El Paleógeno ( IPA : / ˈ p eɪ l i . ə dʒ iː n , - l i . oʊ -, ˈ p æ l i -/ PAY -lee-ə-jeen, -lee-oh-, PAL -ee- ; también escrito Paleógeno o Palæogene ) es un período y sistema geológico que abarca 43 millones de años desde el final del Período Cretácico hace 66 Ma (millones de años) hasta el comienzo del Período Neógeno hace 23,03 Ma. Es el primer período de la Era Cenozoica y se divide en las épocas Paleoceno , Eoceno y Oligoceno . El término anterior Período Terciario se utilizó para definir el tiempo ahora cubierto por el Período Paleógeno y el posterior Período Neógeno; a pesar de que ya no se reconoce como un término estratigráfico formal , "Terciario" todavía a veces permanece en uso informal. [5] El término Paleógeno suele abreviarse como "Pg", aunque el Servicio Geológico de los Estados Unidos utiliza la abreviatura " Pe " para el Paleógeno en los mapas geológicos del Servicio. [6] [7]
Durante el período Paleógeno, los mamíferos continuaron diversificándose desde formas relativamente pequeñas y simples hasta convertirse en un gran grupo de animales diversos a raíz del evento de extinción masiva del Cretácico-Paleógeno que puso fin al período Cretácico anterior . [8]
El período está marcado por cambios considerables en el clima desde el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno , pasando por el enfriamiento global durante el Eoceno hasta la primera aparición de capas de hielo permanentes en la Antártida a principios del Oligoceno. [9]
El Paleógeno se divide en tres series / épocas : el Paleoceno, el Eoceno y el Oligoceno. Estas unidades estratigráficas pueden definirse global o regionalmente. Para la correlación estratigráfica global, la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) ratifica los estadios globales basándose en una Sección y Punto de Estratotipo de Límite Global (GSSP) de una única formación (un estratotipo ) que identifica el límite inferior del estadio. [10]
El Paleoceno es la primera serie/época del Paleógeno y duró desde hace 66,0 Ma hasta 56,0 Ma. Se divide en tres etapas: el Daniense 66,0 - 61,6 Ma; Selandiense 61,6 - 59,2 Ma; y, Thanetiense 59,2 - 56,0 Ma. [11] El GSSP para la base del Cenozoico, Paleógeno y Paleoceno está en Oued Djerfane, al oeste de El Kef , Túnez . Está marcado por una anomalía de iridio producida por el impacto de un asteroide , y está asociado con el evento de extinción del Cretácico-Paleógeno. El límite se define como la base de color oxidado de una arcilla de 50 cm de espesor , que se habría depositado en solo unos pocos días. Se ven capas similares en depósitos marinos y continentales en todo el mundo. Estas capas incluyen la anomalía de iridio, microtectitas , cristales de espinela ricos en níquel y cuarzo chocado , todos ellos indicadores de un importante impacto extraterrestre. Los restos del cráter se encuentran en Chicxulub, en la península de Yucatán , en México . La extinción de los dinosaurios no aviares , las amonitas y los dramáticos cambios en el plancton marino y muchos otros grupos de organismos también se utilizan con fines de correlación. [11]
El Eoceno es la segunda serie/época del Paleógeno, y duró desde hace 56,0 Ma hasta 33,9 Ma. Se divide en cuatro etapas: el Ypresiense 56,0 Ma a 47,8 Ma; el Luteciense 47,8 Ma a 41,2 Ma; el Bartoniano 41,2 Ma a 37,71 Ma; y el Priaboniano 37,71 Ma a 33,9 Ma. El GSSP para la base del Eoceno está en Dababiya, cerca de Luxor , Egipto y está marcado por el inicio de una variación significativa en las proporciones globales de isótopos de carbono , producida por un importante período de calentamiento global. El cambio en el clima se debió a una rápida liberación de clatratos de metano congelados de los sedimentos del fondo marino al comienzo del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM). [11]
El Oligoceno es la tercera y más reciente serie/época del Paleógeno, y duró desde hace 33,9 Ma hasta 23,03 Ma. Se divide en dos etapas: el Rupeliano 33,9 Ma a 27,82 Ma; y, Chattiano 27,82 - 23,03 Ma. El GSSP para la base del Oligoceno está en Massignano , cerca de Ancona , Italia . La extinción de los foraminíferos planctónicos hantkeninidos es el marcador clave para el límite Eoceno-Oligoceno, que fue una época de enfriamiento climático que condujo a cambios generalizados en la fauna y la flora. [11]
