Época del Eoceno
La época del Eoceno, que dura desde hace 56 a 33,9 millones de años, es una división importante de la escala de tiempo geológica y la segunda época del Período Paleógeno en la Era Cenozoica. El Eoceno abarca 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 periodo en el que la concentración del isótopo del carbono 13C en la atmósfera era excepcionalmente baja en comparación con el isótopo más común 12C. El final se sitúa en un gran evento de extinción llamado Grande Coupure (la «Gran Ruptura» en continuidad) o el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno, que puede estar relacionado con el impacto de uno o más grandes bólidos 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, aunque sus fechas exactas son ligeramente inciertas.
El nombre Eoceno proviene del griego ἠώς (eos, amanecer) y καινός (kainos, nuevo) y se refiere al «amanecer» de la fauna moderna (‘nueva’) que apareció durante la época.
Subdivisiones
La época del Eoceno se suele dividir en temprana y tardía, o -más habitualmente- en temprana, media y tardía. Las rocas correspondientes se denominan Eoceno inferior, medio y superior. De las etapas indicadas, el Ypresiano y ocasionalmente el Luteciano constituyen el estado Temprano, el Priaboniano y a veces el Bartoniano el Tardío; alternativamente, el Luteciano y el Bartoniano se unen como el Eoceno Medio.
Clima
La Época del Eoceno contenía una amplia variedad de condiciones climáticas diferentes que incluye el clima más cálido de la Era Cenozoica y termina en un clima glacial. La evolución del clima del Eoceno comenzó con el calentamiento tras el final del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), hace 56 millones de años, hasta alcanzar un máximo durante el Óptimo del Eoceno, hace unos 49 millones de años. Durante este periodo de tiempo, la presencia de hielo en la Tierra era escasa o nula y la diferencia de temperatura entre el ecuador y los polos era menor. Tras el máximo se produjo un descenso a un clima glacial desde el Óptimo del Eoceno hasta la transición Eoceno-Oligoceno, hace 34 millones de años. Durante este descenso comenzó a reaparecer el hielo en los polos, y la transición Eoceno-Oligoceno es el periodo de tiempo en el que la capa de hielo de la Antártida comenzó a expandirse rápidamente.
Evolución de los gases de efecto invernadero atmosféricos
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. Al final del PETM se produjo un gran secuestro de dióxido de carbono en forma de clatrato de metano, carbón y petróleo en el fondo del Océano Ártico, que redujo el dióxido de carbono atmosférico. Este acontecimiento 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 a la meteorización de los silicatos. En el Eoceno temprano se discute mucho sobre la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera. Esto se debe a los numerosos proxies que representan diferentes contenidos de dióxido de carbono atmosférico. Por ejemplo, diversos proxies geoquímicos y paleontológicos indican que en el momento de máximo calentamiento global los valores de dióxido de carbono atmosférico se situaban entre 700 y 900 ppm, mientras que otros proxies, como el carbonato pedogénico (que construye el suelo) y los isótopos de boro marinos, indican grandes cambios de dióxido de carbono de más de 2.000 ppm en periodos de tiempo inferiores a 1 millón de años. Las fuentes de esta gran afluencia de dióxido de carbono podrían atribuirse a la desgasificación volcánica debida al rifting del Atlántico Norte o a la oxidación del metano almacenado en grandes depósitos depositados desde el evento PETM en el fondo marino o en entornos de humedales. Por el contrario, hoy en día los niveles de dióxido de carbono están en 400 ppm o 0,04%.
Durante el Eoceno temprano, el metano era otro gas de efecto invernadero que tenía un efecto drástico en el clima. En comparación con el dióxido de carbono, el metano tiene consecuencias mucho mayores con respecto a la temperatura, ya que el metano tiene ~23 veces más efecto por molécula que el dióxido de carbono a escala de 100 años (tiene un mayor potencial de calentamiento global). La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este periodo de tiempo habría procedido de humedales, pantanos y bosques. La concentración atmosférica de metano en la actualidad es del 0,000179% o 1,79 ppmv. Debido al clima más cálido y al aumento del nivel del mar asociados al Eoceno temprano, habría más humedales, más bosques y más depósitos de carbón disponibles para la liberación de metano. Comparando la producción de metano del Eoceno temprano con los niveles actuales de metano atmosférico, el Eoceno temprano sería capaz de producir el triple de la producción actual de metano. Las temperaturas cálidas del Eoceno temprano podrían haber aumentado las tasas de producción de metano, y el metano liberado a la atmósfera calentaría a su vez la troposfera, enfriaría la estratosfera y produciría vapor de agua y dióxido de carbono por 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 de oxígeno produce monóxido de carbono, vapor de agua y radiación infrarroja. El monóxido de carbono no es estable, por lo que acaba convirtiéndose en dióxido de carbono y, al hacerlo, libera aún más radiación infrarroja. El vapor de agua atrapa más infrarrojos que el dióxido de carbono.
