registros de isótopos de oxígeno bentónicos. [104] Otra contribución importante a la expansión de la capa de hielo fue la creación de la Corriente Circumpolar Antártica . [105] 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 [106] además de crear giros oceánicos que resultan en el afloramiento de aguas más frías del fondo. [105] El problema con esta hipótesis de la consideración de que esto es un factor para la transición Eoceno-Oligoceno es que el momento de la creación de la circulación es incierto. [107] Para el Pasaje de Drake , los sedimentos indican que la apertura ocurrió ~41 Ma, mientras que la tectónica indica que esto ocurrió ~32 Ma. [ cita necesaria ] La actividad solar no cambió significativamente durante la transición invernadero-congelador a través del límite Eoceno-Oligoceno. [108]

Flora

La vegetación del Eoceno de Clarno Nut Beds en el Monumento Nacional John Day Fossil Beds era una vegetación de bosque húmedo subtropical de alta diversidad dominada por angiospermas .
La reconstrucción de Arsinoitherium por Heinrich Harder lo muestra en un paisaje abierto dominado por Poales

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 África moderna, América del Sur, América Central, India, el sudeste asiático y China. Los bosques paratropicales crecieron en América del Norte, Europa y Rusia, con bosques de hoja ancha perenne y de hoja ancha caducifolios en latitudes más altas. [109]

Los bosques polares eran bastante extensos. En la isla de Ellesmere, en el Ártico , se han encontrado fósiles e incluso restos conservados de árboles como el ciprés de pantano y la secuoya del Eoceno . Incluso en aquella época, la isla de Ellesmere estaba sólo unos pocos grados de latitud más al sur de lo que está hoy. También se han encontrado fósiles de árboles y plantas subtropicales e incluso tropicales del Eoceno en Groenlandia y Alaska . Las selvas tropicales crecieron hasta el norte de América del Norte y Europa . [ cita necesaria ]

Las palmeras crecían hasta el norte de Alaska y el norte de Europa durante el Eoceno temprano, aunque se volvieron menos abundantes a medida que el clima se enfrió. [110] Las secuoyas del amanecer también eran mucho más extensas. [111]

Los primeros fósiles definitivos de eucalipto datan de 51,9 Ma y se encontraron en el depósito Laguna del Hunco en la provincia de Chubut en Argentina . [112]

El enfriamiento comenzó a mitad del período y, hacia finales del Eoceno, los interiores continentales habían comenzado a secarse, y los bosques se redujeron considerablemente en algunas áreas. Los pastos recién evolucionados todavía estaban confinados a las orillas de los ríos y lagos , y aún no se habían expandido a llanuras y sabanas . [ cita necesaria ]

El enfriamiento también trajo cambios estacionales . Los árboles de hoja caduca , más capaces de afrontar grandes cambios de temperatura, comenzaron a superar a las especies tropicales de hoja perenne . [113] Al final del período, los bosques caducifolios cubrían gran parte de los continentes del norte, incluyendo América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales se mantenían sólo en América del Sur ecuatorial , África , India y Australia . [ cita necesaria ]

La Antártida comenzó el Eoceno bordeada por una selva tropical templada cálida a subtropical . El polen encontrado en la bahía de Prydz del Eoceno sugiere que allí existió un bosque de taiga . [114] 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 . [ cita necesaria ]

Fauna

Durante el Eoceno, las plantas y la fauna marina se volvieron bastante modernas. Muchos órdenes de aves modernos aparecieron por primera vez en el Eoceno. Los océanos del Eoceno eran cálidos y repletos de peces y otras especies marinas.