Las etapas finales de la ruptura de Pangea ocurrieron durante el Paleógeno cuando la ruptura del Océano Atlántico y la expansión del fondo marino se extendieron hacia el norte, separando las placas de América del Norte y Euroasiática , y Australia y América del Sur se separaron de la Antártida , abriendo el Océano Austral . África e India colisionaron con Eurasia formando las cadenas montañosas alpinas-himaláyicas y el margen occidental de la placa del Pacífico cambió de un límite de placa divergente a convergente . [12]
La orogenia alpina se desarrolló como respuesta a la colisión entre las placas africana y euroasiática durante el cierre del océano Neotetis y la apertura del océano Atlántico central. El resultado fue una serie de cadenas montañosas arqueadas, desde la cordillera Tell - Rif - Bética en el Mediterráneo occidental , pasando por los Alpes , los Cárpatos , los Apeninos , los Dinárides y los Helenides, hasta las Táuridas en el este. [13] [12]
Desde finales del Cretácico hasta principios del Paleoceno, África comenzó a converger con Eurasia. Los contornos irregulares de los márgenes continentales, incluido el promontorio adriático (Adria) que se extendía hacia el norte desde la placa africana, llevaron al desarrollo de varias zonas de subducción cortas , en lugar de un sistema largo. [13] En el Mediterráneo occidental, la placa europea se subdujo hacia el sur debajo de la placa africana, mientras que en el Mediterráneo oriental, África se subdujo debajo de Eurasia a lo largo de una zona de subducción inclinada hacia el norte. [12] [14] La convergencia entre las placas ibérica y europea condujo a la orogenia pirenaica [15] y, a medida que Adria avanzaba hacia el norte, comenzaron a desarrollarse los orógenos de los Alpes y los Cárpatos. [16] [14]
La colisión de Adria con Eurasia a principios del Paleoceno fue seguida por una pausa de alrededor de 10 millones de años en la convergencia de África y Eurasia, relacionada con el inicio de la apertura del Océano Atlántico Norte cuando Groenlandia se separó de la placa euroasiática en el Paleoceno. [16] Las tasas de convergencia entre África y Eurasia aumentaron nuevamente a principios del Eoceno y las cuencas oceánicas restantes entre Adria y Europa se cerraron. [13] [17]
Entre 40 y 30 Ma aproximadamente, comenzó la subducción a lo largo del arco mediterráneo occidental de las cadenas montañosas Tell, Rif, Bética y Apenina. La tasa de convergencia fue menor que la tasa de subducción de la litosfera densa del Mediterráneo occidental y el retroceso de la placa en subducción dio lugar a la estructura arqueada de estas cadenas montañosas. [13] [15]
En el Mediterráneo oriental, hace unos 35 millones de años, la plataforma Anatolide-Tauride (parte norte de Adria) comenzó a entrar en la fosa que condujo al desarrollo de las cadenas montañosas Dináridas, Helénidas y Táuridas, a medida que los sedimentos del margen pasivo de Adria se desprendían hacia la corteza de Eurasia durante la subducción. [13] [18]
El cinturón montañoso de Zagros se extiende por unos 2000 km desde la frontera oriental de Irak hasta la costa de Makran en el sur de Irán . Se formó como resultado de la convergencia y colisión de las placas arábiga y euroasiática cuando se cerró el océano Neotetis y está compuesto por sedimentos arrancados de la placa arábiga descendente. [19] [20]
A partir del Cretácico Superior, se desarrolló un arco volcánico en el margen de Eurasia a medida que la corteza del Neotetis se subducía debajo de él. Una zona de subducción intraoceánica separada en el Neotetis resultó en la obucción de la corteza oceánica sobre el margen arábigo en el Cretácico Superior al Paleoceno, con la ruptura de la placa oceánica subducida cerca del margen arábigo que ocurrió durante el Eoceno. [19] [20] La colisión continental comenzó durante el Eoceno hace aproximadamente 35 Ma y continuó durante el Oligoceno hasta aproximadamente 26 Ma. [19] [20]