El Eoceno medio y tardío marca no sólo el paso del calentamiento al enfriamiento, sino también el cambio del dióxido de carbono, que pasa de aumentar a disminuir. Al final del Óptimo del Eoceno, el dióxido de carbono comenzó a disminuir debido al aumento de la productividad del plancton silíceo y al enterramiento del carbono marino. Al principio del Eoceno medio, un acontecimiento que puede haber desencadenado o contribuido a la disminución del dióxido de carbono fue el acontecimiento Azolla, hace unos 49 millones de años. Con el clima estable de principios del Eoceno, las temperaturas cálidas en el Ártico permitieron el crecimiento de la azolla, que es un helecho acuático flotante, en el Océano Ártico. En comparación con los niveles actuales de dióxido de carbono, esta azolla crecía rápidamente en los niveles de dióxido de carbono elevados de principios del Eoceno. Cuando estas azollas se hundieron en el Océano Ártico, quedaron enterradas y secuestraron su carbono en el lecho marino. Este acontecimiento podría haber provocado una reducción del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. Suponiendo que las concentraciones de dióxido de carbono estuvieran en 900 ppmv antes del Evento Azolla, habrían descendido a 430 ppmv, es decir, 40 ppmv más que en la actualidad, después del Evento Azolla. Otro acontecimiento del Eoceno medio que supuso una inversión repentina y temporal de las condiciones de enfriamiento fue el Óptimo Climático del Eoceno Medio. Hace unos 41,5 millones de años, los análisis isotópicos estables de muestras procedentes de sondeos en el Océano Antártico indicaron un evento de calentamiento durante 600 mil años. Se observó un fuerte aumento del dióxido de carbono atmosférico con un máximo de 4000 ppm: la mayor cantidad de dióxido de carbono atmosférico detectada durante el Eoceno. La principal hipótesis de una transición tan radical se debió a la deriva continental y a la colisión del continente indio con el asiático y la consiguiente formación del Himalaya. Otra hipótesis se refiere a un extenso rifting del fondo marino y a reacciones de descarbonatación metamórfica que liberaron cantidades considerables de dióxido de carbono a la atmósfera.
Al final del Óptimo Climático del Eoceno Medio, el enfriamiento y la reducción de dióxido de carbono continuaron durante el Eoceno tardío y en la transición Eoceno-Oligoceno, hace unos 34 millones de años. Múltiples proxies, como los isótopos de oxígeno y las alkenonas, indican que en la transición Eoceno-Oligoceno la concentración atmosférica de dióxido de carbono había disminuido a unas 750-800 ppm, aproximadamente el doble de los niveles actuales.
El Eoceno temprano y el problema del clima ecuánime
Una de las características únicas del clima del Eoceno, como se ha mencionado anteriormente, fue el clima ecuánime y homogéneo que existía en las primeras partes del Eoceno. Una multitud de proxies apoyan la presencia de un clima ecuánime más cálido durante este período de tiempo. Algunos de estos proxies incluyen la presencia de fósiles nativos de climas cálidos, como los cocodrilos, localizados en las latitudes más altas, la presencia en las latitudes altas de flora intolerante a las heladas, como las palmeras, que no pueden sobrevivir durante las heladas sostenidas, y fósiles de serpientes encontrados en los trópicos que requerirían temperaturas medias mucho más altas para mantenerse. El uso de proxies isotópicos para determinar las temperaturas del océano indica que las temperaturas de la superficie del mar en los trópicos alcanzan los 35 °C (95 °F) y que las temperaturas del agua del fondo son 10 °C (18 °F) más altas que los valores actuales. Con estas temperaturas del agua del fondo, las temperaturas en las zonas donde se forman las aguas profundas cerca de los polos no pueden ser mucho más frías que las temperaturas del agua del fondo.
