Eozän-Epoche
Die Eozän-Epoche, die von vor 56 bis vor 33,9 Millionen Jahren dauerte, ist eine Hauptabteilung der geologischen Zeitskala und die zweite Epoche des Paläogens im Känozoikum. Das Eozän umfasst den Zeitraum zwischen dem Ende des Paläozäns und dem Beginn des Oligozäns. Der Beginn des Eozäns ist durch eine kurze Periode gekennzeichnet, in der die Konzentration des Kohlenstoffisotops 13C in der Atmosphäre im Vergleich zu dem häufigeren Isotop 12C außergewöhnlich niedrig war. Das Ende des Eozäns ist durch ein großes Aussterbeereignis gekennzeichnet, das als Grande Coupure (der „Große Bruch“ in der Kontinuität) oder als Eozän-Oligozän-Aussterbeereignis bezeichnet wird und möglicherweise mit dem Einschlag eines oder mehrerer großer Boliden in Sibirien und in der heutigen Chesapeake Bay zusammenhängt. Wie bei anderen geologischen Perioden sind die Schichten, die den Beginn und das Ende der Epoche definieren, gut identifiziert, obwohl ihre genauen Daten etwas unsicher sind.
Der Name Eozän stammt aus dem Griechischen ἠώς (eos, Morgenröte) und καινός (kainos, neu) und bezieht sich auf die „Morgendämmerung“ der modernen („neuen“) Fauna, die während der Epoche auftrat.
Unterteilungen
Die Epoche des Eozäns wird gewöhnlich in eine frühe und eine späte oder – üblicherweise – in eine frühe, mittlere und späte Unterteilung unterteilt. Die entsprechenden Gesteine werden als Unter-, Mittel- und Ober-Eozän bezeichnet. Von den oben genannten Stadien bilden das Ypresian und gelegentlich das Lutetian den frühen, das Priabonian und manchmal das Bartonian den späten Zustand; alternativ werden das Lutetian und das Bartonian als mittleres Eozän zusammengefasst.
Klima
Das Eozän-Epoche enthielt eine große Vielfalt unterschiedlicher Klimabedingungen, die das wärmste Klima des Känozoikums einschließt und in einem Eiszeitklima endet. Die Entwicklung des eozänen Klimas begann mit einer Erwärmung nach dem Ende des Paläozän-Eozän-Thermalmaximums (PETM) vor 56 Millionen Jahren und erreichte ihr Maximum während des eozänen Optimums vor etwa 49 Millionen Jahren. Während dieses Zeitraums gab es auf der Erde wenig bis gar kein Eis und die Temperaturunterschiede zwischen dem Äquator und den Polen waren geringer. Auf das Maximum folgte ein Abstieg in ein Eishausklima vom Eozän-Optimum bis zum Eozän-Oligozän-Übergang vor 34 Millionen Jahren. Während dieses Rückgangs begann das Eis an den Polen wieder aufzutauchen, und der Eozän-Oligozän-Übergang ist der Zeitraum, in dem sich das antarktische Eisschild rasch auszudehnen begann.
Atmosphärische Treibhausgasentwicklung
Treibhausgase, insbesondere Kohlendioxid und Methan, spielten während des Eozäns eine wichtige Rolle bei der Steuerung der Oberflächentemperatur. Am Ende des PETM kam es zu einer sehr starken Bindung von Kohlendioxid in Form von Methanclathrat, Kohle und Erdöl am Boden des Arktischen Ozeans, wodurch das atmosphärische Kohlendioxid reduziert wurde. Dieses Ereignis hatte ein ähnliches Ausmaß wie die massive Freisetzung von Treibhausgasen zu Beginn des PETM, und es wird vermutet, dass die Bindung hauptsächlich auf die Vergrabung von organischem Kohlenstoff und die Verwitterung von Silikaten zurückzuführen ist. Für das frühe Eozän gibt es viele Diskussionen darüber, wie viel Kohlendioxid sich in der Atmosphäre befindet. Dies ist auf die zahlreichen Proxies zurückzuführen, die unterschiedliche atmosphärische Kohlendioxidgehalte repräsentieren. So deuten verschiedene geochemische und paläontologische Proxies darauf hin, dass die atmosphärischen Kohlendioxidwerte zum Zeitpunkt des globalen Wärmemaximums bei 700 – 900 ppm lagen, während andere Proxies wie pedogenes (bodenbildendes) Karbonat und marine Borisotope auf große Kohlendioxidveränderungen von über 2.000 ppm in Zeiträumen von weniger als 1 Million Jahren hinweisen. Die Quellen für diesen großen Zustrom von Kohlendioxid könnten vulkanische Ausgasungen infolge des nordatlantischen Rifting oder die Oxidation von Methan sein, das in großen Reservoirs gespeichert ist, die sich während des PETM-Ereignisses im Meeresboden oder in Feuchtgebieten ablagerten. Im Gegensatz dazu liegt der Kohlendioxidgehalt heute bei 400 ppm oder 0,04 %.