El continente indio se separó de Madagascar hace unos 83 millones de años y se desplazó rápidamente (aproximadamente 18 cm/año en el Paleoceno) hacia el norte, en dirección al margen sur de Eurasia. Una rápida disminución de la velocidad a unos 5 cm/año a principios del Eoceno registra la colisión del Himalaya tibetano ( el borde delantero de la Gran India) con el Terrane de Lhasa del Tíbet (margen sur de Eurasia), a lo largo de la zona de sutura del Indo-Yarling-Zangbo . [12] [21] Al sur de esta zona, el Himalaya está compuesto de rocas metasedimentarias raspadas de la corteza continental india y la litosfera del manto , ahora subducidas, a medida que avanzaba la colisión. [12]
Los datos paleomagnéticos sitúan al actual continente indio más al sur en el momento de la colisión y la disminución de la velocidad de las placas, lo que indica la presencia de una gran región al norte de la India que ahora ha sido subducida bajo la placa euroasiática o incorporada al cinturón montañoso. Esta región, conocida como la Gran India, se formó por extensión a lo largo del margen norte de la India durante la apertura del Neotetis. El bloque del Himalaya tetiano se encontraba a lo largo de su borde norte, con el océano Neotetis entre él y el sur de Eurasia. [12] [22]
El debate sobre la cantidad de deformación observada en el registro geológico en la zona de colisión India-Eurasia versus el tamaño de la Gran India, el momento y la naturaleza de la colisión en relación con la disminución de la velocidad de la placa y las explicaciones para la velocidad inusualmente alta de la placa india han llevado a varios modelos para la Gran India: 1) Una zona de subducción del Cretácico tardío al Paleoceno temprano puede haber estado entre India y Eurasia en el Neotetis, dividiendo la región en dos placas, la subducción fue seguida por la colisión de India con Eurasia en el Eoceno medio. En este modelo, la Gran India habría tenido menos de 900 km de ancho; [22] 2) La Gran India puede haber formado una sola placa, de varios miles de kilómetros de ancho, con el microcontinente Himalaya de Tetis separado del continente indio por una cuenca oceánica . El microcontinente colisionó con el sur de Eurasia c. 58 Ma (Paleoceno tardío), mientras que la velocidad de la placa no disminuyó hasta c. 50 Ma cuando las tasas de subducción cayeron a medida que la corteza oceánica joven entró en la zona de subducción; [23] 3) Este modelo asigna fechas más antiguas a partes de la Gran India, lo que cambia su posición paleogeográfica en relación con Eurasia y crea una Gran India formada por una corteza continental extendida de 2000 a 3000 km de ancho. [24]
El cinturón orogénico alpino-himaláyico en el sudeste asiático se extiende desde el Himalaya en la India a través de Myanmar ( bloque de Birmania occidental ) , Sumatra , Java hasta Sulawesi occidental . [25]
Durante el Cretácico Superior al Paleógeno, el movimiento hacia el norte de la placa india condujo a la subducción altamente oblicua del Neotetis a lo largo del borde del bloque de Birmania Occidental y al desarrollo de una importante falla transformante de norte a sur a lo largo del margen del sudeste asiático hacia el sur. [26] [25] Entre c. 60 y 50 Ma, el borde noreste principal de la Gran India colisionó con el bloque de Birmania Occidental, lo que resultó en deformación y metamorfismo . [26] Durante el Eoceno medio, la subducción con inclinación hacia el norte se reanudó a lo largo del borde sur del sudeste asiático, desde el oeste de Sumatra hasta el oeste de Sulawesi, a medida que la placa australiana se desplazaba lentamente hacia el norte. [25]
La colisión entre la India y el bloque de Birmania Occidental se completó a fines del Oligoceno. A medida que la colisión entre la India y Eurasia continuó, el movimiento de material que se alejaba de la zona de colisión se adaptó a los principales sistemas de deslizamientos de rumbo ya existentes en la región y los extendió. [26]
