Époque éocène
L’époque éocène, qui dure de 56 à 33,9 millions d’années, est une division majeure de l’échelle des temps géologiques et la deuxième époque de la période paléogène de l’ère cénozoïque. L’Éocène s’étend de la fin de l’ère paléocène au début de l’ère oligocène. Le début de l’Éocène est marqué par une brève période pendant laquelle la concentration de l’isotope 13C du carbone dans l’atmosphère était exceptionnellement faible par rapport à l’isotope 12C, plus courant. La fin est fixée à un événement d’extinction majeur appelé la Grande Coupure ou l’événement d’extinction Eocène-Oligocène, qui peut être lié à l’impact d’un ou plusieurs grands bolides en Sibérie et dans ce qui est maintenant la baie de Chesapeake. Comme pour les autres périodes géologiques, les strates qui définissent le début et la fin de l’époque sont bien identifiées, bien que leurs dates exactes soient légèrement incertaines.
Le nom Éocène vient du grec ἠώς (eos, aube) et καινός (kainos, nouveau) et fait référence à « l’aube » de la faune moderne (« nouvelle ») qui est apparue au cours de l’époque.
Subdivisions
L’époque Éocène est généralement divisée en subdivisions précoce et tardive, ou – plus généralement – précoce, moyenne et tardive. Les roches correspondantes sont appelées Éocène inférieur, moyen et supérieur. Parmi les stades présentés ci-dessus, l’Yprésien et parfois le Lutétien constituent l’état précoce, le Priabonien et parfois le Bartonien l’état tardif ; alternativement, le Lutétien et le Bartonien sont réunis sous le nom d’Éocène moyen.
Climat
L’époque éocène a contenu une grande variété de conditions climatiques différentes qui inclut le climat le plus chaud de l’ère cénozoïque et se termine par un climat glaciaire. L’évolution du climat de l’Éocène a commencé par un réchauffement après la fin du maximum thermique Paléocène-Éocène (PETM), il y a 56 millions d’années, pour atteindre un maximum pendant l’Optimum Éocène, il y a environ 49 millions d’années. Au cours de cette période, il n’y avait que peu ou pas de glace sur Terre et la différence de température entre l’équateur et les pôles était moindre. Le maximum a été suivi d’une descente vers un climat glaciaire, de l’optimum éocène à la transition éocène-oligocène, il y a 34 millions d’années. Au cours de cette diminution, la glace a commencé à réapparaître aux pôles, et la transition Éocène-Oligocène est la période où la calotte glaciaire de l’Antarctique a commencé à s’étendre rapidement.
Évolution des gaz à effet de serre atmosphériques
Les gaz à effet de serre, en particulier le dioxyde de carbone et le méthane, ont joué un rôle important au cours de l’Éocène dans le contrôle de la température de surface. La fin du PETM s’est accompagnée d’une très grande séquestration de dioxyde de carbone sous forme de clathrate de méthane, de charbon et de pétrole brut au fond de l’océan Arctique, qui a réduit le dioxyde de carbone atmosphérique. Cet événement était d’une ampleur similaire à la libération massive de gaz à effet de serre au début du PETM, et l’on suppose que la séquestration était principalement due à l’enfouissement du carbone organique et à l’altération des silicates. Pour l’Eocène précoce, la quantité de dioxyde de carbone présente dans l’atmosphère fait l’objet de nombreuses discussions. Ceci est dû aux nombreuses proxies représentant différentes teneurs en dioxyde de carbone atmosphérique. Par exemple, diverses méthodes géochimiques et paléontologiques indiquent qu’au maximum du réchauffement planétaire, les valeurs de dioxyde de carbone atmosphérique se situaient entre 700 et 900 ppm, tandis que d’autres méthodes, telles que les isotopes de carbonate et de bore marins pédogéniques (qui forment le sol), indiquent des changements importants de dioxyde de carbone de plus de 2 000 ppm sur des périodes de moins d’un million d’années. Les sources de cet important afflux de dioxyde de carbone pourraient être attribuées à des dégagements gazeux volcaniques dus au rifting de l’Atlantique Nord ou à l’oxydation du méthane stocké dans de grands réservoirs déposés lors de l’événement PETM dans les fonds marins ou les milieux humides. Par contraste, aujourd’hui, les niveaux de dioxyde de carbone sont de 400 ppm ou 0,04%.
