Eocén korszak
Az 56 és 33,9 millió évvel ezelőttig tartó eocén korszak a geológiai időskála egyik fő felosztása és a paleogén korszak második korszaka a kainozoikumban. Az eocén a paleocén korszak végétől az oligocén korszak kezdetéig terjed. Az eocén kezdetét egy rövid időszak jellemzi, amikor a 13C szénizotóp koncentrációja a légkörben kivételesen alacsony volt a gyakoribb 12C izotóphoz képest. A végét egy jelentős kihalási esemény, a Grande Coupure (a folytonosságban “nagy törés”) vagy az eocén-oligocén kihalási esemény határozza meg, amely egy vagy több nagy bolida szibériai és a mai Chesapeake-öböl területén bekövetkezett becsapódásához köthető. Más geológiai időszakokhoz hasonlóan a korszak kezdetét és végét meghatározó rétegek jól azonosíthatók, bár pontos dátumuk kissé bizonytalan.
Az eocén elnevezés a görög ἠώς (eos, hajnal) és καινός (kainos, új) szavakból származik, és a korszakban megjelenő modern (“új”) állatvilág “hajnalára” utal.
A felosztás
Az eocén korszakot általában korai és késői, vagy – gyakrabban – korai, középső és késői felosztásra bontják. A megfelelő kőzeteket alsó-, közép- és felső-eocénnek nevezik. A fentebb bemutatott szakaszok közül az Ypresian és esetenként a Lutetian alkotja a korai, a Priabonian és néha a Bartonian a késői állapotot; alternatívaként a Lutetian és a Bartonian a középső eocénként egyesül.
Klíma
Az eocén korszak a különböző éghajlati viszonyok széles skáláját tartalmazta, amely magában foglalja a kainozoikum legmelegebb éghajlatát, és jégházi klímában végződik. Az eocén éghajlat fejlődése a paleocén-eocén hőmaximum (PETM) 56 millió évvel ezelőtti végét követő felmelegedéssel kezdődött, és az eocén optimum idején, mintegy 49 millió évvel ezelőtt érte el maximumát. Ebben az időszakban a Földön alig vagy egyáltalán nem volt jég, és kisebb volt a hőmérsékletkülönbség az egyenlítőtől a sarkok felé. A maximumot követően az eocén optimumtól az eocén-oligocén átmenetig, 34 millió évvel ezelőttig jégházas éghajlatra süllyedt a hőmérséklet. E csökkenés során a pólusokon ismét jég kezdett megjelenni, és az eocén-oligocén átmenet az az időszak, amikor az antarktiszi jégtakaró gyorsan terjeszkedni kezdett.
A légköri üvegházhatású gázok fejlődése
Az üvegházhatású gázok, különösen a szén-dioxid és a metán, az eocén során jelentős szerepet játszottak a felszíni hőmérséklet szabályozásában. A PETM végén a Jeges-tenger fenekén metán-klatrát, szén és kőolaj formájában igen nagy mennyiségű szén-dioxidot kötöttek le, ami csökkentette a légköri szén-dioxidot. Ez az esemény hasonló nagyságrendű volt, mint az üvegházhatású gázok tömeges kibocsátása a PETM kezdetén, és a feltételezések szerint a megkötés elsősorban a szerves szén eltemetésének és a szilikátok időjárásának volt köszönhető. A korai eocén esetében sok vita folyik arról, hogy mennyi szén-dioxid van a légkörben. Ez a légkör különböző szén-dioxid-tartalmát reprezentáló számos proxynak köszönhető. Például a különböző geokémiai és paleontológiai proxyk azt mutatják, hogy a globális felmelegedés maximumán a légköri szén-dioxid értéke 700-900 ppm volt, míg más proxyk, mint például a pedogén (talajépítő) karbonát és a tengeri bórizotópok a szén-dioxid nagy, 2000 ppm feletti változását jelzik 1 millió évnél rövidebb időszakokban. A szén-dioxid e nagymértékű beáramlásának forrása lehet az észak-atlanti rifting okozta vulkáni gázkibocsátás, vagy a PETM esemény során a tengerfenéken vagy vizes élőhelyeken lerakódott nagy tárolókban tárolt metán oxidációja. Ezzel szemben ma a szén-dioxid szintje 400 ppm vagy 0,04%.