Sin embargo, surge un problema cuando se intenta modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos indirectos. Utilizando todos los diferentes rangos de gases de efecto invernadero que se produjeron durante el Eoceno temprano, los modelos fueron incapaces de producir el calentamiento que se encontró en los polos y la reducción de la estacionalidad que se produce con los inviernos en los polos siendo sustancialmente más cálidos. Los modelos, aunque predicen con precisión los trópicos, tienden a producir temperaturas significativamente más frías de hasta 20 °C (36 °F) por debajo de la temperatura real determinada en los polos. Este error se ha clasificado como el «problema del clima ecuánime». Para resolver este problema, la solución pasaría por encontrar un proceso que permita calentar los polos sin calentar los trópicos. Algunas hipótesis y pruebas que intentan encontrar el proceso se enumeran a continuación.
Grandes lagos
Debido a la naturaleza del agua en contraposición a la tierra, la variabilidad de la temperatura sería menor si también hay una gran masa de agua. Para intentar mitigar el enfriamiento de las temperaturas polares, se propusieron grandes lagos para mitigar los cambios climáticos estacionales. Para reproducir este caso, se insertó un lago en Norteamérica y se ejecutó un modelo climático con niveles variables de dióxido de carbono. Las ejecuciones del modelo concluyeron que, si bien el lago redujo la estacionalidad de la región en mayor medida que un simple aumento del dióxido de carbono, la adición de un gran lago no pudo reducir la estacionalidad a los niveles mostrados por los datos de la flora y la fauna.
Transporte de calor oceánico
El transporte de calor desde los trópicos a los polos, de forma muy parecida a como 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. Con el aumento de las temperaturas de la superficie del mar y el aumento de la temperatura de las aguas profundas del océano durante el Eoceno temprano, una hipótesis común era que debido a estos aumentos habría un mayor transporte de calor desde los trópicos hacia los polos. Simulando estas diferencias, los modelos produjeron un menor transporte de calor debido a los menores gradientes de temperatura y no tuvieron éxito en producir un clima ecuánime a partir únicamente del transporte de calor oceánico.
Parámetros orbitales
Aunque típicamente se ven como un control sobre el crecimiento del hielo y la estacionalidad, los parámetros orbitales fueron teorizados como un posible control sobre las temperaturas continentales y la estacionalidad. Simulando 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 concreto provocó inviernos más cálidos y veranos más fríos hasta un 30% en el continente norteamericano, y redujo la variación estacional de la temperatura hasta un 75%. Aunque los parámetros orbitales no produjeron el calentamiento en los polos, los parámetros mostraron un gran efecto en la estacionalidad y debían ser considerados.
Nubes estratosféricas polares
Otro método considerado para producir las cálidas temperaturas polares fueron las nubes estratosféricas polares. Las nubes estratosféricas polares son nubes que se producen en la baja estratosfera a temperaturas muy bajas. Las nubes estratosféricas polares tienen un gran impacto en el forzamiento radiativo. Debido a sus propiedades de albedo mínimo y a su espesor óptico, las nubes estratosféricas polares actúan de forma similar a un gas de efecto invernadero y atrapan la radiación de onda larga saliente. En la atmósfera se dan diferentes tipos de nubes estratosféricas polares: nubes estratosféricas polares que se crean debido a las interacciones con el ácido nítrico o sulfúrico y el agua (Tipo I) o nubes estratosféricas polares que se crean sólo con hielo de agua (Tipo II).
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. 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 cuando 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 importante de vapor de agua. Otro requisito para las nubes estratosféricas polares son las temperaturas frías para garantizar la condensación y la producción de nubes. La producción de nubes estratosféricas polares, al requerir las bajas temperaturas, suele limitarse 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 zonas de las regiones polares.
