eocen

eocen
56,0 – 33,9 Ma
Ypresian Earth 50 mya.jpg
Mapa Ziemi
Chronologia 50 milionów lat temu
Etymologia
Imię formalność Formalny
Informacje o użytkowaniu
Ciało niebieskie Ziemia
Wykorzystanie regionalne Globalny ( ICS )
Stosowane skale czasowe Skala czasu ICS
Definicja
Jednostka chronologiczna Epoka
Jednostka stratygraficzna Seria
Formalności przedziału czasowego Formalny
Definicja dolnej granicy Silna ujemna anomalia w wartościach δ 13 C w PETM
Dolna granica GSSP Sekcja Dababiya, Luksor , Egipt
Ratyfikowano niższy GSSP 2003
Definicja górnej granicy LAD otwornic planktonowych Hantkenina i Cribrohantkenina
Górna granica GSSP Sekcja kamieniołomu Massignano, Massignano, Ankona , Włochy
Ratyfikowano wyższy GSSP 1992

Eocen ( / í ə s í n , , ˈ iː oʊ - / EE -ə -seen, EE -oh- ) Epoka to epoka geologiczna która trwała od około 56 do 33,9 miliona lat temu (mya). Jest to druga epoka okresu paleogenu we współczesnej erze kenozoicznej . Nazwa eocen pochodzi od starogreckiego ἠώς ( ēṓs , „ świt ”) i καινός ( kainós , „nowy”) i odnosi się do „świtu” współczesnej („nowej”) fauny , która pojawiła się w epoce.

Eocen obejmuje czas od końca epoki paleocenu do początku epoki oligocenu . Początek eocenu charakteryzuje się krótkim okresem, w którym stężenie izotopu węgla 13 C w atmosferze było wyjątkowo niskie w porównaniu z bardziej powszechnym izotopem 12 C . Koniec wyznacza wielkie wymieranie zwane Grande Coupure („Wielka przerwa” w ciągłości) lub wymieranie eocenu i oligocenu , które może być związane z uderzeniem jednego lub więcej dużych bolidów na Syberii i na terenach, na których jest teraz Zatoka Chesapeake . Podobnie jak w przypadku innych okresów geologicznych , warstwy określające początek i koniec epoki są dobrze zidentyfikowane, chociaż ich dokładne daty są nieco niepewne.

Etymologia

Termin „eocen” pochodzi od starogreckiego ἠώς eos oznaczającego „świt” i καινός kainos oznaczającego „nowy” lub „niedawny”, ponieważ epoka widziała świt niedawnego lub współczesnego życia.

Szkocki geolog Charles Lyell (ignorując czwartorzęd) podzielił epokę trzeciorzędu na eocen, miocen , pliocen i nowy plioceński ( holocen ) w 1833 r. Brytyjski geolog John Phillips zaproponował w 1840 r. kenozoik zamiast trzeciorzędu , a austriacki paleontolog Moritz Hörnes wprowadził paleogen dla eocenu i neogen dla miocenu i pliocenu w 1853 r. Po dziesięcioleciach niekonsekwentnego stosowania, nowo utworzona Międzynarodowa Komisja Stratygrafii (ICS) w 1969 r. ustandaryzowała stratygrafię w oparciu o dominujące opinie w Europie: Era kenozoiczna dzieliła się na pod-ery trzeciorzędu i czwartorzędu, a trzeciorzęd dzielił się na okresy paleogenu i neogenu. W 1978 roku paleogen został oficjalnie zdefiniowany jako epoki paleocenu, eocenu i oligocenu; oraz neogen jako epoki miocenu i pliocenu. W 1989 roku trzeciorzęd i czwartorzęd usunięto z skali czasu ze względu na arbitralny charakter ich granic, ale czwartorzęd został przywrócony w 2009 roku, co może doprowadzić do przywrócenia trzeciorzędu w przyszłości.

Geologia

Granice

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

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

Stratygrafia

Eocen jest tradycyjnie podzielony na pododdziały wczesne (56–47,8 mln lat temu), środkowe (47,8–38 m) i późne (38–33,9 m). Odpowiednie skały są określane jako dolny, środkowy i górny eocen. Etap Ypresian stanowi niższy, etap Priabonian wyższy; a lutecki i bartoński są zjednoczone jako środkowy eocen. [ potrzebne źródło ]

Paleogeografia i tektonika

W eocenie kontynenty nadal dryfowały w kierunku swoich obecnych pozycji.