A korai eocén idején a metán egy másik üvegházhatású gáz volt, amely drasztikus hatással volt az éghajlatra. A szén-dioxidhoz képest a metánnak sokkal nagyobb következményei vannak a hőmérséklet tekintetében, mivel a metánnak 100 éves szinten molekulánként ~23-szor nagyobb hatása van, mint a szén-dioxidnak (nagyobb a globális felmelegedési potenciálja). Az ebben az időszakban a légkörbe jutó metán nagy része a vizes élőhelyekből, mocsarakból és erdőkből került volna a légkörbe. A légköri metánkoncentráció ma 0,000179% vagy 1,79 ppmv. A kora eocén időszakhoz kapcsolódó melegebb éghajlat és tengerszint-emelkedés miatt több vizes élőhely, több erdő és több szénlelőhely állt rendelkezésre a metánfelszabaduláshoz. Ha összehasonlítjuk a kora eocén metántermelését a légköri metán jelenlegi szintjével, akkor a kora eocén a jelenlegi metántermelés háromszorosára lenne képes. A korai eocén alatti meleg hőmérséklet megnövelhette a metántermelés mértékét, és a légkörbe jutó metán viszont felmelegítené a troposzférát, lehűtené a sztratoszférát, és oxidáció révén vízgőzt és szén-dioxidot termelne. A metán biogén előállítása a metánnal együtt szén-dioxidot és vízgőzt is termel, valamint infravörös sugárzást bocsát ki. A metán lebomlása oxigénes légkörben szén-monoxidot, vízgőzt és infravörös sugárzást eredményez. A szén-monoxid nem stabil, így végül szén-dioxiddá alakul, és így még több infravörös sugárzást bocsát ki. A vízgőz több infravörös sugárzást köt meg, mint a szén-dioxid.
A középső és késő eocén nem csak a felmelegedésről a lehűlésre való áttérést jelzi, hanem a szén-dioxid növekedéséről a csökkenésre való áttérést is. Az eocén optimum végén a szén-dioxid csökkenésnek indult a szilíciumos plankton termelékenységének növekedése és a tengeri szén eltemetése miatt. A középső eocén elején egy olyan esemény, amely kiválthatta vagy segíthette a szén-dioxid levonulását, az Azolla esemény volt, körülbelül 49 millió évvel ezelőtt. A kora eocén időszak kiegyenlített éghajlata miatt a sarkvidéki meleg hőmérséklet lehetővé tette az azolla, egy úszó vízi páfránynövény növekedését a Jeges-tengeren. A jelenlegi szén-dioxid-szintekhez képest ezek az azollák gyorsan növekedtek a kora eocénben tapasztalt megnövekedett szén-dioxid-szintek mellett. Ahogy ezek az azollák a Jeges-tengerbe süllyedtek, betemetődtek, és a tengerfenékben megkötötték a szén-dioxidot. Ez az esemény a légköri szén-dioxid akár 470 ppm-es csökkenéséhez is vezethetett. Feltételezve, hogy a szén-dioxid-koncentráció az azolla-esemény előtt 900 ppmv volt, az azolla-esemény után 430 ppmv-re, azaz a jelenleginél 40 ppmv-vel többre csökkent volna. A középső eocén egy másik eseménye, amely a lehűlési viszonyok hirtelen és átmeneti megfordulását jelentette, a középső eocén éghajlati optimum volt. Körülbelül 41,5 millió évvel ezelőtt a Déli-óceánon fúrásokból származó minták stabil izotópos elemzése 600 ezer évig tartó felmelegedést jelzett. A légköri szén-dioxid erőteljes növekedését figyelték meg, amelynek maximuma 4000 ppm volt: ez volt az eocén során észlelt legmagasabb légköri szén-dioxid-mennyiség. Az ilyen radikális átmenet fő hipotézise a kontinentális sodródás és az indiai kontinensnek az ázsiai kontinenssel való ütközése, valamint a Himalája ebből eredő kialakulása volt. Egy másik hipotézis szerint a tengerfenék kiterjedt hasadása és metamorfikus dekarbonizációs reakciók jelentős mennyiségű szén-dioxidot juttattak a légkörbe.