Durante el Paleoceno, el fondo marino que se extendía a lo largo de la dorsal mesoatlántica se propagó desde el Atlántico central hacia el norte entre América del Norte y Groenlandia en el mar de Labrador (hace unos 62 millones de años) y la bahía de Baffin (hace unos 57 millones de años), y, a principios del Eoceno (hace unos 54 millones de años), hacia el Atlántico nororiental entre Groenlandia y Eurasia. [12] [27] La extensión entre América del Norte y Eurasia, también a principios del Eoceno, condujo a la apertura de la cuenca euroasiática a través del Ártico, que estaba conectada con la dorsal de la bahía de Baffin y la dorsal mesoatlántica al sur a través de importantes fallas de deslizamiento. [12] [28]
Desde el Eoceno hasta principios del Oligoceno, Groenlandia actuó como una placa independiente que se movía hacia el norte y rotaba en sentido antihorario. Esto provocó una compresión en el archipiélago ártico canadiense , Svalbard y el norte de Groenlandia, lo que dio lugar a la orogenia de Eureka . [12] [28] Desde hace unos 47 Ma, el margen oriental de Groenlandia quedó cortado por la dorsal de Reykjanes (la rama nororiental de la dorsal mesoatlántica) que se propagó hacia el norte y se separó del microcontinente Jan Mayen . [12]
Después de unos 33 millones de años, la expansión del fondo marino en el mar de Labrador y la bahía de Baffin cesó gradualmente y se concentró a lo largo del Atlántico nororiental. A finales del Oligoceno, el límite de placas entre América del Norte y Eurasia se estableció a lo largo de la dorsal mesoatlántica, con Groenlandia unida nuevamente a la placa norteamericana y el microcontinente Jan Mayen formando parte de la placa euroasiática, donde sus restos yacen ahora al este y posiblemente debajo del sureste de Islandia. [12] [28]
La provincia ígnea del Atlántico Norte se extiende a través de Groenlandia y los márgenes del noroeste de Europa y está asociada con la pluma del manto protoislandés , que se elevó debajo de la litosfera de Groenlandia hace aproximadamente 65 Ma. [28] Hubo dos fases principales de actividad volcánica con picos en aproximadamente 60 Ma y aproximadamente 55 Ma. El magmatismo en las provincias volcánicas del Atlántico Británico y Noroeste ocurrió principalmente en el Paleoceno temprano, este último asociado con una mayor tasa de propagación en el Mar de Labrador, mientras que el magmatismo del Atlántico Noreste ocurrió principalmente durante el Eoceno temprano y está asociado con un cambio en la dirección de propagación en el Mar de Labrador y la deriva hacia el norte de Groenlandia. Las ubicaciones del magmatismo coinciden con la intersección de las grietas que se propagan y las estructuras litosféricas preexistentes a gran escala, que actuaron como canales hacia la superficie para el magma . [28] [30]
Se ha considerado que la llegada de la pluma protoislandesa fue el mecanismo impulsor del rifting en el Atlántico Norte. Sin embargo, el hecho de que el rifting y la expansión inicial del fondo marino ocurrieran antes de la llegada de la pluma, que se produjera un magmatismo a gran escala a cierta distancia del rifting y que el rifting se propagara hacia la pluma en lugar de alejarse de ella ha llevado a sugerir que la pluma y el magmatismo asociado pueden haber sido un resultado, en lugar de una causa, de las fuerzas tectónicas de placas que llevaron a la propagación del rifting desde el Atlántico central al norte. [28] [30]
La formación de montañas continuó a lo largo de la Cordillera de América del Norte en respuesta a la subducción de la placa Farallón debajo de la placa de América del Norte. A lo largo de la sección central del margen de América del Norte, el acortamiento de la corteza del orógeno Sevier del Cretácico al Paleoceno disminuyó y la deformación se movió hacia el este. La inclinación decreciente de la placa Farallón en subducción condujo a un segmento de losa plana que aumentó la fricción entre esta y la base de la placa de América del Norte. La orogenia Laramide resultante , que comenzó el desarrollo de las Montañas Rocosas , fue una amplia zona de deformación de piel gruesa , con fallas que se extendían a profundidades medias de la corteza y el levantamiento de rocas del basamento que se encontraban al este del cinturón Sevier, y a más de 700 km de la fosa. [31] [32] Con el levantamiento Laramide, la vía marítima interior occidental se dividió y luego retrocedió. [31]