Au début de l’Éocène, le méthane était un autre gaz à effet de serre qui avait un effet drastique sur le climat. Par rapport au dioxyde de carbone, le méthane a des conséquences beaucoup plus importantes en ce qui concerne la température car le méthane a ~23 fois plus d’effet par molécule que le dioxyde de carbone à l’échelle de 100 ans (il a un potentiel de réchauffement global plus élevé). La majorité du méthane libéré dans l’atmosphère au cours de cette période provenait des zones humides, des marais et des forêts. La concentration de méthane dans l’atmosphère est aujourd’hui de 0,000179 % ou 1,79 ppmv. En raison du réchauffement du climat et de l’élévation du niveau de la mer associés à l’Éocène précoce, davantage de zones humides, de forêts et de gisements de charbon seraient disponibles pour la libération de méthane. Si l’on compare la production de méthane de l’Éocène précoce aux niveaux actuels de méthane atmosphérique, l’Éocène précoce serait capable de produire trois fois plus de méthane que la production actuelle. Les températures chaudes de l’Éocène précoce pourraient avoir augmenté les taux de production de méthane, et le méthane libéré dans l’atmosphère pourrait à son tour réchauffer la troposphère, refroidir la stratosphère et produire de la vapeur d’eau et du dioxyde de carbone par oxydation. La production biogénique de méthane produit du dioxyde de carbone et de la vapeur d’eau en même temps que le méthane, ainsi qu’un rayonnement infrarouge. La décomposition du méthane dans une atmosphère d’oxygène produit du monoxyde de carbone, de la vapeur d’eau et des radiations infrarouges. Le monoxyde de carbone n’étant pas stable, il finit par se transformer en dioxyde de carbone et, ce faisant, libère encore plus de rayonnement infrarouge. La vapeur d’eau, piège plus d’infrarouges que le dioxyde de carbone.
L’Éocène moyen à tardif marque non seulement le passage d’un réchauffement à un refroidissement, mais aussi le changement du dioxyde de carbone qui passe d’une augmentation à une diminution. À la fin de l’Optimum éocène, le dioxyde de carbone a commencé à diminuer en raison de l’augmentation de la productivité du plancton siliceux et de l’enfouissement du carbone marin. Au début de l’Éocène moyen, l’événement Azolla, survenu il y a environ 49 millions d’années, a pu déclencher ou favoriser la diminution du dioxyde de carbone. Avec le climat équilibré du début de l’Éocène, les températures chaudes de l’Arctique ont permis la croissance de l’azolla, une fougère aquatique flottante, dans l’océan Arctique. Par rapport aux niveaux actuels de dioxyde de carbone, ces azolla se sont développées rapidement dans les niveaux accrus de dioxyde de carbone trouvés au début de l’Éocène. En s’enfonçant dans l’océan Arctique, ces azolla ont été enterrées et ont séquestré leur carbone dans les fonds marins. Cet événement a pu entraîner une diminution du dioxyde de carbone atmosphérique jusqu’à 470 ppm. En supposant que les concentrations de dioxyde de carbone étaient de 900 ppmv avant l’événement Azolla, elles auraient chuté à 430 ppmv, soit 40 ppmv de plus qu’aujourd’hui, après l’événement Azolla. L’Optimum climatique de l’Éocène moyen est un autre événement survenu au cours de l’Éocène moyen qui a constitué un renversement soudain et temporaire des conditions de refroidissement. Il y a environ 41,5 millions d’années, l’analyse isotopique stable d’échantillons provenant de sites de forage de l’océan Austral a révélé un réchauffement pendant 600 000 ans. Une forte augmentation du dioxyde de carbone atmosphérique a été observée avec un maximum de 4000 ppm : la plus grande quantité de dioxyde de carbone atmosphérique détectée au cours de l’Éocène. La principale hypothèse pour une transition aussi radicale est due à la dérive des continents et à la collision du continent indien avec le continent asiatique et à la formation de l’Himalaya qui en a résulté. Une autre hypothèse implique un vaste rifting des fonds marins et des réactions de décarbonatation métamorphique libérant des quantités considérables de dioxyde de carbone dans l’atmosphère.
