El Eoceno abarca el tiempo desde el final de la época del Paleoceno hasta el comienzo de la época del Oligoceno . El comienzo 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 Celsius. [9] El final se establece en un importante evento de extinción llamado el Grande Coupure (la "Gran Ruptura" en la continuidad) o el evento de extinción Eoceno-Oligoceno , que puede estar relacionado con el impacto de uno o más bólidos grandes en Siberia y en lo que ahora es la bahía de Chesapeake . Al igual que 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 ( Ēṓs ), 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 del Terciario, [12] y el paleontólogo austríaco 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, estandarizó la estratigrafía basándose en las opiniones predominantes en Europa: la Era Cenozoica se subdividió en las suberas Terciaria y Cuaternaria, y la Terciaria se subdividió en los períodos Paleógeno y Neógeno. [14] En 1978, el Paleógeno se definió oficialmente como las épocas del Paleoceno, Eoceno y Oligoceno; y el Neógeno como las épocas del Mioceno y Plioceno. [15] En 1989, el Terciario y el Cuaternario fueron eliminados de la escala de tiempo debido a la naturaleza arbitraria de su límite, pero el Cuaternario fue restablecido en 2009. [16]
Geología
Límites
El Eoceno es una época dinámica que representa transiciones climáticas globales entre dos extremos climáticos, pasando del clima cálido al frío. El comienzo del Eoceno está marcado por el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , un breve período de intenso calentamiento y acidificación de los océanos provocado por la liberación masiva de carbono a la atmósfera y los sistemas oceánicos, [17] que llevó a una extinción masiva del 30 al 50% de los foraminíferos bentónicos (especies unicelulares que se utilizan como bioindicadores de la salud de un ecosistema marino), una de las 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 EOCeno Medio, alrededor de 47,8 Ma, que fue interrumpido brevemente por otro evento de calentamiento llamado óptimo climático del Eoceno Medio (MECO). [22] El MECO, que duró alrededor de 400.000 años, fue responsable de un calentamiento globalmente uniforme de 4° a 6°C tanto de la superficie como de los océanos profundos, 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 entre el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano.
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. El estadio Ypresiense constituye el inferior, el Priaboniano el superior; y los estadios Luteciano y Bartoniano se unen para formar el Eoceno medio. [ cita requerida ]
Las floras del oeste de Norteamérica del Eoceno fueron divididas en cuatro "estadios" florales por Jack Wolfe ( 1968 ) basándose en el trabajo con los fósiles del Grupo Puget del condado de King, Washington . Los cuatro estadios, Frankliniano , Fultoniano , Raveniano y Kummeriano abarcaron desde el Eoceno temprano hasta el Oligoceno temprano, y a tres de los cuatro se les asignaron subestadios informales tempranos/tardíos. Wolfe consideró tentativamente al Frankliniano como el Eoceno temprano, al Fultoniano como el Eoceno medio, al Raveniano como el tardío y al Kummeriano como el Oligoceno temprano. [25] El comienzo del Kummeriano fue refinado por Gregory Retallack et al (2004) como 40 millones de años, con un final refinado en el límite Eoceno-Oligoceno donde comienza el estadio floral más joven del Angooniano . [26]
Al principio del período, Australia y la Antártida permanecieron 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 Ma, las corrientes ecuatoriales cálidas se alejaron de la Antártida. Se desarrolló un canal aislado de agua fría entre los dos continentes. [27] Sin embargo, los resultados de los modelos ponen en tela de juicio el modelo de aislamiento térmico para el enfriamiento del Eoceno tardío, [28] 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. [29]
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 de cuenca y cordillera . [31] [32] La cuenca de Kishenehn, de alrededor de 1,5 km de elevación durante el Luteciano, se elevó a una altitud de 2,5 km durante el Priaboniano. [33] Se formaron enormes lagos en las cuencas planas altas entre los levantamientos, [34] lo que resultó en la deposición de lagerstätte de la Formación Green River . [35]