Durante mediados y finales del Eoceno (50-35 Ma), las tasas de convergencia de las placas disminuyeron y la inclinación de la placa de Farallón comenzó a hacerse más pronunciada. La elevación cesó y la región quedó en gran parte nivelada por la erosión . En el Oligoceno, la convergencia dio paso a la extensión, el rifting y el vulcanismo generalizado en todo el cinturón de Laramide. [31] [32]
La convergencia océano-continente propiciada por la zona de subducción inclinada hacia el este de la placa de Farallón debajo del borde occidental de América del Sur continuó desde el Mesozoico. [33]
Durante el Paleógeno, los cambios en el movimiento de las placas y los episodios de hundimiento y empinamiento de las placas regionales dieron como resultado variaciones en la magnitud del acortamiento de la corteza y las cantidades de magmatismo a lo largo de los Andes . [33] En los Andes del Norte, se formó una meseta oceánica con un arco volcánico durante el Cretácico tardío y el Paleoceno, mientras que los Andes centrales estuvieron dominados por la subducción de la corteza oceánica y los Andes del Sur se vieron afectados por la subducción de la dorsal oceánica Farallón-Antártida Oriental. [34] [35]
La placa del Caribe está compuesta en gran parte por corteza oceánica de la Gran Provincia Ígnea del Caribe que se formó durante el Cretácico Superior. [35] Durante el Cretácico Superior al Paleoceno, se estableció la subducción de la corteza atlántica a lo largo de su margen norte, mientras que al suroeste, un arco de islas colisionó con los Andes del norte formando una zona de subducción inclinada hacia el este donde la litosfera del Caribe fue subducida debajo del margen sudamericano. [36]
Durante el Eoceno (hace unos 45 millones de años), se restableció la subducción de la placa Farallón a lo largo de la zona de subducción de América Central. [35] La subducción a lo largo de la sección norte del arco volcánico del Caribe cesó cuando la plataforma carbonatada de las Bahamas chocó con Cuba y fue reemplazada por movimientos de deslizamiento de rumbo como una falla transformante, que se extiende desde la dorsal mesoatlántica, conectada con el límite norte de la placa del Caribe. La subducción ahora se centra a lo largo del arco sur del Caribe ( Antillas Menores ). [35] [37]
Hacia el Oligoceno, el arco volcánico intraoceánico de América Central comenzó a colisionar con el noroeste de América del Sur. [36]
A principios del Paleógeno, el océano Pacífico estaba formado por las placas del Pacífico, Farallón, Kula e Izanagi . La placa central del Pacífico creció mediante la expansión del fondo marino a medida que las otras tres placas se subducían y fragmentaban. En el Pacífico sur, la expansión del fondo marino continuó desde el Cretácico Superior a través de las dorsales Pacífico-Antártida, Pacífico-Farallón y Farallón-Antártida. [12]
La dorsal Izanagi-Pacífica se encontraba casi paralela a la zona de subducción del este de Asia y entre 60 y 50 Ma la dorsal comenzó a subducirse. Hacia 50 Ma, la placa del Pacífico ya no estaba rodeada de dorsales, sino que tenía una zona de subducción a lo largo de su borde occidental. Esto cambió las fuerzas que actuaban sobre la placa del Pacífico y condujo a una importante reorganización de los movimientos de las placas en toda la región del Pacífico. [38] Los cambios resultantes en la tensión entre las placas del Pacífico y del mar de Filipinas iniciaron la subducción a lo largo de los arcos Izu-Bonin-Mariana y Tonga-Kermadec . [38] [35]
La subducción de la placa Farallón debajo de las placas americanas continuó desde el Cretácico Superior. [12] La dorsal Kula-Farallón se encontraba al norte hasta el Eoceno (c. 55 Ma), cuando la sección norte de la placa se dividió formando la placa Vancouver/Juan de Fuca . [35] En el Oligoceno (c. 28 Ma), el primer segmento de la dorsal Pacífico-Farallón entró en la zona de subducción de América del Norte cerca de Baja California [39] lo que llevó a importantes movimientos de deslizamiento y a la formación de la falla de San Andrés . [12] En el límite Paleógeno-Neógeno, la expansión cesó entre las placas Pacífico y Farallón y la placa Farallón se dividió nuevamente formando las placas actuales de Nazca y Cocos . [35] [39]