Im frühen Eozän war Methan ein weiteres Treibhausgas, das sich drastisch auf das Klima auswirkte. Im Vergleich zu Kohlendioxid hat Methan viel größere Auswirkungen auf die Temperatur, da Methan pro Molekül auf einer 100-Jahres-Skala eine ~23-mal größere Wirkung hat als Kohlendioxid (es hat ein höheres globales Erwärmungspotenzial). Der Großteil des Methans, das in diesem Zeitraum in die Atmosphäre gelangte, stammte aus Feuchtgebieten, Sümpfen und Wäldern. Die atmosphärische Methankonzentration liegt heute bei 0,000179 % oder 1,79 ppmv. Aufgrund des wärmeren Klimas und des Anstiegs des Meeresspiegels im frühen Eozän stünden mehr Feuchtgebiete, mehr Wälder und mehr Kohlevorkommen für die Methanfreisetzung zur Verfügung. Vergleicht man die Methanproduktion des frühen Eozäns mit den heutigen Methanwerten in der Atmosphäre, so könnte das frühe Eozän die dreifache Menge der heutigen Methanproduktion produzieren. Die warmen Temperaturen während des frühen Eozäns könnten die Methanproduktionsraten erhöht haben, und das in die Atmosphäre freigesetzte Methan würde wiederum die Troposphäre erwärmen, die Stratosphäre abkühlen und durch Oxidation Wasserdampf und Kohlendioxid erzeugen. Bei der biogenen Produktion von Methan entstehen neben dem Methan auch Kohlendioxid und Wasserdampf sowie Infrarotstrahlung. Beim Abbau von Methan in einer Sauerstoffatmosphäre entstehen Kohlenmonoxid, Wasserdampf und Infrarotstrahlung. Das Kohlenmonoxid ist nicht stabil, so dass es schließlich zu Kohlendioxid wird und dabei noch mehr Infrarotstrahlung freisetzt. Wasserdampf bindet mehr Infrarotstrahlung als Kohlendioxid.
Das mittlere bis späte Eozän markiert nicht nur den Übergang von der Erwärmung zur Abkühlung, sondern auch die Veränderung des Kohlendioxids von einer Zunahme zu einer Abnahme. Am Ende des Eozän-Optimums begann die Abnahme des Kohlendioxids aufgrund der erhöhten Produktivität des siliziumhaltigen Planktons und der Einlagerung von Kohlenstoff im Meer. Ein Ereignis zu Beginn des mittleren Eozäns, das den Rückgang des Kohlendioxids ausgelöst oder unterstützt haben könnte, war das Azolla-Ereignis vor etwa 49 Millionen Jahren. Aufgrund des ausgeglichenen Klimas im frühen Eozän ermöglichten die warmen Temperaturen in der Arktis das Wachstum von Azolla, einem schwimmenden Wasserfarn, im Arktischen Ozean. Im Vergleich zu den heutigen Kohlendioxidwerten wuchsen diese Azolla bei den erhöhten Kohlendioxidwerten des frühen Eozäns schnell. Als diese Azolla in den Arktischen Ozean sanken, wurden sie begraben und banden ihren Kohlenstoff an den Meeresboden. Dieses Ereignis könnte zu einem Rückgang des atmosphärischen Kohlendioxids um bis zu 470 ppm geführt haben. Geht man davon aus, dass die Kohlendioxidkonzentration vor dem Azolla-Ereignis bei 900 ppmv lag, so wäre sie nach dem Azolla-Ereignis auf 430 ppmv gesunken, also um 40 ppmv mehr als heute. Ein weiteres Ereignis während des mittleren Eozäns, das eine plötzliche und vorübergehende Umkehrung der Abkühlungsbedingungen darstellte, war das Klimaoptimum des mittleren Eozäns. Vor etwa 41,5 Millionen Jahren wiesen stabile Isotopenanalysen von Proben aus Bohrungen im Südlichen Ozean auf eine Erwärmung für 600 Tausend Jahre hin. Es wurde ein starker Anstieg des atmosphärischen Kohlendioxids mit einem Maximum von 4000 ppm beobachtet: die höchste Menge an atmosphärischem Kohlendioxid, die während des Eozäns festgestellt wurde. Die Haupthypothese für einen solchen radikalen Übergang ist auf die Kontinentaldrift und die Kollision des indischen Kontinents mit dem asiatischen Kontinent und die daraus resultierende Bildung des Himalaya zurückzuführen. Eine andere Hypothese geht davon aus, dass ausgedehnte Meeresbodenverschiebungen und metamorphe Dekarbonisierungsreaktionen beträchtliche Mengen an Kohlendioxid in die Atmosphäre freisetzten.