El océano de Tetis finalmente se cerró con la colisión de África y Eurasia, [38] mientras que la elevación de los Alpes aisló su remanente final, el Mediterráneo , y creó otro mar poco profundo con archipiélagos insulares al norte. [39] Los foraminíferos planctónicos en el noroeste del Peritetis son muy similares a los del Tetis en el Luteciano medio, pero se vuelven completamente dispares en el Bartoniano, lo que indica una separación biogeográfica. [40] Aunque el Atlántico Norte se estaba abriendo, [41] parece haber quedado una conexión terrestre entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de las dos regiones son muy similares. [42]
Hace 50 Ma, Eurasia estaba separada en tres masas continentales diferentes: Europa occidental, Balcanatolia y Asia. Hace unos 40 Ma, Balcanatolia y Asia estaban conectadas, mientras que Europa lo estaba hace 34 Ma. [43] [44] La cuenca de Fushun contenía grandes lagos subóxicos conocidos como lagos paleo-Jijuntun. [45]
La India colisionó con Asia y se plegó para iniciar la formación del Himalaya . [46] 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 aproximadamente hace 40 Ma. [47] [48]
Clima
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 de casa de hielo. [49] La evolución del clima del Eoceno comenzó con el calentamiento después del final del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM) a 56 Ma hasta un máximo durante el Óptimo del Eoceno alrededor de 49 Ma. Durante este período de tiempo, poco o nada de hielo estaba presente en la Tierra con una menor diferencia de temperatura desde el ecuador hasta los polos . [50] Debido a esto, el nivel máximo del mar fue 150 metros más alto que los niveles actuales. [51] Después del máximo hubo un descenso a un clima de casa de hielo desde el Óptimo del Eoceno hasta la transición Eoceno-Oligoceno a 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. [52]
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 final del PETM se encontró con un secuestro muy grande de dióxido de carbono en las formas de clatrato de metano , carbón y petróleo crudo en el fondo del Océano Ártico , que redujo el dióxido de carbono atmosférico. [53] 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 enterramiento de carbono orgánico y la erosión de los silicatos. Para el Eoceno temprano hay mucho debate 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 calentamiento global los valores de dióxido de carbono atmosférico estaban en 700-900 ppm , [54] mientras que las simulaciones de modelos sugieren que una concentración de 1.680 ppm se ajusta mejor a las temperaturas del aire de las profundidades marinas, la superficie del mar y cerca de la superficie de la época. [55] Otros indicadores como el carbonato pedógeno (que forma el suelo) y los isótopos marinos de boro indican grandes cambios de dióxido de carbono de más de 2.000 ppm en períodos de tiempo de menos de 1 millón de años. [56] Esta gran afluencia de dióxido de carbono podría atribuirse a la desgasificación volcánica debido al rifting del Atlántico Norte o la oxidación del metano almacenado en grandes depósitos depositados del evento PETM en el fondo marino o en entornos de humedales. [54] En contraste, 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 30 veces más efecto de calentamiento 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). [57] La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este período de tiempo habría provenido de humedales, pantanos y bosques. [58] La concentración atmosférica de metano hoy es de 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 la 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 a su vez 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 finalmente se convierte en dióxido de carbono y, al hacerlo, libera aún más radiación infrarroja. El vapor de agua atrapa más rayos infrarrojos 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 de la Tierra se duplicó más o menos. [59]
Durante el calentamiento del Eoceno temprano, entre 55 y 52 Ma, se produjeron una serie de cambios a corto plazo en la composición de isótopos de carbono en el océano. [60] [61] Estos cambios isotópicos se produjeron debido a la liberación de carbono del océano a la atmósfera, lo que provocó un aumento de la 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 del Eoceno temprano han dado lugar a 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 descubrió que el control orbital puede haber tenido un papel en el desencadenamiento del ETM2 y el ETM3. [62] [63] [64] Una mejora de la bomba biológica resultó eficaz para secuestrar el exceso de carbono durante las fases de recuperación de estos hipertermales. [65] Estos hipertermales llevaron a mayores perturbaciones en los foraminíferos planctónicos y bentónicos , [66] [67] con una mayor tasa de sedimentación fluvial como consecuencia de las temperaturas más cálidas. [68] A diferencia del PETM, los hipertermales menores del Eoceno temprano tuvieron consecuencias insignificantes para los mamíferos terrestres. [69] Estos hipertermales del Eoceno temprano produjeron un período sostenido de clima extremadamente cálido conocido como el Óptimo Climático del Eoceno Temprano (EECO). [70] Durante el EECO temprano y medio, la superabundancia del dinoquiste eurihalino Homotryblium en Nueva Zelanda indica una elevada salinidad del océano en la región. [71]