A középső-eocén klimatikus optimum végén a lehűlés és a szén-dioxid-elvonás folytatódott a késő-eocénben és az eocén-oligocén átmenetben mintegy 34 millió évvel ezelőtt. Több proxy, például az oxigénizotópok és az alkenonok azt jelzik, hogy az eocén-oligocén átmenet idején a légköri szén-dioxid-koncentráció 750-800 ppm körülire csökkent, ami körülbelül kétszerese a jelenlegi szintnek.
A korai eocén és a kiegyenlített éghajlat problémája
Az eocén éghajlatának egyik egyedülálló jellemzője, mint már említettük, az eocén korai részein uralkodó kiegyenlített és homogén éghajlat volt. Számos proxie alátámasztja, hogy ebben az időszakban melegebb, kiegyenlített éghajlat volt jelen. Néhány ilyen bizonyíték a melegebb éghajlaton honos fosszíliák, például a magasabb szélességi körökben található krokodilok jelenléte, a magas szélességi körökben a fagyot nem tűrő növényzet, például a pálmafák jelenléte, amelyek nem tudnak tartós fagyok alatt túlélni, valamint a trópusokon talált kígyók fosszíliái, amelyeknek sokkal magasabb átlaghőmérsékletre lenne szükségük a fennmaradásukhoz. Az óceánok hőmérsékletének meghatározásához használt izotópos proxykimutatások szerint a trópusokon a tenger felszíni hőmérséklete 35 °C-ig (95 °F), a fenékvíz hőmérséklete pedig 10 °C-kal (18 °F) magasabb a mai értékeknél. Ilyen fenékvíz-hőmérsékletek mellett a hőmérsékletek azokon a területeken, ahol a pólusok közelében mélyvizek alakulnak ki, nem lehetnek sokkal hűvösebbek, mint a fenékvíz hőmérséklete.
Egy probléma merül fel azonban, amikor megpróbáljuk modellezni az eocént és reprodukálni a proxy adatokkal talált eredményeket. A korai eocénben előforduló üvegházhatású gázok minden különböző tartományát használva a modellek nem tudták előállítani a pólusoknál tapasztalt felmelegedést és a szezonalitás csökkenését, amely a pólusoknál lényegesen melegebb telekkel jár. A modellek, bár a trópusokat pontosan jelzik előre, a pólusoknál a ténylegesen megállapított hőmérsékletnél akár 20 °C-kal alacsonyabb, lényegesen hűvösebb hőmérsékletet eredményeznek. Ezt a hibát a “kiegyenlített éghajlat problémájának” nevezik. A probléma megoldásához olyan eljárást kellene találni, amely a trópusok felmelegedése nélkül melegíti a sarkokat. Az alábbiakban felsorolunk néhány hipotézist és tesztet, amelyek megpróbálják megtalálni a folyamatot.
Nagy tavak
A víz természetéből adódóan, szemben a szárazfölddel, kevesebb hőmérséklet-változás lenne jelen, ha egy nagy víztömeg is jelen van. Annak érdekében, hogy megpróbálják enyhíteni a lehűlő sarki hőmérsékletet, nagy tavakat javasoltak az évszakos éghajlati változások mérséklésére. Ennek az esetnek a megismétléséhez Észak-Amerikába beillesztettek egy tavat, és egy éghajlati modellt futtattak le változó szén-dioxid-szintekkel. A modellfuttatások arra a következtetésre jutottak, hogy bár a tó jobban csökkentette a régió szezonalitását, mint a szén-dioxid puszta növekedése, a nagy tó hozzáadása nem tudta a szezonalitást olyan mértékben csökkenteni, mint ahogy azt a növény- és állatvilági adatok mutatták.