Am Ende des Klimaoptimums des mittleren Eozäns setzten sich die Abkühlung und der Kohlendioxidabfall im späten Eozän und bis zum Übergang vom Eozän zum Oligozän vor etwa 34 Millionen Jahren fort. Mehrere Proxies wie Sauerstoffisotope und Alkenone deuten darauf hin, dass die atmosphärische Kohlendioxidkonzentration am Eozän-Oligozän-Übergang auf etwa 750-800 ppm gesunken war, was ungefähr dem Doppelten des heutigen Niveaus entspricht.
Frühes Eozän und das Problem des gleichmäßigen Klimas
Eines der einzigartigen Merkmale des Eozän-Klimas war, wie bereits erwähnt, das gleichmäßige und homogene Klima, das in den frühen Teilen des Eozäns existierte. Eine Vielzahl von Proxies belegen, dass in diesem Zeitraum ein wärmeres, gleichmäßiges Klima herrschte. Einige dieser Indizien sind das Vorhandensein von Fossilien, die in warmen Klimazonen beheimatet sind, wie z. B. Krokodile, die sich in den höheren Breitengraden befinden, das Vorhandensein einer frosttoleranten Flora in den hohen Breitengraden, wie z. B. Palmen, die bei anhaltendem Frost nicht überleben können, und Fossilien von Schlangen, die in den Tropen gefunden wurden und für deren Überleben viel höhere Durchschnittstemperaturen erforderlich wären. Die Verwendung von Isotopenproxies zur Bestimmung der Meerestemperaturen zeigt, dass die Meeresoberflächentemperaturen in den Tropen bis zu 35 °C und die Bodenwassertemperaturen 10 °C über den heutigen Werten liegen. Bei diesen Bodenwassertemperaturen können die Temperaturen in Gebieten, in denen sich das Tiefenwasser in der Nähe der Pole bildet, nicht viel kühler sein als die Bodenwassertemperaturen.
Ein Problem ergibt sich jedoch, wenn man versucht, das Eozän zu modellieren und die Ergebnisse zu reproduzieren, die mit den Proxydaten gefunden werden. Unter Verwendung aller verschiedenen Bereiche von Treibhausgasen, die während des frühen Eozäns auftraten, waren die Modelle nicht in der Lage, die Erwärmung, die an den Polen festgestellt wurde, und die reduzierte Saisonalität, die mit wesentlich wärmeren Wintern an den Polen auftritt, zu erzeugen. Die Modelle sagen zwar die Tropen genau voraus, tendieren aber dazu, deutlich kühlere Temperaturen von bis zu 20 °C unterhalb der tatsächlich ermittelten Temperatur an den Polen zu erzeugen. Dieser Fehler wurde als „Gleichgewichtsproblem des Klimas“ bezeichnet. Um dieses Problem zu lösen, müsste ein Verfahren gefunden werden, das die Pole erwärmt, ohne die Tropen zu erwärmen. Nachfolgend sind einige Hypothesen und Tests aufgeführt, mit denen versucht wird, diesen Prozess zu finden.