Problema climático de igualdad
Una de las características únicas del clima del Eoceno, como se mencionó anteriormente, fue el clima uniforme y homogéneo que existía 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, [72] [73] la presencia en las latitudes altas de flora intolerante a las heladas, como palmeras que no pueden sobrevivir durante heladas prolongadas, [73] [74] y fósiles de serpientes encontrados en los trópicos que requerirían temperaturas promedio mucho más altas para mantenerse. [73] Las mediciones del 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, [75] aunque los análisis de isótopos agrupados apuntan a una temperatura máxima de la superficie del mar en latitudes bajas de 36,3 °C (97,3 °F) ± 1,9 °C (35,4 °F) durante la EECO. [76] En relación con los valores actuales, las temperaturas del agua del fondo son 10 °C (18 °F) más altas según los indicadores isotópicos. [74] 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. [ cita requerida ]
Sin embargo, surge un problema cuando se intenta modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos proxy . [77] Al utilizar todos los diferentes rangos 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 se produce cuando los inviernos en los polos son sustancialmente más cálidos. Los modelos, aunque predicen con precisión los trópicos, tienden a producir temperaturas significativamente más frías de hasta 20 °C (36 °F) más frías que la temperatura real determinada en los polos. [74] 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. [ cita requerida ]
Grandes lagos
Debido a la naturaleza del agua en comparación con la tierra, la variabilidad de la temperatura sería menor si también hubiera una gran masa de agua. En un intento por mitigar el enfriamiento de las temperaturas polares, se propuso la construcción de grandes lagos para mitigar los cambios climáticos estacionales. [78] Para replicar este caso, se insertó un lago en América del Norte y se ejecutó un modelo climático utilizando niveles variables de dióxido de carbono. Los modelos concluyeron que, si bien el lago redujo la estacionalidad de la región más que un simple aumento del dióxido de carbono, la adición de un gran lago no pudo reducir la estacionalidad a los niveles que muestran los datos de flora y fauna. [ cita requerida ]
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 la temperatura y la reducción de la estacionalidad en los polos. [79] Con el aumento de las temperaturas de la superficie del mar y el aumento de la temperatura del agua oceánica profunda durante el Eoceno temprano, una hipótesis común fue que debido a estos aumentos habría un mayor transporte de calor desde los trópicos a los polos. Al simular estas diferencias, los modelos produjeron un menor transporte de calor debido a los gradientes de temperatura más bajos y no tuvieron éxito en la producción de un clima uniforme a partir únicamente del transporte de calor oceánico. [ cita requerida ]
Parámetros orbitales
Aunque generalmente se los considera como un control del crecimiento del hielo y la estacionalidad, se teorizó que los parámetros orbitales podrían ser un posible control de las temperaturas continentales y la estacionalidad. Al simular el Eoceno utilizando un planeta sin hielo, se modificaron la excentricidad , la oblicuidad y la precesión en diferentes ejecuciones del modelo para determinar todos los posibles escenarios diferentes que podrían ocurrir y sus efectos sobre la temperatura. Un caso particular provocó inviernos más cálidos y veranos más fríos en hasta 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 considerarse. [80]
Nubes estratosféricas polares
Otro método considerado para producir las temperaturas polares cálidas fueron las nubes estratosféricas polares . [81] 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 mínimas 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 requerida ]