À la fin de l’Optimum climatique de l’Éocène moyen, le refroidissement et la baisse du dioxyde de carbone se sont poursuivis à la fin de l’Éocène et dans la transition Éocène-Oligocène, il y a environ 34 millions d’années. De multiples proxies, tels que les isotopes de l’oxygène et les alcénones, indiquent qu’à la transition Éocène-Oligocène, la concentration atmosphérique en dioxyde de carbone avait diminué jusqu’à environ 750-800 ppm, soit environ deux fois celle des niveaux actuels.
L’Éocène précoce et le problème du climat équitable
L’une des caractéristiques uniques du climat de l’Éocène, comme mentionné précédemment, était le climat équitable et homogène qui existait dans les premières parties de l’Éocène. Une multitude de proxies soutiennent la présence d’un climat équitable et plus chaud durant cette période de temps. Parmi ces preuves, citons la présence de fossiles originaires de climats chauds, comme les crocodiles, situés dans les latitudes élevées, la présence dans les hautes latitudes d’une flore intolérante au gel, comme les palmiers, qui ne peuvent pas survivre lors de gelées prolongées, et les fossiles de serpents trouvés dans les tropiques qui nécessiteraient des températures moyennes beaucoup plus élevées pour survivre. L’utilisation de proxies isotopes pour déterminer les températures de l’océan indique que les températures de la surface de la mer dans les tropiques peuvent atteindre 35 °C (95 °F) et que les températures des eaux de fond sont supérieures de 10 °C (18 °F) aux valeurs actuelles. Avec ces températures de l’eau de fond, les températures dans les zones où l’eau profonde se forme près des pôles ne peuvent pas être beaucoup plus froides que les températures de l’eau de fond.
Un problème se pose, cependant, lorsqu’on essaie de modéliser l’Éocène et de reproduire les résultats qui sont trouvés avec les données proxy. En utilisant toutes les différentes gammes de gaz à effet de serre qui se sont produites au début de l’Éocène, les modèles ont été incapables de produire le réchauffement qui a été trouvé aux pôles et la réduction de la saisonnalité qui se produit avec les hivers aux pôles étant sensiblement plus chauds. Les modèles, tout en prédisant avec précision les tropiques, ont tendance à produire des températures nettement plus froides, jusqu’à 20 °C (36 °F) en dessous de la température réelle déterminée aux pôles. Cette erreur a été qualifiée de « problème du climat équitable ». Pour résoudre ce problème, il faudrait trouver un procédé permettant de réchauffer les pôles sans réchauffer les tropiques. Quelques hypothèses et tests qui tentent de trouver le processus sont énumérés ci-dessous.
Grands lacs
En raison de la nature de l’eau par opposition à la terre, moins de variabilité de température serait présente si un grand corps d’eau est également présent. Pour tenter d’atténuer le refroidissement des températures polaires, de grands lacs ont été proposés pour atténuer les changements climatiques saisonniers. Pour reproduire ce cas, un lac a été inséré en Amérique du Nord et un modèle climatique a été exécuté en utilisant des niveaux variables de dioxyde de carbone. Les exécutions du modèle ont conclu que si le lac a réduit la saisonnalité de la région de manière plus importante que la simple augmentation du dioxyde de carbone, l’ajout d’un grand lac n’a pas été en mesure de réduire la saisonnalité aux niveaux montrés par les données florales et fauniques.