Para comprobar los efectos de las nubes estratosféricas polares en el clima del Eoceno, se realizaron modelos que comparaban los efectos de las nubes estratosféricas polares en los polos con un aumento del dióxido de carbono atmosférico.Las nubes estratosféricas polares tuvieron un efecto de calentamiento en los polos, aumentando las temperaturas hasta en 20 °C en los meses de invierno. La presencia de las nubes estratosféricas polares también provocó una multitud de reacciones en los modelos. El crecimiento del hielo se ralentizó enormemente y provocó el derretimiento de los hielos presentes. Sólo los polos se vieron afectados por el cambio de temperatura y los trópicos no se vieron afectados, lo que con un aumento del dióxido de carbono atmosférico también provocaría un aumento de la temperatura en los trópicos. Debido al calentamiento de la troposfera por el aumento del efecto invernadero de las nubes estratosféricas polares, la estratosfera se enfriaría y aumentaría potencialmente la cantidad de nubes estratosféricas polares.
Aunque las nubes estratosféricas polares podrían explicar la reducción del gradiente de temperatura entre el ecuador y el polo y el aumento de las temperaturas en los polos durante el Eoceno temprano, existen algunos inconvenientes para mantener las nubes estratosféricas polares durante un periodo de tiempo prolongado. Se utilizaron ejecuciones separadas del modelo para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. El metano tendría que ser liberado continuamente y mantenerse para mantener el vapor de agua estratosférico inferior. Para que la nube estratosférica polar se mantuviera y eventualmente se expandiera, se necesitarían cantidades crecientes de hielo y núcleos de condensación.
Hipertermales durante el Eoceno temprano
Durante el calentamiento en el Eoceno temprano, entre hace 52 y 55 millones de años, se produjeron una serie de cambios a corto plazo en la composición isotópica del carbono en el océano. 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 entre 4 y 8 °C (7,2-14,4 °F) en la superficie del océano. Estos hipertermales provocaron un aumento de las perturbaciones en los foraminíferos planctónicos y bentónicos, con una mayor tasa de sedimentación como consecuencia de las temperaturas más cálidas. Los recientes análisis e investigaciones sobre estos hipertermales del Eoceno temprano han llevado a plantear la hipótesis de que los hipertermales se basan en parámetros orbitales, en particular la excentricidad y la oblicuidad. Se analizaron los hipertermales de principios del Eoceno, especialmente 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.
Clima de invernadero a invernadero
El Eoceno no sólo es conocido por contener el período más cálido del Cenozoico, sino que también marcó el declive hacia un clima de invernadero y la rápida expansión de la capa de hielo de la Antártida. La transición de un clima cálido a un clima frío comenzó hace unos 49 millones de años. Los isótopos del carbono y del oxígeno indican un cambio hacia un clima de enfriamiento global. La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de >2000 ppm en las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono. Una de las causas propuestas de la reducción del dióxido de carbono durante la transición del calentamiento al enfriamiento fue el evento Azolla. El aumento del calor en los polos, la cuenca ártica aislada durante el Eoceno temprano, y las cantidades significativamente altas de dióxido de carbono posiblemente condujeron a la floración de azollas en el Océano Ártico. El aislamiento del Océano Ártico provocó el estancamiento de las aguas y, al hundirse la azolla en el fondo marino, pasó a formar parte de los sedimentos y secuestró el carbono. La capacidad de la azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el aumento del enterramiento de la azolla podría haber tenido un efecto significativo en el contenido de carbono atmosférico mundial y puede haber sido el acontecimiento que inició la transición hacia un clima de casa de hielo. El enfriamiento después de este acontecimiento continuó debido a la continua disminución del dióxido de carbono atmosférico por la productividad orgánica y la meteorización por la construcción de montañas.
El enfriamiento global continuó hasta que se produjo una importante inversión del enfriamiento al calentamiento indicada en el Océano Antártico hace unos 42-41 millones de años. Los análisis de isótopos de oxígeno mostraron un gran cambio negativo en la proporción de isótopos de oxígeno más pesados respecto a los más ligeros, lo que indica un aumento de las temperaturas globales. Este calentamiento se conoce como el Óptimo Climático del Eoceno Medio. Se considera que la causa del calentamiento se debe principalmente al aumento del dióxido de carbono, ya que las firmas de isótopos de carbono descartan la liberación de metano durante este calentamiento de corta duración. Se considera que el aumento del dióxido de carbono atmosférico se debe al incremento de las tasas de propagación del suelo marino entre Australia y la Antártida y al aumento de las cantidades de vulcanismo en la región. Otro posible aumento del dióxido de carbono atmosférico podría producirse durante un aumento repentino con la liberación metamórfica durante la orogenia 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. Sin embargo, estudios recientes han mencionado que la eliminación del océano entre Asia y la India podría liberar cantidades significativas de dióxido de carbono.Este calentamiento es de corta duración, ya que los registros de isótopos de oxígeno bentónicos indican un retorno al enfriamiento hace ~40 millones de años.