Oceáni hőszállítás
A hőnek a trópusokból a sarkok felé történő szállítását, hasonlóan ahhoz, ahogy az óceáni hőszállítás a modern korban működik, tartották lehetségesnek a sarkok megnövekedett hőmérsékletének és csökkent szezonalitásának okaként. A kora eocén idején megnövekedett tengerfelszíni hőmérséklet és a mélytengeri víz megnövekedett hőmérséklete miatt az egyik általános hipotézis az volt, hogy e növekedések miatt nagyobb lesz a hőszállítás a trópusokról a sarkok felé. Ezeket a különbségeket szimulálva a modellek az alacsonyabb hőmérsékleti gradiensek miatt alacsonyabb hőszállítást produkáltak, és nem sikerült csak az óceáni hőszállításból kiegyenlített éghajlatot előállítaniuk.
Orbitális paraméterek
Míg jellemzően a jég növekedését és a szezonalitást befolyásoló tényezőnek tekintették, az orbitális paramétereket a kontinentális hőmérséklet és a szezonalitás lehetséges befolyásolójaként tételezték. Az eocént egy jégmentes bolygó felhasználásával szimulálva az excentricitást, a ferdeséget és a precessziót különböző modellfuttatásokban módosították, hogy meghatározzák az összes lehetséges különböző forgatókönyvet, amely előfordulhatott, és ezek hatását a hőmérsékletre. Az egyik konkrét eset az észak-amerikai kontinensen akár 30%-kal melegebb télhez és hűvösebb nyárhoz vezetett, és akár 75%-kal csökkentette a hőmérséklet évszakos ingadozását. Bár az orbitális paraméterek nem okozták a felmelegedést a sarkokon, a paraméterek nagy hatást gyakoroltak a szezonalitásra, ezért figyelembe kellett venni őket.
Poláris sztratoszférafelhők
Egy másik módszer, amelyet a meleg sarki hőmérséklet előállításához figyelembe vettek, a poláris sztratoszférafelhők voltak. A sarki sztratoszférikus felhők olyan felhők, amelyek az alsó sztratoszférában nagyon alacsony hőmérsékleten fordulnak elő. A sarki sztratoszférikus felhők nagy hatással vannak a sugárzási kényszerre. Minimális albedo-tulajdonságaik és optikai vastagságuk miatt a poláris sztratoszférikus felhők üvegházhatású gázhoz hasonlóan viselkednek, és csapdába ejtik a kimenő hosszúhullámú sugárzást. A légkörben különböző típusú poláris sztratoszférikus felhők fordulnak elő: a salétromsavval vagy kénsavval és vízzel való kölcsönhatás következtében létrejövő poláris sztratoszférikus felhők (I. típus) vagy a csak vízjéggel létrehozott poláris sztratoszférikus felhők (II. típus).
A metán fontos tényező a korai eocénben létrejött elsődleges II. típusú poláris sztratoszférikus felhők létrejöttében. Mivel a II. típusú poláris sztratoszférikus felhőkben a vízgőz az egyetlen támogató anyag, a vízgőz jelenlétére az alsó sztratoszférában van szükség, ahol a legtöbb helyzetben a vízgőz jelenléte az alsó sztratoszférában ritka. A metán oxidációjakor jelentős mennyiségű vízgőz szabadul fel. A sarki sztratoszférikus felhők másik követelménye a hideg hőmérséklet, amely biztosítja a kondenzációt és a felhőképződést. A sarki sztratoszférikus felhőképződés, mivel hideg hőmérsékletet igényel, általában éjszakai és téli körülményekre korlátozódik. Az alsó sztratoszférában uralkodó nedvesebb és hidegebb körülmények ezen kombinációjával a sarki sztratoszférikus felhők a sarkvidékek nagy területein alakulhattak ki.