Transport de chaleur océanique
Le transport de la chaleur des tropiques vers les pôles, un peu comme le fonctionnement du transport de chaleur océanique à l’époque moderne, a été considéré comme une possibilité pour l’augmentation de la température et la réduction de la saisonnalité pour les pôles. Compte tenu de l’augmentation des températures de surface de la mer et de la température des eaux profondes de l’océan au début de l’Éocène, une hypothèse commune était qu’en raison de ces augmentations, il y aurait un plus grand transport de chaleur des tropiques vers les pôles. En simulant ces différences, les modèles ont produit un transport de chaleur plus faible en raison des gradients de température plus faibles et n’ont pas réussi à produire un climat équitable à partir du seul transport de chaleur océanique.
Paramètres orbitaux
Alors qu’ils sont généralement considérés comme un contrôle sur la croissance de la glace et la saisonnalité, les paramètres orbitaux ont été théorisés comme un contrôle possible sur les températures continentales et la saisonnalité. En simulant l’Eocène en utilisant une planète sans glace, l’excentricité, l’obliquité et la précession ont été modifiées dans différentes exécutions du modèle pour déterminer tous les différents scénarios possibles qui pourraient se produire et leurs effets sur la température. Un cas particulier a conduit à des hivers plus chauds et des étés plus frais jusqu’à 30% sur le continent nord-américain, et a réduit la variation saisonnière de la température jusqu’à 75%. Alors que les paramètres orbitaux n’ont pas produit le réchauffement aux pôles, les paramètres ont montré un grand effet sur la saisonnalité et devaient être pris en compte.
Nuages stratosphériques polaires
Une autre méthode considérée pour produire les températures polaires chaudes étaient les nuages stratosphériques polaires. Les nuages stratosphériques polaires sont des nuages qui se produisent dans la basse stratosphère à des températures très basses. Les nuages stratosphériques polaires ont un impact important sur le forçage radiatif. En raison de leurs propriétés d’albédo minimal et de leur épaisseur optique, les nuages stratosphériques polaires agissent comme un gaz à effet de serre et piègent le rayonnement sortant de grande longueur d’onde. Différents types de nuages stratosphériques polaires se produisent dans l’atmosphère : les nuages stratosphériques polaires qui sont créés en raison d’interactions avec l’acide nitrique ou sulfurique et l’eau (type I) ou les nuages stratosphériques polaires qui sont créés avec seulement de la glace d’eau (type II).
Le méthane est un facteur important dans la création des nuages stratosphériques polaires primaires de type II qui ont été créés au début de l’Éocène. Comme la vapeur d’eau est la seule substance de soutien utilisée dans les nuages stratosphériques polaires de type II, la présence de vapeur d’eau dans la basse stratosphère est nécessaire là où, dans la plupart des situations, la présence de vapeur d’eau dans la basse stratosphère est rare. Lorsque le méthane est oxydé, une quantité importante de vapeur d’eau est libérée. Les nuages stratosphériques polaires ont également besoin de températures froides pour assurer la condensation et la production de nuages. La production de nuages stratosphériques polaires, puisqu’elle nécessite des températures froides, est généralement limitée aux conditions nocturnes et hivernales. Avec cette combinaison de conditions plus humides et plus froides dans la basse stratosphère, les nuages stratosphériques polaires auraient pu se former sur de larges zones dans les régions polaires.