Na początku tego okresu Australia i Antarktyda pozostawały połączone, a ciepłe prądy równikowe mogły mieszać się z zimniejszymi wodami Antarktydy, rozprowadzając ciepło po całej planecie i utrzymując globalne temperatury na wysokim poziomie. Kiedy Australia oddzieliła się od południowego kontynentu około 45 mA, ciepłe prądy równikowe zostały odwrócone od Antarktydy. Między dwoma kontynentami rozwinął się izolowany kanał zimnej wody. Jednak wyniki modelowania podają w wątpliwość model izolacji termicznej dla chłodzenia późnego eocenu, a zmniejszenie poziomu dwutlenku węgla w atmosferze mogło być ważniejsze. Gdy region Antarktydy zaczął się ochładzać, ocean otaczający Antarktydę zaczął zamarzać, wysyłając zimną wodę i kry lodowe na północ i wzmacniając ochłodzenie.

Północny superkontynent Laurazji zaczął się rozpadać, gdy Europa , Grenlandia i Ameryka Północna oddalały się od siebie .

W zachodniej Ameryce Północnej orogeneza Laramide dobiegła końca w eocenie, a kompresję zastąpiono rozszerzeniem skorupy ziemskiej, co ostatecznie dało początek prowincji Basin and Range . Ogromne jeziora powstały w wysokich płaskich basenach wśród wypiętrzeń, w wyniku czego osadzona została formacja Green River lagerstätte .

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

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

Eurazja została podzielona na trzy różne masy lądowe 50 milionów lat temu; Europa Zachodnia, Bałkanatolia i Azja. Około 40 milionów lat temu Bałkanatolia i Azja były połączone, podczas gdy Europa była połączona 34 miliony lat temu.

Indie zderzyły się z Azją , składając się , by zapoczątkować formowanie się Himalajów . Indie zderzyły się z łukiem Kohistan-Ladakh około 50,2 miliona lat temu i z Karakorum około 40,4 miliona lat temu, a ostateczne zderzenie między Azją a Indiami miało miejsce około 40 milionów lat temu.

Klimat

Epoka eocenu obejmowała wiele różnych warunków klimatycznych, w tym najcieplejszy klimat w erze kenozoicznej i prawdopodobnie najcieplejszy przedział czasu od masowego wymierania permu i triasu oraz wczesnego triasu, a kończy się klimatem lodowni. Ewolucja klimatu eocenu rozpoczęła się wraz z ociepleniem po zakończeniu paleoceńsko -eoceńskiego maksimum termicznego (PETM) 56 milionów lat temu do maksimum w okresie optymalnym eocenu około 49 milionów lat temu. Ostatnie badania pokazują zależne od wysokości zmiany temperatury podczas eoceńskiej szklarni. W tym okresie na Ziemi było niewiele lodu lub nie było go wcale, a różnica temperatur między równikiem a biegunami była mniejsza . Z tego powodu maksymalny poziom morza był o 150 metrów wyższy niż obecny. Po maksimum nastąpiło zejście do klimatu lodowni z optymalnego eocenu do przejścia eocen-oligocen 34 miliony lat temu. Podczas tego spadku lód zaczął ponownie pojawiać się na biegunach, a przejście od eocenu do oligocenu to okres, w którym pokrywa lodowa Antarktydy zaczęła gwałtownie się rozszerzać. [ potrzebne źródło ]

Ewolucja gazów cieplarnianych w atmosferze

Gazy cieplarniane, w szczególności dwutlenek węgla i metan , odegrały znaczącą rolę w eocenie w kontrolowaniu temperatury powierzchni. Koniec PETM spotkał się z bardzo dużą sekwestracją dwutlenku węgla w postaci klatratu metanu , węgla i ropy naftowej na dnie Oceanu Arktycznego , co zmniejszyło zawartość dwutlenku węgla w atmosferze. Zdarzenie to było podobne pod względem wielkości do masowego uwalniania gazów cieplarnianych na początku PETM i przypuszcza się, że sekwestracja była głównie spowodowana zakopywaniem się węgla organicznego i wietrzeniem krzemianów. We wczesnym eocenie toczy się wiele dyskusji na temat ilości dwutlenku węgla w atmosferze. Wynika to z licznych zastępców reprezentujących różną zawartość dwutlenku węgla w atmosferze. Na przykład różne dane zastępcze geochemiczne i paleontologiczne wskazują, że przy maksymalnym globalnym ociepleniu wartości dwutlenku węgla w atmosferze wynosiły 700–900 ppm , podczas gdy inne wskaźniki zastępcze, takie jak pedogeniczne (budowlane w glebie) izotopy węglanu i morskie izotopy boru, wskazują na duże zmiany dwutlenku węgla o ponad 2000 ppm w okresach krótszych niż 1 milion lat. Źródła tego dużego napływu dwutlenku węgla można przypisać odgazowywaniu wulkanów w wyniku szczelin północnoatlantyckich lub utleniania metanu przechowywanego w dużych zbiornikach zdeponowanych w wyniku zdarzenia PETM na dnie morskim lub w środowiskach podmokłych. Dla kontrastu, obecnie poziom dwutlenku węgla wynosi 400 ppm lub 0,04%.