Große Seen
Da Wasser im Gegensatz zu Land eine andere Beschaffenheit hat, sind die Temperaturschwankungen geringer, wenn ein großer Wasserkörper vorhanden ist. Um zu versuchen, die Abkühlung der polaren Temperaturen abzumildern, wurden große Seen vorgeschlagen, um die saisonalen Klimaveränderungen abzumildern. Um diesen Fall nachzustellen, wurde ein See in Nordamerika angelegt und ein Klimamodell mit unterschiedlichen Kohlendioxidwerten durchgeführt. Die Modellläufe kamen zu dem Schluss, dass der See die Saisonabhängigkeit der Region zwar stärker reduzierte als eine bloße Erhöhung des Kohlendioxidgehalts, dass aber die Hinzufügung eines großen Sees nicht in der Lage war, die Saisonabhängigkeit auf das Niveau zu reduzieren, das sich aus den Daten der Flora und Fauna ergab.
Ozeanischer Wärmetransport
Der Wärmetransport von den Tropen zu den Polen, ähnlich wie der ozeanische Wärmetransport in der heutigen Zeit funktioniert, wurde als Möglichkeit für den Temperaturanstieg und die verringerte Saisonabhängigkeit der Pole angesehen. Angesichts des Anstiegs der Meeresoberflächentemperaturen und der erhöhten Temperatur des Tiefenwassers im frühen Eozän war eine gängige Hypothese, dass es aufgrund dieses Anstiegs zu einem stärkeren Wärmetransport von den Tropen zu den Polen kommen würde. Bei der Simulation dieser Unterschiede ergaben die Modelle aufgrund der geringeren Temperaturgradienten einen geringeren Wärmetransport und waren nicht in der Lage, allein aufgrund des Wärmetransports durch den Ozean ein gleichmäßiges Klima zu erzeugen.
Orbitalparameter
Während sie üblicherweise als Kontrolle für das Eiswachstum und die Jahreszeiten angesehen werden, wurden die Orbitalparameter als mögliche Kontrolle für die kontinentalen Temperaturen und die Jahreszeiten angenommen. Bei der Simulation des Eozäns mit einem eisfreien Planeten wurden Exzentrizität, Schiefe und Präzession in verschiedenen Modellläufen verändert, um alle möglichen Szenarien und ihre Auswirkungen auf die Temperatur zu ermitteln. Ein bestimmter Fall führte zu um bis zu 30 % wärmeren Wintern und kühleren Sommern auf dem nordamerikanischen Kontinent und reduzierte die jahreszeitlichen Temperaturschwankungen um bis zu 75 %. Während die orbitalen Parameter die Erwärmung an den Polen nicht verursachten, zeigten die Parameter einen großen Einfluss auf die Saisonalität und mussten berücksichtigt werden.
Polare stratosphärische Wolken
Eine weitere Methode, die für die warmen polaren Temperaturen in Betracht gezogen wurde, waren polare stratosphärische Wolken. Polare stratosphärische Wolken sind Wolken, die in der unteren Stratosphäre bei sehr niedrigen Temperaturen auftreten. Polare stratosphärische Wolken haben einen großen Einfluss auf den Strahlungsantrieb. Aufgrund ihrer minimalen Albedo-Eigenschaften und ihrer optischen Dicke wirken polare Stratosphärenwolken ähnlich wie ein Treibhausgas und fangen die ausgehende langwellige Strahlung ab. In der Atmosphäre gibt es verschiedene Arten von polaren Stratosphärenwolken: polare Stratosphärenwolken, die durch Wechselwirkungen mit Salpeter- oder Schwefelsäure und Wasser entstehen (Typ I), und polare Stratosphärenwolken, die nur aus Wassereis bestehen (Typ II).
Methan ist ein wichtiger Faktor bei der Entstehung der primären polaren Stratosphärenwolken vom Typ II, die im frühen Eozän entstanden sind. Da Wasserdampf die einzige unterstützende Substanz für polare Stratosphärenwolken vom Typ II ist, ist das Vorhandensein von Wasserdampf in der unteren Stratosphäre notwendig, wo in den meisten Situationen das Vorhandensein von Wasserdampf in der unteren Stratosphäre selten ist. Bei der Oxidation von Methan wird eine erhebliche Menge an Wasserdampf freigesetzt. Eine weitere Voraussetzung für polare Stratosphärenwolken sind kalte Temperaturen, um Kondensation und Wolkenbildung zu gewährleisten. Da die Wolkenproduktion in der polaren Stratosphäre kalte Temperaturen erfordert, ist sie in der Regel auf die Nacht und den Winter beschränkt. Mit dieser Kombination aus feuchteren und kälteren Bedingungen in der unteren Stratosphäre konnten sich polare Stratosphärenwolken über weiten Gebieten in den Polarregionen bilden.