Pour tester les effets des nuages stratosphériques polaires sur le climat de l’Éocène, des modèles ont été exécutés comparant les effets des nuages stratosphériques polaires aux pôles à une augmentation du dioxyde de carbone atmosphérique.Les nuages stratosphériques polaires ont eu un effet de réchauffement sur les pôles, augmentant les températures jusqu’à 20 °C dans les mois d’hiver. Une multitude de rétroactions se sont également produites dans les modèles en raison de la présence des nuages stratosphériques polaires. La croissance de la glace a été considérablement ralentie et a entraîné la fonte de la glace existante. Seuls les pôles ont été affectés par le changement de température et les tropiques n’ont pas été affectés, ce qui, avec une augmentation du dioxyde de carbone atmosphérique, entraînerait également une augmentation de la température dans les tropiques. En raison du réchauffement de la troposphère dû à l’augmentation de l’effet de serre des nuages stratosphériques polaires, la stratosphère se refroidirait et augmenterait potentiellement la quantité de nuages stratosphériques polaires.
Alors que les nuages stratosphériques polaires pourraient expliquer la réduction du gradient de température entre l’équateur et les pôles et l’augmentation des températures aux pôles au début de l’Éocène, il y a quelques inconvénients à maintenir les nuages stratosphériques polaires pendant une période de temps prolongée. Des exécutions distinctes du modèle ont été utilisées pour déterminer la durabilité des nuages stratosphériques polaires. Le méthane devrait être continuellement libéré et maintenu pour conserver la vapeur d’eau de la basse stratosphère. Des quantités croissantes de glace et de noyaux de condensation devraient être élevées pour que le nuage stratosphérique polaire se maintienne et finisse par s’étendre.
Hyperthermiques à travers l’Éocène précoce
Pendant le réchauffement de l’Éocène précoce entre 52 et 55 millions d’années, il y a eu une série de changements à court terme de la composition isotopique du carbone dans l’océan. Ces changements isotopiques se sont produits en raison de la libération de carbone de l’océan dans l’atmosphère qui a conduit à une augmentation de la température de 4-8 °C (7,2-14,4 °F) à la surface de l’océan. Ces hyperthermies ont entraîné des perturbations accrues des foraminifères planctoniques et benthiques, avec un taux de sédimentation plus élevé en conséquence des températures plus chaudes. L’analyse et la recherche récentes sur ces hyperthermaux au début de l’Éocène ont conduit à des hypothèses selon lesquelles les hyperthermaux sont basés sur des paramètres orbitaux, en particulier l’excentricité et l’obliquité. L’analyse des hyperthermaux de l’Éocène précoce, notamment le maximum thermique paléocène-ocène (PETM), le maximum thermique éocène 2 (ETM2) et le maximum thermique éocène 3 (ETM3), a permis de constater que le contrôle orbital pourrait avoir joué un rôle dans le déclenchement des ETM2 et ETM3.
Climat de serre à glacière
L’Éocène est non seulement connu pour contenir la période la plus chaude du Cénozoïque, mais il a également marqué le déclin vers un climat de glacière et l’expansion rapide de l’inlandsis antarctique. La transition d’un climat de réchauffement à un climat de refroidissement a commencé il y a environ 49 millions d’années. Les isotopes du carbone et de l’oxygène indiquent un passage à un climat de refroidissement global. La cause de ce refroidissement a été attribuée à une diminution significative de >2000 ppm des concentrations de dioxyde de carbone dans l’atmosphère. L’une des causes proposées de la réduction du dioxyde de carbone pendant la transition du réchauffement au refroidissement est l’événement Azolla. La chaleur accrue aux pôles, l’isolement du bassin arctique au début de l’Éocène et les quantités significatives de dioxyde de carbone ont probablement entraîné la prolifération d’azolla dans l’océan Arctique. L’isolement de l’océan Arctique a entraîné la stagnation des eaux et, lorsque les azolla ont coulé au fond de la mer, elles se sont intégrées aux sédiments et ont effectivement séquestré le carbone. La capacité de l’azolla à séquestrer le carbone est exceptionnelle, et l’enfouissement accru de l’azolla pourrait avoir eu un effet significatif sur la teneur en carbone de l’atmosphère mondiale et avoir été l’événement qui a amorcé la transition vers un climat de glacière. Le refroidissement après cet événement s’est poursuivi en raison de la diminution continue du dioxyde de carbone atmosphérique due à la productivité organique et à l’altération due à la construction des montagnes.