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

We wczesnym eocenie metan był kolejnym gazem cieplarnianym, który miał drastyczny wpływ na klimat. Ocieplający wpływ jednej tony metanu o nieokreślonych wymiarach jest około 30 razy większy niż efekt ocieplenia jednej tony węgla w skali 100-letniej (tj. metan ma współczynnik ocieplenia globalnego równy 29,8 ± 11). Większość metanu uwalnianego do atmosfery w tym okresie pochodziłaby z terenów podmokłych, bagien i lasów. Stężenie metanu w atmosferze wynosi obecnie 0,000179% lub 1,79 ppmv . W wyniku cieplejszego klimatu i wzrostu poziomu mórz związanego z wczesnym eocenem, więcej terenów podmokłych, więcej lasów i więcej złóż węgla byłoby dostępnych do uwalniania metanu. Jeśli porównamy produkcję metanu we wczesnym eocenie z obecnymi poziomami metanu w atmosferze, wczesny eocen wytworzyłby trzykrotnie więcej metanu. Ciepłe temperatury we wczesnym eocenie mogły zwiększyć tempo produkcji metanu, a metan, który jest uwalniany do atmosfery, z kolei ogrzewałby troposferę, chłodził stratosferę i wytwarzał parę wodną i dwutlenek węgla w wyniku utleniania. Biogeniczna produkcja metanu wytwarza wraz z metanem dwutlenek węgla i parę wodną oraz promieniowanie podczerwone. Rozkład metanu w atmosferze zawierającej tlen wytwarza tlenek węgla, parę wodną i promieniowanie podczerwone. Tlenek węgla nie jest stabilny, więc ostatecznie staje się dwutlenkiem węgla iw ten sposób uwalnia jeszcze więcej promieniowania podczerwonego. Para wodna zatrzymuje więcej promieniowania podczerwonego niż dwutlenek węgla.

Środkowy do późnego eocenu oznacza nie tylko przejście od ocieplenia do ochłodzenia, ale także zmianę poziomu dwutlenku węgla z rosnącego na malejący. Pod koniec eocenu Optimum dwutlenek węgla zaczął spadać z powodu zwiększonej produktywności planktonu krzemionkowego i zakopywania węgla w morzu. Na początku środkowego eocenu wydarzeniem, które mogło wywołać lub pomóc w pochłanianiu dwutlenku węgla, było wydarzenie Azolla około 49 milionów lat temu. Dzięki stabilnemu klimatowi we wczesnym eocenie, wysokie temperatury w Arktyce pozwoliły na wzrost azolli , która jest pływającą paprocią wodną, ​​na Oceanie Arktycznym . W porównaniu z obecnymi poziomami dwutlenku węgla, te azolle szybko rosły przy zwiększonych poziomach dwutlenku węgla stwierdzonych we wczesnym eocenie. Gdy te azolla zatonęły w Oceanie Arktycznym, zostały zakopane i uwięziły węgiel w dnie morskim. To zdarzenie mogło doprowadzić do obniżenia atmosferycznego dwutlenku węgla do 470 ppm. Zakładając, że stężenie dwutlenku węgla wynosiło 900 ppmv przed wydarzeniem Azolla , spadłoby do 430 ppmv, czyli o 30 ppmv więcej niż obecnie, po wydarzeniu Azolla. Innym wydarzeniem w środkowym eocenie, które było nagłym i chwilowym odwróceniem warunków chłodzenia, było środkowoeoceńskie optimum klimatyczne (MECO). Około 41,5 miliona lat temu stabilna analiza izotopowa próbek z miejsc odwiertów Oceanu Południowego wykazała ocieplenie trwające 600 000 lat. Zaobserwowano gwałtowny wzrost atmosferycznego dwutlenku węgla do maksymalnie 4000 ppm: najwyższa ilość atmosferycznego dwutlenku węgla wykryta podczas eocenu. Główna hipoteza takiego radykalnego przejścia była spowodowana dryfem kontynentów i kolizją kontynentu indyjskiego z kontynentem azjatyckim oraz wynikającym z tego uformowaniem się Himalajów . Inna hipoteza obejmuje rozległe szczeliny dna morskiego i reakcje metamorficznej dekarbonizacji, uwalniające znaczne ilości dwutlenku węgla do atmosfery. Inna hipoteza nadal implikuje zmniejszone negatywne sprzężenie zwrotne wietrzenia krzemianów w wyniku tego, że skały kontynentalne stały się mniej podatne na warunki atmosferyczne podczas ciepłego wczesnego i środkowego eocenu, co pozwala na dłuższe utrzymywanie się uwalnianego wulkanicznie dwutlenku węgla w atmosferze.