Um die Auswirkungen der polaren Stratosphärenwolken auf das Klima des Eozäns zu testen, wurden Modelle durchgeführt, die die Auswirkungen der polaren Stratosphärenwolken an den Polen mit einem Anstieg des atmosphärischen Kohlendioxids verglichen.
Die polaren Stratosphärenwolken hatten eine erwärmende Wirkung auf die Pole und erhöhten die Temperaturen in den Wintermonaten um bis zu 20 °C. Außerdem traten in den Modellen aufgrund der polaren Stratosphärenwolken eine Vielzahl von Rückkopplungen auf. Jegliches Eiswachstum wurde immens verlangsamt und führte zum Abschmelzen des vorhandenen Eises. Nur die Pole waren von der Temperaturänderung betroffen, die Tropen blieben unberührt, was bei einem Anstieg des atmosphärischen Kohlendioxids auch zu einem Temperaturanstieg in den Tropen führen würde. Aufgrund der Erwärmung der Troposphäre durch den verstärkten Treibhauseffekt der polaren Stratosphärenwolken würde sich die Stratosphäre abkühlen und möglicherweise die Menge der polaren Stratosphärenwolken erhöhen.
Während die polaren Stratosphärenwolken die Verringerung des Temperaturgefälles zwischen Äquator und Pol und die erhöhten Temperaturen an den Polen während des frühen Eozäns erklären könnten, gibt es einige Nachteile bei der Aufrechterhaltung der polaren Stratosphärenwolken über einen längeren Zeitraum. Zur Bestimmung der Nachhaltigkeit der polaren Stratosphärenwolken wurden getrennte Modellläufe durchgeführt. Methan müsste kontinuierlich freigesetzt und aufrechterhalten werden, um den Wasserdampf in der unteren Stratosphäre zu erhalten. Die polare Stratosphärenwolke müsste immer größere Mengen an Eis und Kondensationskernen enthalten, um sich selbst aufrechtzuerhalten und sich schließlich auszudehnen.
Hyperthermie im frühen Eozän
Während der Erwärmung im frühen Eozän vor 52 bis 55 Millionen Jahren gab es eine Reihe von kurzfristigen Veränderungen der Kohlenstoffisotopenzusammensetzung im Ozean. Diese Isotopenveränderungen sind auf die Freisetzung von Kohlenstoff aus dem Ozean in die Atmosphäre zurückzuführen, die zu einem Temperaturanstieg von 4-8 °C an der Meeresoberfläche führte. Diese Hyperthermie führte zu verstärkten Störungen bei planktonischen und benthischen Foraminiferen und zu einer höheren Sedimentationsrate als Folge der wärmeren Temperaturen. Jüngste Analysen und Forschungen zu diesen Hyperthermien im frühen Eozän haben zu der Hypothese geführt, dass die Hyperthermien auf orbitalen Parametern beruhen, insbesondere auf der Exzentrizität und der Schiefe. Die Hyperthermien im frühen Eozän, insbesondere das Paläozän-Eozän-Thermal-Maximum (PETM), das Eozän-Thermal-Maximum 2 (ETM2) und das Eozän-Thermal-Maximum 3 (ETM3), wurden analysiert und es wurde festgestellt, dass die Orbitalsteuerung bei der Auslösung des ETM2 und ETM3 eine Rolle gespielt haben könnte.