A sarki sztratoszférikus felhők eocén éghajlatra gyakorolt hatásának tesztelésére modelleket futtattak, amelyekben összehasonlították a sarki sztratoszférikus felhők hatását a sarkokon a légköri szén-dioxid növekedésével.A sarki sztratoszférikus felhők melegítő hatást gyakoroltak a sarkokra, akár 20 °C-kal is megemelve a hőmérsékletet a téli hónapokban. A modellekben a sarki sztratoszférikus felhők jelenléte miatt számos visszacsatolás is fellépett. Bármilyen jég növekedése mérhetetlenül lelassult, és a jelenlegi jég olvadásához vezetett. A hőmérsékletváltozás csak a sarkokat érintette, a trópusokat nem, ami a légköri szén-dioxid növekedésével a trópusok hőmérsékletének növekedését is okozná. A troposzférának a sarki sztratoszférikus felhők megnövekedett üvegházhatása miatti felmelegedése miatt a sztratoszféra lehűlne, és potenciálisan növelné a sarki sztratoszférikus felhők mennyiségét.
Míg a sarki sztratoszférikus felhők megmagyarázhatják az egyenlítő és a pólusok közötti hőmérsékleti gradiens csökkenését és a sarkok hőmérsékletének emelkedését a korai eocén során, van néhány hátránya a sarki sztratoszférikus felhők hosszabb ideig történő fenntartásának. Külön modellfuttatásokat használtak a sarki sztratoszféra felhőinek fenntarthatóságának meghatározására. Az alacsonyabb sztratoszférikus vízgőz fenntartásához folyamatosan metánt kellene kibocsátani és fenntartani. A jég és a kondenzációs magok növekvő mennyiségére lenne szükség ahhoz, hogy a sarki sztratoszférikus felhő fennmaradjon és végül kiterjedjen.
Hypertermálisok a kora eocénben
A kora eocénben 52 és 55 millió évvel ezelőtt bekövetkezett felmelegedés során az óceánban a szénizotóp-összetétel rövid távú változásai következtek be. Ezek az izotópváltozások az óceánból a légkörbe jutó szénnek az óceán felszínén 4-8 °C-os (7,2-14,4 °F) hőmérséklet-emelkedéshez vezető szénfelszabadulás következtében következtek be. Ezek a túlmelegedések a planktonikus és a bentikus foraminiferák fokozott perturbációjához vezettek, a melegebb hőmérséklet következtében pedig nagyobb mértékű üledékképződéshez. A korai eocénben bekövetkezett hipertermálok legújabb elemzése és kutatása olyan hipotézisekhez vezetett, amelyek szerint a hipertermálok a pályaparamétereken, különösen az excentricitáson és a ferdeségen alapulnak. A korai eocén hipertermálisait, nevezetesen a paleocén-eocén hőmaximumot (PETM), az eocén hőmaximum 2-t (ETM2) és az eocén hőmaximum 3-at (ETM3) elemezték, és megállapították, hogy az ETM2 és ETM3 kiváltásában az orbitális irányításnak szerepe lehetett.
Az üvegházi klímától a jégházi klímáig
Az eocén nemcsak arról ismert, hogy a kainozoikum legmelegebb időszakát tartalmazza, hanem a jégházi klímába való átmenetet és az antarktiszi jégtakaró gyors terjeszkedését is jelezte. A melegedő éghajlatról a lehűlő éghajlatra való átmenet ~49 millió évvel ezelőtt kezdődött. A szén- és oxigénizotópok a globális lehűlő éghajlatra való áttérést jelzik. A lehűlés okát a légköri szén-dioxid-koncentráció jelentős, >2000 ppm-es csökkenésének tulajdonítják. A felmelegedés és lehűlés közötti átmenet során bekövetkezett szén-dioxid-csökkenés egyik javasolt oka az Azolla esemény volt. A pólusok fokozott felmelegedése, az elszigetelt sarkvidéki medence a korai eocén idején, valamint a jelentősen magas szén-dioxid-mennyiségek valószínűleg az azolla virágzásához vezettek az egész Jeges-tengeren. A Jeges-tenger elszigeteltsége stagnáló vizekhez vezetett, és ahogy az azolla a tengerfenékre süllyedt, az üledékek részévé vált, és hatékonyan megkötötte a szenet. Az azolla szénmegkötő képessége kivételes, és az azolla fokozott eltemetése jelentős hatással lehetett a világ légkörének széntartalmára, és ez lehetett az az esemény, amely elindította a jégházas éghajlatra való átmenetet. A lehűlés ezt az eseményt követően folytatódott a légköri szén-dioxid folyamatos csökkenése miatt, amelyet a szerves termelékenység és a hegységépítésből származó időjárás okozott.