La placa Kula se encontraba entre la placa del Pacífico y América del Norte. Al norte y al noroeste se encontraba en proceso de subducción bajo la fosa de las Aleutianas . [12] [35] La expansión entre las placas Kula y del Pacífico y Farallón cesó hace unos 40 millones de años y la placa Kula pasó a formar parte de la placa del Pacífico. [12] [35]
La cadena de montes submarinos Hawaiian-Emperor se formó sobre el punto caliente de Hawái . Originalmente se pensaba que era estacionario dentro del manto, pero ahora se considera que el punto caliente se desplazó hacia el sur durante el Paleoceno hasta principios del Eoceno, a medida que la placa del Pacífico se movía hacia el norte. Hace unos 47 Ma, el movimiento del punto caliente cesó y el movimiento de la placa del Pacífico cambió de norte a noroeste en respuesta al inicio de la subducción a lo largo de su margen occidental. Esto resultó en una curva de 60 grados en la cadena de montes submarinos. Otras cadenas de montes submarinos relacionadas con puntos calientes en el Pacífico Sur muestran un cambio similar en la orientación en este momento. [40]
La lenta expansión del fondo marino continuó entre Australia y la Antártida Oriental. Probablemente se desarrollaron canales de aguas poco profundas al sur de Tasmania, abriendo el Paso de Tasmania en el Eoceno y rutas oceánicas profundas a partir de mediados del Oligoceno. La ruptura entre la península Antártica y el extremo sur de Sudamérica formó el Paso de Drake y abrió el Océano Austral también durante este tiempo, completando la ruptura de Gondwana. La apertura de estos pasajes y la creación del Océano Austral establecieron la Corriente Circumpolar Antártica . Los glaciares comenzaron a construirse a lo largo del continente antártico que ahora se encuentra aislado en la región polar sur y rodeado de aguas oceánicas frías. Estos cambios contribuyeron a la caída de las temperaturas globales y al comienzo de las condiciones de casa de hielo. [31]
Las tensiones extensionales de la zona de subducción a lo largo del norte del Neotetis dieron lugar a un rifting entre África y Arabia, formando el Golfo de Adén a finales del Eoceno. [41] Al oeste, a principios del Oligoceno, los basaltos de inundación estallaron en Etiopía , el noreste de Sudán y el suroeste de Yemen cuando la pluma del manto de Afar comenzó a impactar la base de la litosfera africana. [12] [41] El rifting en el sur del Mar Rojo comenzó a mediados del Oligoceno, y en las regiones central y norte del Mar Rojo a finales del Oligoceno y principios del Mioceno. [41]
Las condiciones climáticas variaron considerablemente durante el Paleógeno. Después de que se asentara la perturbación del impacto de Chicxulub , continuó un período de condiciones frías y secas desde el Cretácico Superior. En el límite Paleoceno-Eoceno, las temperaturas globales aumentaron rápidamente con el inicio del Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno (TMPE). [12] A mediados del Eoceno, las temperaturas comenzaron a caer nuevamente y a finales del Eoceno (c. 37 Ma) habían disminuido lo suficiente como para que se formaran capas de hielo en la Antártida. El clima global entró en condiciones de casa de hielo en el límite Eoceno-Oligoceno y comenzó la actual era de hielo del Cenozoico Superior . [31]
El Paleógeno comenzó con el breve pero intenso " invierno de impacto " causado por el impacto de Chicxulub , al que siguió un abrupto período de calentamiento. Después de que las temperaturas se estabilizaron, continuó el enfriamiento y el secado constantes del intervalo frío del Cretácico tardío al Paleógeno temprano que había abarcado las dos últimas eras del Cretácico tardío [9] , con solo la breve interrupción del Evento Daniano Tardío (c. 62,2 Ma) cuando aumentaron las temperaturas globales [42] [43] [44] No hay evidencia de capas de hielo en los polos durante el Paleoceno [12] .