Pod koniec optymalnego klimatu środkowego eocenu ochładzanie i wycofywanie dwutlenku węgla trwało przez późny eocen i przejście od eocenu do oligocenu około 34 milionów lat temu. Wiele zastępców, takich jak izotopy tlenu i alkenony , wskazuje, że w przejściu eocen – oligocen stężenie dwutlenku węgla w atmosferze spadło do około 750–800 ppm, czyli około dwukrotnie więcej niż obecnie .

Wczesny eocen i problem zrównoważenia klimatu

Jedną z unikalnych cech klimatu eocenu, jak wspomniano wcześniej, był zrównoważony i jednorodny klimat, który istniał we wczesnych częściach eocenu. Mnóstwo zastępców potwierdza obecność cieplejszego, stabilnego klimatu występującego w tym okresie. Niektóre z tych pośredników obejmują obecność skamielin rodzimych w ciepłym klimacie, takich jak krokodyle , znajdujących się na wyższych szerokościach geograficznych, obecność na dużych szerokościach geograficznych flory nietolerującej mrozu, takiej jak palmy , które nie mogą przetrwać podczas długotrwałych mrozów, oraz skamieniałości węże znalezione w tropikach, które wymagałyby znacznie wyższych średnich temperatur, aby je utrzymać. Pomiary TEX 86 BAYSPAR wskazują na ekstremalnie wysokie temperatury powierzchni morza od 40 ° C (104 ° F) do 45 ° C (113 ° F) na niskich szerokościach geograficznych, chociaż analizy skupionych izotopów wskazują na maksymalną temperaturę powierzchni morza na niskich szerokościach geograficznych wynoszącą 36,3 ° C ( 97,3 ° F) ± 1,9 ° C (35,4 ° F) podczas optymalnego klimatu wczesnego eocenu. W porównaniu z wartościami obecnymi, temperatury wód dennych są o 10 ° C (18 ° F) wyższe, zgodnie z przybliżonymi izotopami. Przy tych temperaturach wód dennych temperatury w obszarach, w których tworzy się głęboka woda w pobliżu biegunów, nie mogą być znacznie niższe niż temperatury wód dennych. [ potrzebne źródło ]

Problem pojawia się jednak podczas próby modelowania eocenu i odtworzenia wyników znalezionych z danymi zastępczymi . Korzystając ze wszystkich różnych zakresów gazów cieplarnianych, które wystąpiły we wczesnym eocenie, modele nie były w stanie wytworzyć ocieplenia, które stwierdzono na biegunach, ani zmniejszonej sezonowości, która występuje, gdy zimy na biegunach są znacznie cieplejsze. Modele, choć dokładnie przewidują tropiki, mają tendencję do wytwarzania znacznie niższych temperatur, nawet o 20 ° C (36 ° F) niższych niż faktycznie ustalona temperatura na biegunach. Błąd ten został sklasyfikowany jako „problem zrównowaŜonego klimatu”. Rozwiązanie tego problemu wymagałoby znalezienia sposobu na ogrzanie biegunów bez ocieplenia tropików. Niektóre hipotezy i testy, które próbują znaleźć proces, są wymienione poniżej. [ potrzebne źródło ]

Duże jeziora

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

Oceaniczny transport ciepła

Transport ciepła z tropików do biegunów, podobnie jak transport ciepła w oceanach we współczesnych czasach, uznano za możliwość wzrostu temperatury i zmniejszenia sezonowości biegunów. Wraz ze wzrostem temperatury powierzchni mórz i wzrostem temperatury wód głębinowych we wczesnym eocenie, jedną z powszechnych hipotez było to, że z powodu tych wzrostów nastąpi większy transport ciepła z tropików do biegunów. Symulując te różnice, modele generowały mniejszy transport ciepła z powodu niższych gradientów temperatury i nie udało im się stworzyć zrównoważonego klimatu wyłącznie z transportu ciepła przez ocean. [ potrzebne źródło ]