Vom Treibhaus- zum Eishausklima
Das Eozän ist nicht nur dafür bekannt, dass es die wärmste Periode des Känozoikums war, sondern es markierte auch den Übergang zum Eishausklima und die schnelle Ausdehnung des antarktischen Eisschildes. Der Übergang von einem sich erwärmenden Klima zu einem sich abkühlenden Klima begann vor etwa 49 Millionen Jahren. Isotope von Kohlenstoff und Sauerstoff deuten auf einen Übergang zu einem globalen Abkühlungsklima hin. Als Ursache für die Abkühlung wird ein signifikanter Rückgang der atmosphärischen Kohlendioxidkonzentration um >2000 ppm vermutet. Eine vorgeschlagene Ursache für den Rückgang des Kohlendioxids während des Übergangs von der Erwärmung zur Abkühlung war das Azolla-Ereignis. Die zunehmende Wärme an den Polen, das isolierte arktische Becken während des frühen Eozäns und die signifikant hohen Kohlendioxidmengen führten möglicherweise zu Azolla-Blüten im gesamten Arktischen Ozean. Die Isolation des Arktischen Ozeans führte zu stagnierendem Wasser, und als die Azolla auf den Meeresboden sanken, wurden sie Teil der Sedimente und banden den Kohlenstoff effektiv. Die Fähigkeit der Azolla, Kohlenstoff zu binden, ist außergewöhnlich, und das verstärkte Eingraben von Azolla könnte einen bedeutenden Einfluss auf den weltweiten atmosphärischen Kohlenstoffgehalt gehabt haben und das Ereignis gewesen sein, das den Übergang zu einem Eishausklima einleitete. Die Abkühlung nach diesem Ereignis setzte sich aufgrund der kontinuierlichen Abnahme des atmosphärischen Kohlendioxids durch die organische Produktivität und die Verwitterung durch die Gebirgsbildung fort.
Die globale Abkühlung setzte sich fort, bis es im Südlichen Ozean vor etwa 42-41 Millionen Jahren zu einer großen Umkehr von Abkühlung zu Erwärmung kam. Die Sauerstoffisotopenanalyse zeigte eine starke negative Veränderung des Verhältnisses von schwereren zu leichteren Sauerstoffisotopen, was auf einen Anstieg der globalen Temperaturen hindeutet. Dieses Erwärmungsereignis wird als das Klimaoptimum des mittleren Eozäns bezeichnet. Man geht davon aus, dass die Erwärmung in erster Linie auf den Anstieg des Kohlendioxids zurückzuführen ist, da die Kohlenstoffisotopensignaturen eine größere Methanfreisetzung während dieser kurzzeitigen Erwärmung ausschließen. Man geht davon aus, dass der Anstieg des atmosphärischen Kohlendioxids auf die erhöhte Ausbreitungsrate des Meeresbodens zwischen Australien und der Antarktis und den verstärkten Vulkanismus in der Region zurückzuführen ist. Ein weiterer möglicher Anstieg des atmosphärischen Kohlendioxids könnte während eines plötzlichen Anstiegs mit metamorpher Freisetzung während der Himalaya-Orogenese erfolgen, allerdings sind die Daten über den genauen Zeitpunkt der metamorphen Freisetzung des atmosphärischen Kohlendioxids nicht gut aufgelöst. Diese Erwärmung war nur von kurzer Dauer, da die Aufzeichnungen der benthischen Sauerstoffisotope darauf hindeuten, dass vor etwa 40 Millionen Jahren wieder eine Abkühlung einsetzte.
Die Abkühlung setzte sich während des restlichen späten Eozäns bis zum Übergang vom Eozän zum Oligozän fort. Während der Abkühlung zeigen benthische Sauerstoffisotope die Möglichkeit einer Eisbildung und Eiszunahme während dieser späteren Abkühlung. Das Ende des Eozäns und der Beginn des Oligozäns sind durch die massive Ausdehnung des antarktischen Eisschilds gekennzeichnet, die einen wichtigen Schritt in Richtung eines Eishausklimas darstellt. Zusammen mit dem Rückgang des atmosphärischen Kohlendioxids, der die globale Temperatur senkt, lassen sich orbitale Faktoren bei der Eisbildung anhand von 100 000- und 400 000-jährigen Schwankungen in benthischen Sauerstoffisotopenaufzeichnungen erkennen. Ein weiterer wichtiger Beitrag zur Ausdehnung des Eisschildes war die Entstehung des antarktischen Zirkumpolarstroms. Die Entstehung des antarktischen Zirkumpolarstroms würde das kalte Wasser um die Antarktis isolieren, was den Wärmetransport in die Antarktis verringern und Ozeanwirbel erzeugen würde, die zum Auftrieb kälteren Bodenwassers führen. Das Problem bei dieser Hypothese, dass dies ein Faktor für den Übergang vom Eozän zum Oligozän sein könnte, ist, dass der Zeitpunkt der Entstehung der Zirkulation ungewiss ist. Für die Drake-Passage deuten die Sedimente darauf hin, dass die Öffnung vor ~41 Millionen Jahren stattfand, während die Tektonik darauf hindeutet, dass dies vor ~32 Millionen Jahren geschah.