Las condiciones relativamente frías llegaron a su fin con el Evento Térmico Thanetiano y el comienzo del PETM. [9] Este fue uno de los períodos más cálidos del eón Fanerozoico, durante el cual las temperaturas medias globales de la superficie aumentaron a 31,6 °C. [45] Según un estudio publicado en 2018, desde aproximadamente 56 a 48 Ma, las temperaturas anuales del aire sobre la tierra y en latitudes medias promediaron alrededor de 23-29 °C (± 4,7 °C). [46] [47] [48] A modo de comparación, esto fue de 10 a 15 °C más alto que las temperaturas medias anuales actuales en estas áreas. [48]
Este rápido aumento de las temperaturas globales y las intensas condiciones de efecto invernadero se debieron a un aumento repentino de los niveles de dióxido de carbono atmosférico (CO2 ) y otros gases de efecto invernadero . [31] Un aumento concomitante de la humedad se refleja en un aumento de la caolinita en los sedimentos, que se forma por erosión química en condiciones cálidas y húmedas. [12] Los bosques tropicales y subtropicales florecieron y se extendieron a las regiones polares. El vapor de agua (un gas de efecto invernadero) asociado con estos bosques también contribuyó a las condiciones de efecto invernadero. [31]
El aumento inicial de las temperaturas globales estuvo relacionado con la intrusión de laderas magmáticas en sedimentos ricos en materia orgánica durante la actividad volcánica en la Provincia Ígnea del Atlántico Norte, hace entre 56 y 54 millones de años, que liberó rápidamente grandes cantidades de gases de efecto invernadero a la atmósfera. [12] Este calentamiento provocó el derretimiento de los hidratos de metano congelados en las pendientes continentales, lo que añadió más gases de efecto invernadero. También redujo la tasa de enterramiento de materia orgánica, ya que las temperaturas más altas aceleraron la tasa de descomposición bacteriana , lo que liberó CO2 de nuevo a los océanos. [31]
Los cambios climáticos (relativamente) repentinos asociados con el PETM resultaron en la extinción de algunos grupos de fauna y flora y el surgimiento de otros. Por ejemplo, con el calentamiento del océano Ártico, alrededor del 70% de las especies de foraminíferos de aguas profundas se extinguieron, [31] mientras que en tierra aparecieron muchos mamíferos modernos, incluidos los primates . [49] La fluctuación del nivel del mar hizo que, durante las temporadas bajas, se formara un puente terrestre a través del estrecho de Bering entre América del Norte y Eurasia, lo que permitió el movimiento de animales terrestres entre los dos continentes. [12]
El PETM fue seguido por el menos severo Máximo Térmico del Eoceno 2 (c. 53,69 Ma), [50] y el Máximo Térmico del Eoceno 3 (c. 53 Ma). Las condiciones cálidas del Eoceno temprano llegaron a su fin con el evento Azolla . Se cree que este cambio de clima, hace unos 48,5 Ma, fue causado por una proliferación de helechos acuáticos del género Azolla , lo que resultó en el secuestro de grandes cantidades de CO2 de la atmósfera por las plantas. Desde este momento hasta aproximadamente 34 Ma, hubo una tendencia de enfriamiento lento conocida como el Enfriamiento del Eoceno Medio-Tardío. [9] A medida que las temperaturas bajaron en latitudes altas, la presencia de diatomeas de agua fría sugiere que el hielo marino pudo formarse en invierno en el Océano Ártico, [31] y para el Eoceno tardío (c. 37 Ma) hay evidencia de glaciación en la Antártida. [12]