A globális lehűlés egészen addig folytatódott, amíg a Déli-óceánban 42-41 millió évvel ezelőtt a lehűlésről a felmelegedésre való jelentős visszafordulás nem következett be. Az oxigénizotóp-elemzés nagymértékű negatív változást mutatott a nehezebb oxigénizotópok és a könnyebb oxigénizotópok arányában, ami a globális hőmérséklet emelkedésére utal. Ezt a felmelegedést középső-eocén éghajlati optimumnak nevezik. A felmelegedés okát elsősorban a szén-dioxid növekedésének tulajdonítják, mivel a szénizotóp-jelek kizárják, hogy e rövid távú felmelegedés során jelentős metánfelszabadulás történt volna. A légköri szén-dioxid növekedése a feltételezések szerint az Ausztrália és az Antarktisz közötti tengerfenék terjedési sebességének növekedésének és a térségben megnövekedett vulkanizmusnak tudható be. Egy másik lehetséges légköri szén-dioxid-növekedés a himalájai orogenezis során bekövetkezett metamorfikus felszabadulással járó hirtelen növekedés során következhetett be, azonban a légköri szén-dioxid metamorfikus felszabadulásának pontos időzítésére vonatkozó adatok nem jól felbontottak az adatokban. A legújabb tanulmányok azonban megemlítik, hogy az Ázsia és India közötti óceán eltávolítása jelentős mennyiségű szén-dioxidot szabadíthatott fel.
Ez a felmelegedés rövid ideig tartott, mivel a bentikus oxigénizotópos feljegyzések szerint ~40 millió évvel ezelőtt visszatért a lehűléshez.
A lehűlés a késő-eocén fennmaradó részében az eocén-oligocén átmenetben folytatódott. A lehűlés időszakában a benti oxigénizotópok jégképződés és jégnövekedés lehetőségét mutatják e későbbi lehűlés során. Az eocén végét és az oligocén kezdetét az antarktiszi jégtakaró hatalmas területbővülése jelzi, amely jelentős lépés volt a jégházas éghajlat felé. A globális hőmérsékletet csökkentő légköri szén-dioxid csökkenésével párhuzamosan a jég keletkezésének orbitális tényezői a benti oxigénizotóp-felvételek 100 000 éves és 400 000 éves ingadozásaival is kimutathatók. A jégtakaró kiterjedéséhez nagyban hozzájárult az antarktiszi cirkumpoláris áramlat létrejötte is. Az antarktiszi cirkumpoláris áramlat létrejötte elszigetelte az Antarktisz körüli hideg vizet, ami csökkentette az Antarktiszra irányuló hőszállítást, valamint óceáni örvényeket hozott létre, amelyek a hidegebb fenékvíz feláramlását eredményezték. Az eocén-oligocén átmenetet befolyásoló tényezőnek tekintett hipotézissel kapcsolatban az a probléma, hogy a cirkuláció létrejöttének időzítése bizonytalan. A Drake-átjáró esetében az üledékek szerint a megnyílás ~41 millió évvel ezelőtt történt, míg a tektonika szerint ~32 millió évvel ezelőtt.
Paleogeográfia
Az eocén során a kontinensek tovább sodródtak a jelenlegi helyzetük felé.