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. [58] 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, mientras que en la mayoría de las situaciones la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior 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 temperaturas frías para asegurar la condensación y la producción de nubes. La producción de nubes estratosféricas polares, dado que requiere temperaturas frías, generalmente se limita a las condiciones nocturnas e invernales. Con esta combinación de condiciones más húmedas y frías en la estratosfera inferior, las nubes estratosféricas polares podrían haberse formado en amplias áreas de las regiones polares. [ cita requerida ]
Para comprobar 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 del dióxido de carbono atmosférico. [81] 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 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 conduciría a la fusión del hielo actual. Solo 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 también causaría que los trópicos aumentaran de temperatura. 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 algunas desventajas para mantener las nubes estratosféricas polares durante un período prolongado de tiempo. Se utilizaron modelos separados para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. [82] Se determinó que para mantener el vapor de agua de la estratosfera inferior, sería necesario liberar metano de forma continua y sostenida. 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 requerida ]
Eoceno medio
El Eoceno no solo es conocido por contener el período más cálido durante el Cenozoico; también marcó el declive hacia un clima de casa de hielo y la rápida expansión de la capa de hielo antártica . La transición de un clima cálido a un clima de enfriamiento comenzó alrededor de 49 Ma. Los isótopos de carbono y oxígeno indican un cambio hacia un clima de enfriamiento global. [83] La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de >2000 ppm en las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono. [54] Una causa propuesta de la reducción del dióxido de carbono durante la transición de calentamiento a 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 las floraciones 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 en el Eoceno temprano. [83] El aislamiento del océano Ártico, evidenciado por la euxinia que se produjo en este momento, [84] provocó aguas estancadas y, a medida que las azolla se hundían hasta el fondo del mar, se convirtieron en parte de los sedimentos del lecho marino y secuestraron eficazmente el carbono al dejarlo fuera de la atmósfera para siempre. La capacidad de las azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el enterramiento mejorado de las 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 casa de hielo. [83] El evento azolla podría haber llevado a una reducción del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. Suponiendo que las concentraciones de dióxido de carbono eran de 900 ppmv antes del evento Azolla, habrían caído a 430 ppmv, o 30 ppmv más de lo que son hoy, después del evento Azolla. [83] También se ha propuesto que esta tendencia de enfriamiento al final del EECO haya sido causada por el aumento de la productividad del plancton silíceo y el enterramiento de carbono marino, que también ayudaron a extraer dióxido de carbono de la atmósfera. [54] El enfriamiento después de este evento, parte de una tendencia conocida como el Enfriamiento del Eoceno Medio-Tardío (MLEC), [85] continuó debido a la disminución continua del dióxido de carbono atmosférico proveniente de la productividad orgánica y la erosión por la formación de montañas . [86] Muchas regiones del mundo se volvieron más áridas y frías a lo largo de la etapa, como la cuenca de Fushun. [45] En Asia Oriental, los cambios en el nivel de los lagos estuvieron sincronizados con los cambios globales en el nivel del mar a lo largo del MLEC.[87]