Paläogeographie
Während des Eozäns drifteten die Kontinente weiter in Richtung ihrer heutigen Positionen.
Zu Beginn dieses Zeitraums blieben Australien und die Antarktis miteinander verbunden, und warme äquatoriale Strömungen vermischten sich mit dem kälteren Wasser der Antarktis, verteilten die Wärme um den Planeten und hielten die globalen Temperaturen hoch, aber als sich Australien um 45 Mio. Jahre vom Südkontinent abspaltete, wurden die warmen äquatorialen Strömungen von der Antarktis weggeleitet. Es entstand ein isolierter Kaltwasserkanal zwischen den beiden Kontinenten. Die antarktische Region kühlte sich ab, und der Ozean, der die Antarktis umgab, begann zu gefrieren und sandte kaltes Wasser und Eisschollen nach Norden, was die Abkühlung verstärkte.
Der nördliche Superkontinent Laurasia begann zu zerbrechen, als Europa, Grönland und Nordamerika auseinanderdrifteten.
Im westlichen Nordamerika begann im Eozän die Gebirgsbildung, und in den hohen flachen Becken zwischen den Erhebungen bildeten sich riesige Seen, die zur Ablagerung der Lagerstätte der Green River Formation führten.
Um etwa 35 Ma bildete ein Asteroideneinschlag an der Ostküste Nordamerikas den Einschlagskrater Chesapeake Bay.
In Europa verschwand das Tethysmeer schließlich, während die Hebung der Alpen seinen letzten Rest, das Mittelmeer, isolierte und ein weiteres flaches Meer mit Inselarchipelen im Norden schuf. Obwohl sich der Nordatlantik öffnete, scheint eine Landverbindung zwischen Nordamerika und Europa erhalten geblieben zu sein, da die Fauna der beiden Regionen sehr ähnlich ist.
Indien setzte seine Reise weg von Afrika fort und begann seine Kollision mit Asien, wodurch der Himalaya entstand.
Es wird angenommen, dass die eozäne Treibhauswelt durch eine unkontrollierte globale Erwärmung durch freigesetzte Methan-Clathrate tief in den Ozeanen verursacht wurde. Die Clathrate waren unter Schlamm begraben, der durch die Erwärmung der Ozeane aufgewühlt wurde. Methan (CH4) hat eine zehn- bis zwanzigmal stärkere Treibhauswirkung als Kohlendioxid (CO2).
Flora
Zu Beginn des Eozäns schufen die hohen Temperaturen und die warmen Ozeane eine feuchte, milde Umgebung, in der sich Wälder von Pol zu Pol über die Erde ausbreiteten. Abgesehen von den trockensten Wüsten muss die Erde vollständig mit Wäldern bedeckt gewesen sein.
Die polaren Wälder waren ziemlich groß. Auf Ellesmere Island in der Arktis wurden Fossilien und sogar erhaltene Überreste von Bäumen wie Sumpfzypresse und Mammutbaum aus dem Eozän gefunden. Schon damals lag Ellesmere Island nur wenige Breitengrade weiter südlich als heute. Fossilien von subtropischen und sogar tropischen Bäumen und Pflanzen aus dem Eozän wurden auch in Grönland und Alaska gefunden. Tropische Regenwälder wuchsen bis in den Norden Nordamerikas und Europas.
Palmenbäume wuchsen im frühen Eozän bis nach Alaska und Nordeuropa, obwohl sie mit der Abkühlung des Klimas immer seltener wurden. Die Abkühlung setzte in der Mitte der Periode ein, und am Ende des Eozäns begann das Innere der Kontinente auszutrocknen, so dass die Wälder in einigen Gebieten erheblich ausgedünnt wurden. Die neu entstandenen Gräser waren noch auf Flussufer und Seeufer beschränkt und hatten sich noch nicht in Ebenen und Savannen ausgebreitet.
Die Abkühlung brachte auch saisonale Veränderungen mit sich. Laubbäume, die besser mit großen Temperaturschwankungen zurechtkamen, begannen die immergrünen tropischen Arten zu verdrängen. Am Ende der Periode bedeckten Laubwälder große Teile der nördlichen Kontinente, einschließlich Nordamerika, Eurasien und der Arktis, und Regenwälder hielten sich nur noch im äquatorialen Südamerika, Afrika, Indien und Australien.