Le refroidissement global s’est poursuivi jusqu’à ce qu’il y ait un renversement majeur du refroidissement au réchauffement indiqué dans l’océan Austral, il y a environ 42-41 millions d’années. L’analyse des isotopes de l’oxygène a montré un grand changement négatif dans la proportion d’isotopes d’oxygène plus lourds par rapport aux isotopes d’oxygène plus légers, ce qui indique une augmentation des températures mondiales. Ce réchauffement est connu sous le nom d’Optimum climatique de l’Éocène moyen. On considère que la cause du réchauffement est principalement due à l’augmentation du dioxyde de carbone, car les signatures isotopiques du carbone excluent une libération importante de méthane pendant ce réchauffement à court terme. On considère que l’augmentation du dioxyde de carbone atmosphérique est due à l’augmentation des taux de propagation du plancher océanique entre l’Australie et l’Antarctique et à l’augmentation du volcanisme dans la région. Une autre augmentation possible du dioxyde de carbone atmosphérique pourrait avoir lieu lors d’une augmentation soudaine avec libération métamorphique pendant l’orogenèse himalayenne, cependant les données sur le moment exact de la libération métamorphique du dioxyde de carbone atmosphérique ne sont pas bien résolues dans les données. Des études récentes ont cependant mentionné que la suppression de l’océan entre l’Asie et l’Inde pourrait libérer des quantités importantes de dioxyde de carbone.Ce réchauffement est de courte durée, car les enregistrements d’isotopes d’oxygène benthiques indiquent un retour au refroidissement à ~40 millions d’années.
Le refroidissement s’est poursuivi pendant le reste de l’Éocène supérieur jusqu’à la transition Éocène-Oligocène. Pendant la période de refroidissement, les isotopes benthiques de l’oxygène montrent la possibilité de création et d’augmentation de la glace pendant ce refroidissement ultérieur. La fin de l’Éocène et le début de l’Oligocène sont marqués par l’expansion massive de la superficie de la calotte glaciaire de l’Antarctique, qui a constitué une étape majeure dans le climat de glacière. Parallèlement à la diminution du dioxyde de carbone atmosphérique qui réduit la température globale, des facteurs orbitaux dans la création de la glace peuvent être observés avec des fluctuations de 100 000 ans et 400 000 ans dans les enregistrements des isotopes de l’oxygène benthique. Une autre contribution majeure à l’expansion de la calotte glaciaire a été la création du courant circumpolaire antarctique. La création du courant circumpolaire antarctique isolerait l’eau froide autour de l’Antarctique, ce qui réduirait le transport de chaleur vers l’Antarctique et créerait des tourbillons océaniques qui entraîneraient la remontée des eaux de fond plus froides. Le problème avec cette hypothèse de la prise en compte de ce facteur pour la transition Eocène-Oligocène est que le moment de la création de la circulation est incertain. Pour le passage de Drake, les sédiments indiquent que l’ouverture a eu lieu il y a ~41 millions d’années alors que la tectonique indique que cela s’est produit il y a ~32 millions d’années.
Paléogéographie
Pendant l’Éocène, les continents ont continué à dériver vers leurs positions actuelles.
Au début de la période, l’Australie et l’Antarctique sont restés connectés, et les courants équatoriaux chauds se sont mélangés aux eaux antarctiques plus froides, distribuant la chaleur autour de la planète et maintenant les températures globales élevées, mais lorsque l’Australie s’est séparée du continent austral vers 45 Ma, les courants équatoriaux chauds ont été détournés de l’Antarctique. Un canal d’eau froide isolé s’est développé entre les deux continents. La région de l’Antarctique s’est refroidie, et l’océan entourant l’Antarctique a commencé à geler, envoyant de l’eau froide et des glaces vers le nord, renforçant le refroidissement.