El enfriamiento global continuó hasta que hubo una importante reversión 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 el Óptimo Climático del Eoceno Medio (MECO). [88] [89] 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. [86] Se conoce un cambio similar en los isótopos de carbono del hemisferio norte en las calizas Scaglia de Italia. [88] 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 de las temperaturas globales. [90] 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 de corto plazo. [86] Se observó un aumento brusco del dióxido de carbono atmosférico con un máximo de 4.000 ppm: la mayor cantidad de dióxido de carbono atmosférico detectada durante el Eoceno. [91] Otros estudios sugieren un aumento más modesto de los niveles de dióxido de carbono. [92] También se ha planteado la hipótesis de que el aumento del dióxido de carbono atmosférico se debió al aumento de las tasas de expansión del fondo marino y las reacciones de descarbonatación metamórfica entre Australia y la Antártida y al aumento de la cantidad 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 del dióxido de carbono atmosférico no están bien resueltos en los datos. [86] 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. [91] Otra hipótesis sigue implicando una retroalimentación negativa disminuida 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 durante más tiempo. [93] 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 mil y 2,4 millones de años. [94] Durante el MECO, las temperaturas de la superficie del mar en el océano de Tetis aumentaron a 32-36 °C, [95] y el agua de mar de Tetis se volvió más disóxica. [96]Una disminución en la acumulación de carbonato en profundidades oceánicas de más de tres kilómetros tuvo lugar sincrónicamente con el pico de la MECO, lo que significa que la acidificación del océano tuvo lugar en el océano profundo. [97] Además de eso, el calentamiento de la MECO causó un aumento en las tasas de respiración de los heterótrofos pelágicos , lo que llevó a una disminución de la proporción de la productividad primaria que llegaba al fondo marino y causó una disminución correspondiente en las poblaciones de foraminíferos bentónicos. [98] Una disminución abrupta en la salinidad del agua del lago en el oeste de América del Norte ocurrió durante este intervalo de calentamiento. [99] Este calentamiento es de corta duración, ya que los registros de isótopos de oxígeno bentónico indican un regreso al enfriamiento a ~40 Ma. [100]
Eoceno tardío
Al final del MECO, el MLEC se reanudó. [85] El enfriamiento y la reducción del dióxido de carbono continuaron durante el Eoceno tardío y en la transición Eoceno-Oligoceno alrededor de 34 Ma. [101] El enfriamiento posterior al MECO trajo consigo una importante tendencia a la aridificación en Asia, [102] potenciada por el retroceso de los mares. [103] Un clima monzónico siguió siendo predominante en el este de Asia. [104] 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. [105] Durante el período de enfriamiento, los isótopos de oxígeno bentónico muestran la posibilidad de creación de hielo y aumento de hielo durante este enfriamiento posterior. [54] 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. [106] Múltiples indicadores, como los isótopos de oxígeno y las alquenonas , indican que en la transición Eoceno-Oligoceno, la concentración atmosférica de dióxido de carbono había disminuido a alrededor de 750-800 ppm, aproximadamente el doble de los niveles actuales . [100] [106] 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 bentónico. [107] Otra contribución importante a la expansión de la capa de hielo fue la creación de la Corriente Circumpolar Antártica . [108] 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 [109] junto con la creación de giros oceánicos que resultan en el afloramiento de aguas inferiores más frías. [108] El problema con esta hipótesis de considerar que esto es un factor para la transición Eoceno-Oligoceno es que el momento de la creación de la circulación es incierto. [110] En el caso del Pasaje de Drake , los sedimentos indican que la apertura ocurrió hace unos 41 Ma, mientras que la tectónica indica que ocurrió hace unos 32 Ma. [ cita requerida ] La actividad solar no cambió significativamente durante la transición de invernadero a casa de hielo a través del límite Eoceno-Oligoceno. [111]
Durante el Eoceno temprano y 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, América del Sur, América Central, India, el sudeste asiático y China. Los bosques paratropicales crecían por América del Norte, Europa y Rusia, con bosques de árboles de hoja perenne y de hoja caduca en latitudes más altas. [112]
Durante el Eoceno temprano, las palmeras crecían tan al norte como Alaska y el norte de Europa , aunque se volvieron menos abundantes a medida que el clima se enfrió. [113] Las secuoyas del amanecer también eran mucho más extensas. [114]
Los primeros fósiles definitivos de eucalipto datan de hace 51,9 Ma y se encontraron en el yacimiento Laguna del Hunco en la provincia de Chubut , Argentina . [115]