Parametry orbity

Chociaż zwykle postrzegano je jako kontrolę wzrostu lodu i sezonowości, teoretyzowano, że parametry orbitalne mogą być kontrolowaniem temperatur kontynentalnych i sezonowości. Symulacja eocenu przy użyciu planety wolnej od lodu, mimośrodowości , nachylenia i precesji została zmodyfikowana w różnych modelach, aby określić wszystkie możliwe różne scenariusze, które mogą wystąpić, oraz ich wpływ na temperaturę. Jeden konkretny przypadek doprowadził do cieplejszych zim i chłodniejszego lata nawet o 30% na kontynencie północnoamerykańskim i zmniejszył sezonowe wahania temperatury nawet o 75%. Chociaż parametry orbity nie spowodowały ocieplenia na biegunach, wykazywały duży wpływ na sezonowość i należało je wziąć pod uwagę. [ potrzebne źródło ]

Polarne chmury stratosferyczne

Inną rozważaną metodą wytwarzania ciepłych temperatur polarnych były polarne chmury stratosferyczne . Polarne chmury stratosferyczne to chmury, które występują w niższych warstwach stratosfery w bardzo niskich temperaturach. Polarne chmury stratosferyczne mają ogromny wpływ na wymuszanie radiacyjne. Ze względu na swoje minimalne właściwości albedo i grubość optyczną, polarne chmury stratosferyczne działają podobnie jak gaz cieplarniany i zatrzymują wychodzące promieniowanie długofalowe. W atmosferze występują różne rodzaje polarnych chmur stratosferycznych: polarne chmury stratosferyczne, które powstają w wyniku interakcji z kwasem azotowym lub siarkowym i wodą (Typ I) lub polarne chmury stratosferyczne, które powstają tylko z lodu wodnego (Typ II). [ potrzebne źródło ]

Metan jest ważnym czynnikiem w tworzeniu pierwotnych polarnych chmur stratosferycznych typu II, które powstały we wczesnym eocenie. Ponieważ para wodna jest jedyną substancją wspierającą stosowaną w polarnych chmurach stratosferycznych typu II, obecność pary wodnej w niższych warstwach stratosfery jest konieczna, podczas gdy w większości sytuacji obecność pary wodnej w niższych warstwach stratosfery jest rzadka. Podczas utleniania metanu uwalniana jest znaczna ilość pary wodnej. Kolejnym wymogiem dla polarnych chmur stratosferycznych są niskie temperatury, aby zapewnić kondensację i produkcję chmur. Produkcja polarnych chmur stratosferycznych, ponieważ wymaga niskich temperatur, jest zwykle ograniczona do warunków nocnych i zimowych. Dzięki tej kombinacji bardziej wilgotnych i chłodniejszych warunków w dolnej stratosferze, polarne chmury stratosferyczne mogły powstać na rozległych obszarach w regionach polarnych. [ potrzebne źródło ]

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

Chociaż polarne chmury stratosferyczne mogą wyjaśniać zmniejszenie gradientu temperatury od równika do bieguna i wzrost temperatury na biegunach we wczesnym eocenie, istnieje kilka wad utrzymywania polarnych chmur stratosferycznych przez dłuższy czas. Do określenia trwałości polarnych chmur stratosferycznych wykorzystano osobne przebiegi modelowe. Ustalono, że aby utrzymać dolną warstwę pary wodnej w stratosferze, metan musiałby być stale uwalniany i podtrzymywany. Ponadto ilość jąder lodu i kondensacji musiałaby być duża, aby polarna chmura stratosferyczna mogła się utrzymać i ostatecznie rozszerzyć. [ potrzebne źródło ]