El enfriamiento continuó durante el resto del Eoceno tardío hasta la transición Eoceno-Oligoceno. Durante el período de enfriamiento, los isótopos de oxígeno bentónicos muestran la posibilidad de creación de hielo y de aumento del mismo durante este enfriamiento posterior. El final del Eoceno y el comienzo del Oligoceno están marcados por la expansión masiva del área de la capa de hielo de la Antártida, que supuso un paso importante hacia el clima glacial. Junto con la disminución del dióxido de carbono atmosférico que redujo la temperatura global, los factores orbitales en la creación de hielo pueden verse con fluctuaciones de 100.000 y 400.000 años en los registros de isótopos de oxígeno bentónicos. Otra contribución importante a la expansión de la capa de hielo fue la creación de la corriente circumpolar antártica. 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 junto con la creación de giros oceánicos que dan lugar al afloramiento de aguas de fondo más frías. El problema con esta hipótesis de la consideración de que esto sea un factor para la transición Eoceno-Oligoceno es que el momento de la creación de la circulación es incierto. En el caso del Pasaje de Drake, los sedimentos indican que la apertura se produjo hace ~41 millones de años, mientras que la tectónica indica que esto ocurrió hace ~32 millones de años.
Paleogeografía
Durante el Eoceno, los continentes continuaron derivando hacia sus posiciones actuales.
Al principio del período, Australia y la Antártida permanecieron conectadas, y las corrientes ecuatoriales cálidas se mezclaron con las aguas antárticas más frías, distribuyendo el calor por el planeta y manteniendo altas las temperaturas globales, pero cuando Australia se separó del continente austral alrededor de 45 Ma, las corrientes ecuatoriales cálidas se alejaron de la Antártida. Se desarrolló un canal aislado de agua fría entre los dos continentes. La región antártica se enfrió, y el océano que rodeaba la Antártida comenzó a congelarse, enviando agua fría y capas de hielo hacia el norte, lo que reforzó el enfriamiento.
El supercontinente septentrional de Laurasia comenzó a dividirse, a medida que Europa, Groenlandia y América del Norte se separaban.
En el oeste de América del Norte, la construcción de montañas comenzó en el Eoceno, y se formaron enormes lagos en las altas cuencas planas entre los levantamientos, lo que dio lugar a la deposición de la lagerstätte de la Formación Green River.
Alrededor de 35 Ma, el impacto de un asteroide en la costa oriental de Norteamérica formó el cráter de impacto de la bahía de Chesapeake.
En Europa, el mar de Tethys desapareció finalmente, mientras que el levantamiento de los Alpes aisló su último remanente, el Mediterráneo, y creó otro mar poco profundo con archipiélagos insulares al norte. Aunque el Atlántico Norte se estaba abriendo, parece que siguió existiendo una conexión terrestre entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de las dos regiones son muy similares.
India continuó su viaje lejos de África y comenzó su colisión con Asia, plegando el Himalaya a la existencia.
Se hipotetiza que el mundo invernadero del Eoceno fue causado por el calentamiento global descontrolado de los clatratos de metano liberados en las profundidades de los océanos. Los clatratos quedaron enterrados bajo el lodo que se alteró al calentarse los océanos. El metano (CH4) tiene un efecto de gas de efecto invernadero entre diez y veinte veces superior al del dióxido de carbono (CO2).
Flora
Al principio del Eoceno, las altas temperaturas y los océanos cálidos crearon un entorno húmedo y templado, con bosques que se extendían por toda la Tierra de polo a polo. Aparte de los desiertos más secos, la Tierra debió estar totalmente cubierta de bosques.
Los bosques polares eran bastante extensos. En la isla de Ellesmere, en el Ártico, se han encontrado fósiles e incluso restos conservados de árboles como el ciprés de los pantanos y la secuoya del alba del Eoceno. Incluso en aquella época, la isla de Ellesmere estaba sólo unos pocos grados de latitud más al sur que en la actualidad. También se han encontrado fósiles de árboles y plantas subtropicales e incluso tropicales del Eoceno en Groenlandia y Alaska. Los bosques tropicales crecían hasta el norte de Norteamérica y Europa.