Los cambios en las corrientes oceánicas profundas, a medida que Australia y Sudamérica se alejaban de la Antártida y abrían los pasos de Drake y Tasmania, fueron responsables de la caída de las temperaturas globales. Las aguas cálidas de los océanos Atlántico Sur, Índico y Pacífico Sur se extendieron hacia el sur hasta la apertura del océano Austral y pasaron a formar parte de la corriente circumpolar fría. Las densas aguas polares se hundieron en los océanos profundos y se desplazaron hacia el norte, reduciendo las temperaturas oceánicas globales. Este enfriamiento puede haber ocurrido en menos de 100.000 años y dio lugar a una extinción generalizada de la vida marina. En el límite Eoceno-Oligoceno, los sedimentos depositados en el océano procedentes de los glaciares indican la presencia de una capa de hielo en la Antártida occidental que se extendía hasta el océano. [31]
El desarrollo de la corriente circumpolar provocó cambios en los océanos, que a su vez redujeron aún más el CO 2 atmosférico . El aumento de las surgencias de agua fría estimuló la productividad del fitoplancton , y las aguas más frías redujeron la tasa de descomposición bacteriana de la materia orgánica y promovieron el crecimiento de hidratos de metano en los sedimentos marinos. Esto creó un ciclo de retroalimentación positiva en el que el enfriamiento global redujo el CO 2 atmosférico y esta reducción del CO 2 provocó cambios que redujeron aún más las temperaturas globales. La disminución de la evaporación de los océanos más fríos también redujo la humedad en la atmósfera y aumentó la aridez. A principios del Oligoceno, los bosques tropicales y subtropicales de América del Norte y Eurasia fueron reemplazados por bosques secos y pastizales extendidos. [31]
El Máximo Glacial del Oligoceno Temprano duró alrededor de 200.000 años, [51] y la temperatura media global de la superficie continuó disminuyendo gradualmente durante el Rupeliano . [9] Una caída en los niveles globales del mar durante el Oligoceno medio indica un crecimiento importante de la capa de hielo glacial antártico. [31] En el Oligoceno Tardío , las temperaturas globales comenzaron a calentarse ligeramente, aunque continuaron siendo significativamente más bajas que durante las épocas anteriores del Paleógeno y el hielo polar permaneció. [9]
Los taxones tropicales se diversificaron más rápido que aquellos en latitudes más altas después del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno, lo que resultó en el desarrollo de un gradiente de diversidad latitudinal significativo. [52] Los mamíferos comenzaron una rápida diversificación durante este período. Después del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno, que vio la desaparición de los dinosaurios no aviares , los mamíferos comenzaron a evolucionar desde unas pocas formas pequeñas y generalizadas hasta la mayoría de las variedades modernas que vemos actualmente. Algunos de estos mamíferos evolucionaron en formas grandes que dominaron la tierra, mientras que otros se volvieron capaces de vivir en ambientes marinos , terrestres especializados y aéreos. Aquellos que se adaptaron a los océanos se convirtieron en cetáceos modernos , mientras que aquellos que se adaptaron a los árboles se convirtieron en primates , el grupo al que pertenecen los humanos. Las aves , dinosaurios existentes que ya estaban bien establecidos al final del Cretácico , también experimentaron radiación adaptativa al apoderarse de los cielos dejados vacíos por los pterosaurios ahora extintos . Algunas aves no voladoras, como los pingüinos , las ratites y los pájaros del terror, también llenaron nichos dejados por los hesperornithes y otros dinosaurios extintos.
El enfriamiento pronunciado del Oligoceno resultó en un cambio floral masivo, y muchas plantas modernas existentes surgieron durante este tiempo. Pastos y hierbas, como Artemisia , comenzaron a proliferar, a expensas de las plantas tropicales, que comenzaron a disminuir. Los bosques de coníferas se desarrollaron en áreas montañosas. Esta tendencia al enfriamiento continuó, con grandes fluctuaciones, hasta el final del período Pleistoceno . [53] Esta evidencia de este cambio floral se encuentra en el registro palinológico . [54]