Hipertermy we wczesnym eocenie

Podczas ocieplenia we wczesnym eocenie między 52 a 55 milionami lat temu nastąpiła seria krótkoterminowych zmian składu izotopów węgla w oceanie. Te zmiany izotopowe nastąpiły w wyniku uwolnienia węgla z oceanu do atmosfery, co doprowadziło do wzrostu temperatury na powierzchni oceanu o 4–8 ° C (7,2–14,4 ° F). Te hipertermia doprowadziła do zwiększonych perturbacji w otwornicach planktonowych i bentosowych , z wyższym tempem sedymentacji w wyniku wyższych temperatur. Niedawna analiza i badania nad tymi hipertermami we wczesnym eocenie doprowadziły do ​​​​postawienia hipotez, że hipertermy są oparte na parametrach orbity, w szczególności ekscentryczności i nachyleniu. Hipertermy we wczesnym eocenie, zwłaszcza paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM), eoceńskie maksimum termiczne 2 (ETM2) i eoceńskie maksimum termiczne 3 (ETM3), zostały przeanalizowane i stwierdzono, że kontrola orbity mogła mieć rolę w wyzwalanie ETM2 i ETM3. [ potrzebne źródło ]

Klimat od szklarni do lodowni

Eocen jest znany nie tylko z najcieplejszego okresu kenozoiku; oznaczało to również przejście w klimat lodowni i szybką ekspansję pokrywy lodowej Antarktydy . Przejście od klimatu ocieplającego do klimatu chłodnego rozpoczęło się około 49 milionów lat temu. Izotopy węgla i tlenu wskazują na przejście do globalnego ochłodzenia klimatu. Przyczynę ochłodzenia przypisuje się znacznemu spadkowi stężenia dwutlenku węgla w atmosferze o > 2000 ppm. Jedną z proponowanych przyczyn redukcji dwutlenku węgla podczas przejścia z ocieplenia do ochłodzenia było zdarzenie azolla . Zwiększone ciepło na biegunach, izolowany basen arktyczny we wczesnym eocenie i znacznie duże ilości dwutlenku węgla prawdopodobnie doprowadziły do azolli w Oceanie Arktycznym. Izolacja Oceanu Arktycznego doprowadziła do stagnacji wód, a gdy azolla opadła na dno morskie, stała się częścią osadów i skutecznie sekwestrowała węgiel. Zdolność azolli do sekwestracji węgla jest wyjątkowa, a zwiększone zakopywanie azolli mogło mieć znaczący wpływ na światową zawartość węgla w atmosferze i mogło być wydarzeniem rozpoczynającym przejście do klimatu lodowni. Ochłodzenie po tym wydarzeniu trwało nadal z powodu ciągłego spadku atmosferycznego dwutlenku węgla z produktywności organicznej i wietrzenia z budownictwa górskiego .

około 42–41 milionów lat temu w Oceanie Południowym nastąpiło poważne odwrócenie od ochłodzenia do ocieplenia . Analiza izotopów tlenu wykazała dużą ujemną zmianę proporcji cięższych izotopów tlenu do lżejszych izotopów tlenu, co wskazuje na wzrost globalnych temperatur. To ocieplenie jest znane jako środkowoeoceńskie optimum klimatyczne. Uważa się, że ocieplenie jest spowodowane głównie wzrostem dwutlenku węgla, ponieważ sygnatury izotopów węgla wykluczają duże uwalnianie metanu podczas tego krótkotrwałego ocieplenia. Uważa się, że wzrost stężenia dwutlenku węgla w atmosferze jest spowodowany zwiększonym rozprzestrzeniania się dna morskiego między Australią a Antarktydą oraz zwiększoną ilością wulkanizmu w regionie. Inną możliwą przyczyną wzrostu stężenia dwutlenku węgla w atmosferze mógł być nagły wzrost spowodowany uwolnieniem metamorficznym podczas orogenezy Himalajów ; jednak dane dotyczące dokładnego czasu metamorficznego uwalniania atmosferycznego dwutlenku węgla nie są dobrze rozwiązane w danych. Ostatnie badania wykazały jednak, że usunięcie oceanu między Azją a Indiami mogło spowodować uwolnienie znacznych ilości dwutlenku węgla. To ocieplenie jest krótkotrwałe, ponieważ zapisy izotopów tlenu bentosowego wskazują na powrót do ochłodzenia około 40 milionów lat temu.