Az időszak elején Ausztrália és az Antarktisz kapcsolatban maradt egymással, és a meleg egyenlítői áramlatok keveredtek a hidegebb antarktiszi vizekkel, eloszlatva a hőt a bolygón és magasan tartva a globális hőmérsékletet, de amikor Ausztrália 45 Ma körül elszakadt a déli kontinenstől, a meleg egyenlítői áramlatok elváltak az Antarktiszról. A két kontinens között egy elszigetelt hidegvíz-csatorna alakult ki. Az antarktiszi régió lehűlt, és az Antarktiszt körülvevő óceán fagyni kezdett, hideg vizet és jégtáblákat küldve északra, ami erősítette a lehűlést.
A Laurázsia északi szuperkontinens kezdett szétesni, ahogy Európa, Grönland és Észak-Amerika eltávolodott egymástól.
Észak-Amerika nyugati részén az eocénben hegységépítés kezdődött, és hatalmas tavak alakultak ki a kiemelkedések közötti magas lapos medencékben, ami a Green River Formation lagerstätte lerakódását eredményezte.
Körülbelül 35 Ma-ban Észak-Amerika keleti partjainál egy aszteroida becsapódása alakította ki a Chesapeake-öböl becsapódási kráterét.
Európában a Tethys-tenger végül eltűnt, míg az Alpok kiemelkedése elszigetelte utolsó maradványát, a Földközi-tengert, és egy másik sekély tengert hozott létre, északra szigetvilággal. Bár az Atlanti-óceán északi része megnyílt, úgy tűnik, szárazföldi kapcsolat maradt Észak-Amerika és Európa között, mivel a két régió faunája nagyon hasonló.
India folytatta útját Afrikától távolodva, és megkezdte ütközését Ázsiával, a Himaláját összehajtva.
A feltételezések szerint az eocén melegházi világot az óceánok mélyén felszabaduló metán-klatrátok által okozott elszabadult globális felmelegedés okozta. A klatrátok az óceánok felmelegedésével felkavart iszap alá temetkeztek. A metán (CH4) tízszer-hússzor nagyobb üvegházhatású gáz, mint a szén-dioxid (CO2).
Flóra
Az eocén kezdetén a magas hőmérséklet és a meleg óceánok nedves, balzsamos környezetet teremtettek, és a Földön pólustól pólusig erdők terjedtek. A legszárazabb sivatagoktól eltekintve a Földet teljes egészében erdők boríthatták.
A sarkvidéki erdők meglehetősen kiterjedtek voltak. A sarkvidéki Ellesmere-szigeten az eocén korból származó fák, például a mocsári ciprus és a hajnali mamutfenyő fosszíliáit, sőt konzervált maradványait is megtalálták. Az Ellesmere-sziget már akkor is csak néhány szélességi fokkal volt délebbre, mint ma. Grönlandon és Alaszkában is találtak szubtrópusi, sőt trópusi fák és növények fosszíliáit az eocénből. A trópusi esőerdők egészen Észak-Amerika és Európa északi részéig terjedtek.
A korai eocén idején a pálmafák egészen Alaszkáig és Észak-Európáig terjedtek, bár az éghajlat lehűlésével egyre ritkábban fordultak elő. A hajnali mamutfenyők is jóval kiterjedtebbek voltak.
A lehűlés a korszak közepén kezdődött, és az eocén végére a kontinensek belseje elkezdett kiszáradni, az erdők pedig egyes területeken jelentősen ritkultak. Az újonnan kialakult fűfélék még mindig a folyópartokra és tópartokra korlátozódtak, és még nem terjedtek ki a síkságokra és szavannákra.
A lehűlés évszakos változásokat is hozott. A nagy hőmérsékletváltozásokkal jobban megbirkózó lombhullató fák kezdték kiszorítani az örökzöld trópusi fajokat. Az időszak végére a lombhullató erdők borították az északi kontinensek nagy részét, beleértve Észak-Amerikát, Eurázsiát és az Északi-sarkvidéket, és az esőerdők csak az egyenlítői Dél-Amerikában, Afrikában, Indiában és Ausztráliában maradtak fenn.