El enfriamiento comenzó a mediados del período y, hacia finales del Eoceno, los interiores continentales habían comenzado a secarse y los bosques se habían reducido considerablemente en algunas áreas. Las hierbas recién desarrolladas todavía estaban confinadas en las orillas de los ríos y los lagos , y aún no se habían expandido a las llanuras y las sabanas . [ cita requerida ]
El enfriamiento también trajo consigo cambios estacionales . Los árboles caducifolios , más capaces de hacer frente a grandes cambios de temperatura, comenzaron a superar a las especies tropicales de hoja perenne . [116] Al final del período, los bosques caducifolios cubrían grandes partes de los continentes del norte, incluyendo América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales se mantuvieron solo en América del Sur ecuatorial , África , India y Australia . [ cita requerida ]
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 nuevos grupos de mamíferos llegaron a América del Norte. Estos mamíferos modernos, como los artiodáctilos , los perisodáctilos y los primates , tenían características como piernas largas y delgadas , pies y manos 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, de menos de 10 kg; según las 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 siguieron. Se supone que las altas temperaturas del Eoceno favorecieron a los animales más pequeños que eran más capaces de manejar el calor. [118] [119]
Los roedores estaban muy extendidos. Las faunas de roedores del este de Asia perdieron diversidad cuando pasaron de ser predominantemente ctenodáctiloides a predominantemente cricétidos-dipódidos después de la MECO. [120]
Ambos grupos de ungulados modernos (animales con pezuñas) se hicieron frecuentes 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 ), murciélagos , proboscidios (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 de Asia . La fauna marina es más conocida del sur de Asia y el sudeste de los Estados Unidos . [ cita requerida ]
La megafauna establecida del Eoceno incluye a Uintatherium , Arsinoitherium y brontotheres , en la que los dos primeros, a diferencia del último, no pertenecían a ungulados sino a grupos que se extinguieron poco después de su establecimiento.
Reconstrucción del Andrewsarchus , Museo de los Dinosaurios de Altmühltal, Alemania
Los grandes mamíferos terrestres depredadores ya existían desde el Paleoceno, pero ahora surgieron nuevas formas como Hyaenodon y Daphoenus (el linaje más antiguo de una familia depredadora antaño exitosa conocida como perros osos ). Mientras tanto, los entelodontos 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 habían vuelto muy diversas durante el Eoceno, que es cuando se produjeron las principales transiciones de ser terrestres a completamente acuáticos en los cetáceos . Los primeros sirenios estaban evolucionando en esta época, y con el tiempo evolucionarían hasta convertirse en los manatíes y dugongos actuales .
Los fósiles de reptiles de esta época, como los fósiles de pitones y tortugas , son abundantes. [124]
Artrópodos
Se conocen varias faunas fósiles ricas de insectos del Eoceno, en particular el ámbar del Báltico encontrado principalmente a lo largo de la costa sur del mar Báltico , [125] 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 encontrados en depósitos del Eoceno pertenecen en su mayoría a géneros que existen hoy en día, aunque su área de distribución a menudo ha cambiado desde el Eoceno. Por ejemplo, el género bibiónido Plecia es común en faunas fósiles de áreas actualmente templadas, pero solo vive en los trópicos y subtrópicos en la actualidad. [ cita requerida ] Las cigarras platypleurinas se diversificaron durante el Eoceno. [126] Los ostrácodos florecieron en los océanos. [127]
Microbios
El nanoplancton calcáreo fue una característica destacada de los ecosistemas marinos del Eoceno. [128]
^ 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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Lectura adicional
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Stanley, Steven M. Historia del sistema terrestre. Nueva York : WH Freeman and Company, 1999. ISBN 0-7167-2882-6
Enlaces externos
Wikimedia Commons alberga una categoría multimedia sobre Eoceno .
Wikisource tiene trabajos originales sobre el tema: Cenozoico#Paleógeno
Proyecto PaleoMapa
Página del Paleo-Eoceno
PBS Deep Time: Eoceno
Fósiles del Eoceno y 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 de la era terciaria occidental de América del Norte
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
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