Chłodzenie trwało przez resztę późnego eocenu do przejścia od eocenu do oligocenu. W okresie ochładzania bentosowe izotopy tlenu wskazują na możliwość tworzenia się lodu i wzrostu lodu podczas tego późniejszego chłodzenia. Koniec eocenu i początek oligocenu wyznacza masowa ekspansja obszaru pokrywy lodowej Antarktydy, która była ważnym krokiem w kierunku klimatu lodowni. Wraz ze spadkiem atmosferycznego dwutlenku węgla, zmniejszającym globalną temperaturę, czynniki orbitalne w tworzeniu lodu można zaobserwować przy 100 000- i 400 000-letnich fluktuacjach bentosowych zapisów izotopów tlenu. Innym ważnym wkładem w ekspansję pokrywy lodowej było powstanie antarktycznego prądu okołobiegunowego . Utworzenie antarktycznego prądu okołobiegunowego odizolowałoby zimną wodę wokół Antarktydy, co ograniczyłoby transport ciepła do Antarktydy wraz z utworzeniem wirów oceanicznych , które skutkują upwellingiem zimniejszych wód dennych. Problem z tą hipotezą, że rozważenie tego jako czynnika przejścia od eocenu do oligocenu, polega na tym, że czas powstania cyrkulacji jest niepewny. W przypadku Drake'a osady wskazują, że otwarcie nastąpiło około 41 milionów lat temu, podczas gdy tektonika wskazuje, że miało to miejsce około 32 milionów lat temu. [ potrzebne źródło ]

Flora

We wczesnym środkowym eocenie lasy pokrywały większość Ziemi, w tym bieguny. Lasy tropikalne rozciągały się na większości współczesnej Afryki, Ameryki Południowej, Ameryki Środkowej, Indii, Azji Południowo-Wschodniej i Chin. Lasy paratropikalne rosły w Ameryce Północnej, Europie i Rosji, z wiecznie zielonymi i szerokolistnymi lasami liściastymi na wyższych szerokościach geograficznych.

Lasy polarne były dość rozległe. Skamieniałości , a nawet zachowane szczątki drzew, takich jak cyprys bagienny i sekwoja świtowa z eocenu, znaleziono na Wyspie Ellesmere w Arktyce . Nawet w tamtym czasie Ellesmere Island znajdowała się zaledwie kilka stopni na szerokości geograficznej dalej na południe niż obecnie. Skamieniałości subtropikalnych , a nawet tropikalnych drzew i roślin z eocenu znaleziono również na Grenlandii i Alasce . Tropikalne lasy deszczowe rosły tak daleko na północ, jak północna Ameryka Północna i Europa . [ potrzebne źródło ]

We wczesnym eocenie palmy rosły tak daleko na północ, jak Alaska i północna Europa , chociaż ich liczebność zmniejszyła się wraz z ochłodzeniem klimatu. Sekwoje Dawn były również znacznie bardziej rozległe.

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

Ochłodzenie rozpoczęło się w połowie okresu, a pod koniec eocenu wnętrza kontynentu zaczęły wysychać, a lasy na niektórych obszarach znacznie się przerzedziły. Nowo wyewoluowane trawy nadal ograniczały się do brzegów rzek i jezior i nie rozszerzyły się jeszcze na równiny i sawanny . [ potrzebne źródło ]

Ochłodzenie przyniosło również zmiany sezonowe . Drzewa liściaste , lepiej radzące sobie z dużymi zmianami temperatury, zaczęły wyprzedzać zimozielone gatunki tropikalne. Pod koniec tego okresu lasy liściaste pokrywały duże obszary kontynentów północnych, w tym Amerykę Północną, Eurazję i Arktykę, a lasy deszczowe utrzymywały się tylko w równikowej Ameryce Południowej , Afryce , Indiach i Australii . [ potrzebne źródło ]

Antarktyda rozpoczęła eocen otoczony ciepłymi lasami deszczowymi od umiarkowanego do subtropikalnego . Pyłek znaleziony w Zatoce Prydz z eocenu sugeruje, że istniał tam las tajgi . W miarę upływu okresu zrobiło się znacznie zimniej; kochająca ciepło flora tropikalna została zniszczona, a na początku oligocenu na kontynencie znajdowały się lasy liściaste i rozległe połacie tundry . [ potrzebne źródło ]

Fauna

W eocenie rośliny i fauna morska stały się dość nowoczesne. Wiele współczesnych ptaków pojawiło się po raz pierwszy w eocenie. Oceany eoceńskie były ciepłe i roiły się od ryb i innych organizmów morskich.