Las palmeras crecían hasta Alaska y el norte de Europa durante el Eoceno temprano, aunque se hicieron menos abundantes a medida que el clima se enfriaba. Las secuoyas del amanecer también estaban mucho más extendidas.
El enfriamiento comenzó a mediados del período, y a finales del Eoceno los interiores continentales habían comenzado a secarse, y los bosques se redujeron considerablemente en algunas zonas. Las hierbas recién desarrolladas seguían confinadas a las riberas de los ríos y a las orillas de los lagos, y aún no se habían expandido hacia las llanuras y las sabanas.
El enfriamiento también trajo consigo cambios estacionales. Los árboles de hoja caduca, más capaces de soportar grandes cambios de temperatura, empezaron a superar a las especies tropicales de hoja perenne. Al final del período, los bosques caducifolios cubrían grandes partes de los continentes septentrionales, incluyendo América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales sólo se mantenían en la América del Sur ecuatorial, África, India y Australia.
La Antártida, que comenzó el Eoceno rodeada de un bosque lluvioso templado a subtropical cálido, se volvió mucho más fría a medida que avanzaba el período; la flora tropical amante del calor fue eliminada, y a principios del Oligoceno, el continente albergaba bosques caducifolios y vastas extensiones de tundra.
Fauna
Los fósiles más antiguos conocidos de la mayoría de los órdenes de mamíferos modernos aparecen en un breve período del Eoceno temprano. A principios del Eoceno, varios grupos de mamíferos nuevos llegaron a Norteamérica. Estos mamíferos modernos, como los artiodáctilos, los perisodáctilos y los primates, tenían características como patas 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 sólo tenían el 60% del tamaño de los mamíferos primitivos del Paleoceno que les precedieron. También eran más pequeños que los mamíferos que les siguieron. Se supone que las calurosas temperaturas del Eoceno favorecieron a los animales más pequeños que podían soportar mejor el calor.
Los dos grupos de ungulados modernos (animales con pezuñas) se hicieron prevalentes debido a una importante radiación entre Europa y América del Norte, junto con ungulados carnívoros como el Mesonyx. Aparecieron las primeras formas de muchos otros órdenes de mamíferos modernos, como los murciélagos, los proboscidios (elefantes), los primates, los roedores y los marsupiales. Las formas primitivas más antiguas de mamíferos disminuyeron en variedad e importancia. Se han encontrado importantes restos fósiles de fauna terrestre del Eoceno en el oeste de América del Norte, Europa, la Patagonia, Egipto y el sureste de Asia. La fauna marina es más conocida en el sur de Asia y el sureste de Estados Unidos.
Los fósiles de reptiles de esta época, como los fósiles de pitones y tortugas, son abundantes. En Sudamérica se descubrieron los restos de la Titanoboa, una serpiente de la longitud de un autobús escolar, junto con otra gran megafauna de reptiles. Durante el Eoceno, las plantas y las faunas marinas se volvieron bastante modernas. Muchos órdenes de aves modernas aparecieron por primera vez en el Eoceno.
Se conocen varias faunas fósiles de insectos del Eoceno, en particular el ámbar del Báltico que se encuentra principalmente a lo largo de la costa sur del Mar Báltico, 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 los yacimientos del Eoceno son en su mayoría asignables a géneros modernos, aunque con frecuencia estos géneros no se dan en la zona en la actualidad. Por ejemplo, el género de bibiónidos Plecia es común en las faunas fósiles de zonas actualmente templadas, pero sólo vive en los trópicos y subtrópicos en la actualidad.
Océanos
Los océanos del Eoceno eran cálidos y estaban repletos de peces y otras formas de vida marina. Los primeros tiburones carcarínidos evolucionaron, al igual que los primeros mamíferos marinos, incluido el Basilosaurus, una especie temprana de ballena que se cree que desciende de animales terrestres que existieron anteriormente en el Eoceno, los depredadores con pezuñas llamados mesoníquidos, de los que formaba parte el Mesonyx. Los primeros sirenios, parientes de los elefantes, también evolucionaron en esta época.
Extinción del Eoceno-Oligoceno
El final del Eoceno estuvo marcado por el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno, también conocido como la Grande Coupure.
La historia anterior se basa en materiales proporcionados por Wikipedia