Mamíferos

Molde del cráneo de Uintatherium anceps , Museo Nacional Francés de Historia Natural , París

Los fósiles más antiguos conocidos de la mayoría de los órdenes de mamíferos modernos aparecen en un breve período durante el Eoceno temprano . A principios del Eoceno, varios grupos nuevos de mamíferos llegaron a América del Norte. Estos mamíferos modernos, como los artiodáctilos , perisodáctilos y primates , tenían rasgos como piernas , pies y manos largos y delgados capaces de agarrar, así como dientes diferenciados adaptados para masticar. Reinaban las formas enanas . Todos los miembros de los nuevos órdenes de mamíferos eran pequeños, menos de 10 kg; Según comparaciones del tamaño de los dientes, los mamíferos del Eoceno tenían sólo el 60% del tamaño de los mamíferos primitivos del Paleoceno que los precedieron. También eran más pequeños que los mamíferos que los siguieron. Se supone que las altas temperaturas del Eoceno favorecieron a los animales más pequeños que eran más capaces de gestionar el calor. [ cita necesaria ]

Ambos grupos de ungulados modernos (animales con pezuñas) se volvieron prevalentes debido a una importante radiación entre Europa y América del Norte, junto con ungulados carnívoros como Mesonyx . Aparecieron formas tempranas de muchos otros órdenes de mamíferos modernos, incluidos los caballos (más notablemente el Eohippus ), los murciélagos , los proboscidios (elefantes), los primates y los 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, la Patagonia , Egipto y el sudeste asiático . La fauna marina es más conocida del sur de Asia y el sureste de Estados Unidos . [ cita necesaria ]

La megafauna establecida del Eoceno incluye Uintatherium , Arsinoitherium y brontotheres , en los que los dos primeros, a diferencia de los segundos, no pertenecían a ungulados sino a grupos que se extinguieron poco después de su establecimiento.

Reconstrucción de Andrewsarchus , Museo Dinosaurier Altmühltal, Alemania

Los grandes depredadores mamíferos terrestres comenzaron a tomar forma como carnívoros terrestres como el Hyaenodon y el Daphoenus (el linaje más antiguo de una familia depredadora que alguna vez tuvo éxito conocida como perros osos ). Mientras tanto, los entelodontes se establecieron como algunos de los omnívoros más grandes. Los primeros nimrávidos , incluido Dinictis , se establecieron entre los primeros feliformes en aparecer. Sus grupos tuvieron mucho éxito y continuaron viviendo más allá del Eoceno.

Basilosaurus es una ballena del Eoceno muy conocida, pero las ballenas como grupo se volvieron muy diversas durante el Eoceno, que es cuando ocurrieron las principales transiciones de ser terrestres a completamente acuáticos en los cetáceos . Los primeros sirenios estaban evolucionando en este momento y eventualmente evolucionarían hasta convertirse en los manatíes y dugongos existentes .

Se cree que millones de años después de la extinción del Cretácico-Paleógeno , el tamaño del cerebro de los mamíferos comenzó a aumentar , "probablemente impulsado por la necesidad de una mayor cognición en entornos cada vez más complejos". [115] [116] [ se necesita aclaración ]

Aves

Primobucco , uno de los primeros parientes del rodillo

Las aves del Eoceno incluyen algunos grupos enigmáticos con semejanzas con 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 , el halcón de patas largas Masillaraptor , galliformes antiguos como Gallinuloides , parientes putativos de la familia Songziidae , varias aves con pseudodientes como Gigantornis , el pariente de los ibis Rhynchaeites , vencejos primitivos del género Aegialornis y pingüinos primitivos como Archaeospheniscus e Inkayacu . [ cita necesaria ]

reptiles

Los fósiles de reptiles de esta época, como fósiles de pitones y tortugas , son abundantes. [117]

Insectos y arácnidos

Se conocen varias ricas faunas de insectos fósiles del Eoceno, en particular el ámbar báltico que se encuentra principalmente a lo largo de la costa sur del Mar Báltico , [118] el ámbar de la Cuenca de París , Francia, la Formación Fur , Dinamarca , y las Margas de Bembridge de la Isla . de Wight , Inglaterra. Los insectos que se encuentran en los depósitos del Eoceno pertenecen en su mayoría a géneros que existen en la actualidad, aunque su área de distribución a menudo ha cambiado desde el Eoceno. Por ejemplo, el género de bibionidos Plecia es común en las faunas fósiles de áreas actualmente templadas, pero en la actualidad sólo vive en los trópicos y subtrópicos. [ cita necesaria ]

Galería

Ver también

Notas

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

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Otras lecturas

enlaces externos

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