Le supercontinent septentrional de la Laurasie a commencé à se disloquer, alors que l’Europe, le Groenland et l’Amérique du Nord se sont séparés.
Dans l’ouest de l’Amérique du Nord, la formation de montagnes a commencé à l’Éocène, et d’énormes lacs se sont formés dans les hauts bassins plats parmi les soulèvements, entraînant le dépôt de lagerstätte de la formation de Green River.
À environ 35 Ma, un impact d’astéroïde sur la côte orientale de l’Amérique du Nord a formé le cratère d’impact de la baie de Chesapeake.
En Europe, la mer de Téthys a finalement disparu, tandis que le soulèvement des Alpes a isolé son dernier vestige, la Méditerranée, et a créé une autre mer peu profonde avec des archipels insulaires au nord. Bien que l’Atlantique Nord se soit ouvert, une connexion terrestre semble avoir subsisté entre l’Amérique du Nord et l’Europe puisque les faunes des deux régions sont très similaires.
L’Inde a continué son voyage en s’éloignant de l’Afrique et a commencé sa collision avec l’Asie, pliant l’Himalaya à l’existence.
On suppose que le monde serre de l’Éocène a été causé par un réchauffement global incontrôlé dû aux clathrates de méthane libérés dans les profondeurs des océans. Les clathrates étaient enfouis sous la boue qui a été perturbée par le réchauffement des océans. Le méthane (CH4) a un effet de serre dix à vingt fois supérieur à celui du dioxyde de carbone (CO2).
Flora
Au début de l’Éocène, les températures élevées et les océans chauds ont créé un environnement humide et doux, avec des forêts se répandant sur la Terre d’un pôle à l’autre. A part les déserts les plus secs, la Terre devait être entièrement recouverte de forêts.
Les forêts polaires étaient assez étendues. Des fossiles et même des restes préservés d’arbres tels que le cyprès des marais et le séquoia de l’aube datant de l’Éocène ont été trouvés sur l’île d’Ellesmere dans l’Arctique. Même à cette époque, l’île d’Ellesmere n’était que de quelques degrés de latitude plus au sud qu’aujourd’hui. Des fossiles d’arbres et de plantes subtropicaux et même tropicaux datant de l’Éocène ont également été découverts au Groenland et en Alaska. Les forêts tropicales humides poussaient jusqu’au nord de l’Amérique du Nord et de l’Europe.
Les palmiers poussaient jusqu’au nord de l’Alaska et de l’Europe du Nord au début de l’Éocène, bien qu’ils soient devenus moins abondants à mesure que le climat se refroidissait. Les séquoias de l’aube étaient également beaucoup plus étendus.
Le refroidissement a commencé au milieu de la période, et à la fin de l’Éocène, les intérieurs continentaux avaient commencé à s’assécher, les forêts s’éclaircissant considérablement dans certaines régions. Les herbes nouvellement évoluées étaient encore confinées aux berges des rivières et des lacs, et ne s’étaient pas encore étendues aux plaines et aux savanes.
Le refroidissement a également apporté des changements saisonniers. Les arbres à feuilles caduques, mieux à même de faire face aux grands changements de température, ont commencé à prendre le dessus sur les espèces tropicales à feuilles persistantes. À la fin de la période, les forêts à feuilles caduques couvraient de grandes parties des continents septentrionaux, y compris l’Amérique du Nord, l’Eurasie et l’Arctique, et les forêts pluviales ne se maintenaient que dans l’Amérique du Sud équatoriale, en Afrique, en Inde et en Australie.