Antarktika, das zu Beginn des Eozäns von einem warmen, gemäßigten bis subtropischen Regenwald gesäumt war, wurde im weiteren Verlauf des Zeitraums sehr viel kälter; die wärmeliebende tropische Flora wurde ausgelöscht, und zu Beginn des Oligozäns beherbergte der Kontinent Laubwälder und weite Teile der Tundra.
Fauna
Die ältesten bekannten Fossilien der meisten modernen Säugetierordnungen erscheinen innerhalb eines kurzen Zeitraums im frühen Eozän. Zu Beginn des Eozäns kamen mehrere neue Säugetiergruppen in Nordamerika an. Diese modernen Säugetiere wie Artiodactylus, Perissodactylus und Primaten hatten Merkmale wie lange, dünne Beine, Füße und Hände, die zum Greifen geeignet waren, sowie differenzierte Zähne, die zum Kauen geeignet waren. Es herrschten zwergwüchsige Formen vor. Alle Mitglieder der neuen Säugetierordnungen waren klein und wogen weniger als 10 kg. Vergleiche der Zahngröße zeigen, dass die Säugetiere des Eozäns nur 60 % der Größe der primitiven Säugetiere des Paläozäns aufwiesen, die ihnen vorausgingen. Sie waren auch kleiner als die Säugetiere, die ihnen folgten. Man geht davon aus, dass die heißen Temperaturen im Eozän kleinere Tiere begünstigten, die besser mit der Hitze zurechtkamen.
Beide Gruppen moderner Huftiere (Hufsäugetiere) setzten sich aufgrund einer großen Ausbreitung zwischen Europa und Nordamerika durch, zusammen mit fleischfressenden Huftieren wie Mesonyx. Es entstanden frühe Formen vieler anderer moderner Säugetierordnungen, darunter Fledermäuse, Rüsseltiere (Elefanten), Primaten, Nagetiere und Beuteltiere. Ältere primitive Formen von Säugetieren verloren an Vielfalt und Bedeutung. Wichtige fossile Überreste von Landtieren aus dem Eozän wurden im westlichen Nordamerika, in Europa, Patagonien, Ägypten und Südostasien gefunden. Die Meeresfauna ist am besten aus Südasien und dem Südosten der Vereinigten Staaten bekannt.
Reptilienfossilien aus dieser Zeit, wie Fossilien von Pythons und Schildkröten, sind reichlich vorhanden. Die Überreste der Titanoboa, einer Schlange von der Länge eines Schulbusses, wurden in Südamerika zusammen mit anderen großen Reptilien-Megafauna entdeckt. Während des Eozäns wurden Pflanzen und Meeresfaunen recht modern. Viele moderne Vogelordnungen traten erstmals im Eozän auf.
Aus dem Eozän sind mehrere reichhaltige fossile Insektenfaunen bekannt, insbesondere der baltische Bernstein, der vor allem an der Südküste der Ostsee gefunden wurde, Bernstein aus dem Pariser Becken, Frankreich, der Fur-Formation, Dänemark und den Bembridge Marls von der Isle of Wight, England. Die in eozänen Ablagerungen gefundenen Insekten lassen sich meist modernen Gattungen zuordnen, obwohl diese Gattungen in dem Gebiet häufig nicht vorkommen. So ist zum Beispiel die Bibionidengattung Plecia in fossilen Faunen aus heute gemäßigten Gebieten häufig, kommt aber heute nur noch in den Tropen und Subtropen vor.
Ozeane
Die Ozeane des Eozäns waren warm und wimmelten von Fischen und anderem Meeresleben. Die ersten Carchariniden-Haie entwickelten sich, ebenso wie frühe Meeressäugetiere, darunter Basilosaurus, eine frühe Walart, von der man annimmt, dass sie von Landtieren abstammt, die schon früher im Eozän existierten, nämlich von den Hufraubtieren, den Mesonychiden, zu denen Mesonyx gehörte. Die ersten Sirenen, Verwandte der Elefanten, entwickelten sich ebenfalls zu dieser Zeit.
Eozän-Oligozän-Aussterben
Das Ende des Eozäns wurde durch das Eozän-Oligozän-Aussterbeereignis markiert, das auch als Grande Coupure bekannt ist.
Der obige Artikel basiert auf Materialien, die von Wikipedia bereitgestellt wurden