Ssaki

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

Najstarsze znane skamieniałości większości współczesnych rzędów ssaków pojawiają się w krótkim okresie we wczesnym eocenie . Na początku eocenu do Ameryki Północnej przybyło kilka nowych grup ssaków. Te współczesne ssaki, takie jak parzystokopytne , nieparzystokopytne i naczelne , miały cechy takie jak długie, cienkie nogi , stopy i ręce zdolne do chwytania, a także zróżnicowane zęby przystosowane do żucia. Królowały formy krasnoludów . Wszyscy członkowie nowych rzędów ssaków byli mali, poniżej 10 kg; na podstawie porównań wielkości zębów ssaki eoceńskie miały tylko 60% wielkości poprzedzających je prymitywnych ssaków paleoceńskich. Były też mniejsze niż ssaki, które za nimi podążały. Przyjmuje się, że wysokie temperatury eocenu sprzyjały mniejszym zwierzętom, które lepiej radziły sobie z upałami. [ potrzebne źródło ]

Obie grupy współczesnych zwierząt kopytnych (zwierząt kopytnych) stały się powszechne z powodu znacznego promieniowania między Europą a Ameryką Północną, wraz z mięsożernymi zwierzętami kopytnymi, takimi jak Mesonyx . Pojawiły się wczesne formy wielu innych współczesnych rzędów ssaków, w tym koni (zwłaszcza Eohippus ), nietoperzy , trąbowców ( słoni ), naczelnych , gryzoni i torbaczy . Starsze prymitywne formy ssaków straciły na różnorodności i znaczeniu. Patagonii , Egipcie i Azji Południowo-Wschodniej znaleziono ważne skamieliny fauny lądowej z eocenu . Fauna morska jest najlepiej znana z Azji Południowej i południowo-wschodnich Stanów Zjednoczonych . [ potrzebne źródło ]

Ustalona megafauna eocenu obejmuje Uintatherium , Arsinoitherium i brontotheres , w których dwa pierwsze, w przeciwieństwie do drugiego, nie należały do ​​​​kopytnych, ale do grup, które wymarły wkrótce po ich zadomowieniu.

Duże drapieżne ssaki lądowe zaczęły przybierać formę lądowych drapieżników, takich jak Hyaenodon i Daphoenus (najwcześniejsza linia niegdyś odnoszącej sukcesy rodziny drapieżników znanej jako psy niedźwiedzie ). W międzyczasie entelodonty ugruntowały swoją pozycję jako jedne z największych wszystkożerców. Pierwsze nimrawidy , w tym Dinictis , stały się jednymi z pierwszych kotowatych , które się pojawiły. Ich grupy odniosły duży sukces i nadal żyły po eocenie.

Basilosaurus jest bardzo dobrze znanym wielorybem eoceńskim , ale wieloryby jako grupa bardzo się zróżnicowały w eocenie, kiedy to nastąpiła główna przemiana waleni z lądowych do w pełni wodnych . W tym czasie ewoluowały pierwsze syreny , które ostatecznie przekształciły się w istniejące manaty i diugonie .

Uważa się, że miliony lat po wyginięciu kredy i paleogenu rozmiary mózgów ssaków zaczęły się teraz zwiększać , „prawdopodobnie napędzane potrzebą lepszego poznania w coraz bardziej złożonych środowiskach” . [ wymagane wyjaśnienie ]

Ptaki

Primobucco , wczesny krewny wałka

Ptaki eoceńskie obejmują kilka enigmatycznych grup przypominających formy współczesne, z których część pochodzi z paleocenu. Taksony ptaków z eocenu obejmują mięsożerne papugowate , takie jak Messelasturidae , Halcyornithidae , duże formy nielotne , takie jak Gastornis i Eleutherornis , sokół długonogi Masillaraptor , starożytne galliformy , takie jak Gallinuloides , domniemani krewniacy kolei z rodziny Songziidae , różne ptaki rzekomozębne , takie jak Gigantornis , spokrewniony z ibisem Rhynchaeites , prymitywne jerzyki z rodzaju Aegialornis oraz prymitywne pingwiny , takie jak Archaeospheniscus i Inkayacu . [ potrzebne źródło ]

Gady

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

Owady i pajęczaki

Z eocenu znanych jest kilka bogatych kopalnych fauny owadów, w szczególności bursztyn bałtycki występujący głównie wzdłuż południowego wybrzeża Morza Bałtyckiego , bursztyn z Basenu Paryskiego we Francji, formacja Fur Formation w Danii oraz margle Bembridge z wyspy Wight , Anglia. Owady znalezione w osadach eoceńskich należą w większości do rodzajów, które istnieją dzisiaj, choć ich zasięg często zmieniał się od eocenu. Na przykład rodzaj bibionidów Plecia jest powszechny w faunie kopalnej z obszarów o umiarkowanym obecnie klimacie, ale obecnie żyje tylko w tropikach i subtropikach. [ potrzebne źródło ]

Galeria

Zobacz też

Notatki

Dalsza lektura

Linki zewnętrzne

Pobrano z „ https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Eocene&oldid=1139298342 ”