L’Antarctique, qui a commencé l’Éocène frangé d’une forêt pluviale tempérée à subtropicale chaude, est devenu beaucoup plus froid à mesure que la période progressait ; la flore tropicale aimant la chaleur a été anéantie, et au début de l’Oligocène, le continent accueillait des forêts à feuilles caduques et de vastes étendues de toundra.
Faune
Les plus anciens fossiles connus de la plupart des ordres de mammifères modernes apparaissent dans une brève période au début de l’Éocène. Au début de l’Éocène, plusieurs nouveaux groupes de mammifères sont arrivés en Amérique du Nord. Ces mammifères modernes, comme les artiodactyles, les périssodactyles et les primates, avaient des caractéristiques telles que des pattes longues et fines, des pieds et des mains capables de saisir, ainsi que des dents différenciées adaptées à la mastication. Les formes naines régnaient. Tous les membres des nouveaux ordres de mammifères étaient petits, moins de 10 kg ; d’après les comparaisons de la taille des dents, les mammifères de l’Éocène ne représentaient que 60 % de la taille des mammifères primitifs du Paléocène qui les avaient précédés. Ils étaient également plus petits que les mammifères qui les ont suivis. On suppose que les températures chaudes de l’Éocène ont favorisé les animaux plus petits qui étaient mieux à même de gérer la chaleur.
Les deux groupes d’ongulés modernes (animaux à sabots) se sont répandus en raison d’une radiation majeure entre l’Europe et l’Amérique du Nord, ainsi que les ongulés carnivores comme Mesonyx. Les premières formes de nombreux autres ordres de mammifères modernes sont apparues, notamment les chauves-souris, les proboscidiens (éléphants), les primates, les rongeurs et les marsupiaux. Les formes primitives plus anciennes de mammifères ont diminué en variété et en importance. D’importants restes fossiles de la faune terrestre de l’Éocène ont été découverts dans l’ouest de l’Amérique du Nord, en Europe, en Patagonie, en Égypte et en Asie du Sud-Est. La faune marine est mieux connue en Asie du Sud et dans le sud-est des États-Unis.
Les fossiles de reptiles de cette époque, comme les fossiles de pythons et de tortues, sont abondants. Les restes du Titanoboa, un serpent de la longueur d’un bus scolaire, ont été découverts en Amérique du Sud avec d’autres grandes mégafaunes reptiliennes. Au cours de l’Éocène, les plantes et les faunes marines sont devenues très modernes. De nombreux ordres d’oiseaux modernes sont apparus pour la première fois à l’Éocène.
Plusieurs riches faunes d’insectes fossiles sont connues à l’Éocène, notamment l’ambre baltique que l’on trouve principalement le long de la côte sud de la mer Baltique, l’ambre du bassin de Paris, en France, la formation de Fur, au Danemark, et les marnes de Bembridge de l’île de Wight, en Angleterre. Les insectes trouvés dans les dépôts éocènes sont pour la plupart assignables à des genres modernes, bien que souvent ces genres ne soient pas présents dans la région actuellement. Par exemple, le genre bibionide Plecia est commun dans les faunes fossiles des zones actuellement tempérées, mais ne vit que dans les tropiques et les subtropiques aujourd’hui.
Océans
Les océans de l’Éocène étaient chauds et regorgeaient de poissons et d’autres formes de vie marine. Les premiers requins carcharinidés ont évolué, tout comme les premiers mammifères marins, dont le Basilosaurus, une espèce précoce de baleine qui descendrait d’animaux terrestres existant plus tôt dans l’Éocène, les prédateurs à sabots appelés mésonychidés, dont Mesonyx faisait partie. Les premiers siréniens, parents des éléphants, évoluent également à cette époque.
Extinction de l’Éocène-Oligocène
La fin de l’Éocène est marquée par l’événement d’extinction Éocène-Oligocène, également connu sous le nom de Grande Coupure.
L’histoire ci-dessus est basée sur des matériaux fournis par Wikipédia
.