Antarktisz, amelyet az eocén elején meleg mérsékelt égövi vagy szubtrópusi esőerdők szegélyeztek, az időszak előrehaladtával sokkal hidegebbé vált; a melegkedvelő trópusi flóra kipusztult, és az oligocén elejére a kontinensen lombhullató erdők és hatalmas tundrák terültek el.
Fauna
A legtöbb modern emlősrend legrégebbi ismert fosszíliái egy rövid időszakon belül, a korai eocénben bukkannak fel. Az eocén elején számos új emlőscsoport érkezett Észak-Amerikába. Ezek a modern emlősök, mint az artiodaktilusok, a perissodaktilusok és a főemlősök, olyan tulajdonságokkal rendelkeztek, mint a hosszú, vékony lábak, a fogásra képes lábak és kezek, valamint a rágásra alkalmas, differenciált fogak. A törpeformák uralkodtak. Az új emlősrendek minden tagja kicsi, 10 kg alatti volt; a fogak méretének összehasonlítása alapján az eocén emlősök az őket megelőző paleocén kori primitív emlősök méretének mindössze 60%-át tették ki. Az őket követő emlősöknél is kisebbek voltak. Feltételezhető, hogy a forró eocén hőmérsékleti viszonyok kedvezett a kisebb állatoknak, amelyek jobban bírták a hőséget.
A modern patás állatok (patás állatok) mindkét csoportja az Európa és Észak-Amerika közötti jelentős sugárzás következtében vált uralkodóvá, a húsevő patás állatokkal együtt, mint a Mesonyx. Számos más modern emlősrend korai formái is megjelentek, köztük a denevérek, az ormányosok (elefántok), a főemlősök, a rágcsálók és az erszényesek. Az emlősök régebbi, primitív formái változatosságukban és jelentőségükben csökkentek. Az eocén szárazföldi állatvilág fontos fosszilis maradványait találták Észak-Amerika nyugati részén, Európában, Patagóniában, Egyiptomban és Délkelet-Ázsiában. A tengeri fauna leginkább Dél-Ázsiából és az Egyesült Államok délkeleti részéből ismert.
Ebből az időszakból származó hüllőfosszíliák, például pitonok és teknősök kövületei bőségesen megtalálhatók. A Titanoboa, egy iskolabusz hosszúságú kígyó maradványait Dél-Amerikában fedezték fel más nagy hüllők megafaunájával együtt. Az eocén idején a növények és a tengeri fauna meglehetősen korszerűvé vált. Számos modern madárrend az eocénben jelent meg először.
Az eocénből több gazdag fosszilis rovarfauna ismert, nevezetesen a főként a Balti-tenger déli partvidékén talált balti borostyán, a franciaországi Párizsi-medencéből, a dániai Fur Formációból és az angliai Wight-szigetről származó Bembridge Márgából származó borostyán. Az eocén lerakódásokban talált rovarok többnyire modern nemzetségekhez rendelhetők, bár gyakran ezek a nemzetségek jelenleg nem fordulnak elő a területen. Például a bibionida Plecia nemzetség gyakori a jelenleg mérsékelt égövi területekről származó fosszilis faunákban, de ma csak a trópusokon és szubtrópusokon él.
Óceánok
Az eocén óceánok melegek voltak, és hemzsegtek a halaktól és más tengeri élőlényektől. Kifejlődtek az első karcharinida cápák, valamint a korai tengeri emlősök, köztük a Basilosaurus, egy korai bálnafaj, amelyről úgy gondolják, hogy az eocénben korábban létező szárazföldi állatoktól származik, a mezonychidáknak nevezett patás ragadozóktól, amelyek közé a Mesonyx is tartozott. Az első szirének, az elefántok rokonai is ekkor alakultak ki.
Eocén-oligocén kihalás
Az eocén végét az eocén-oligocén kihalási esemény, más néven a Grande Coupure jelezte.
A fenti történet a Wikipedia
által biztosított anyagok alapján készült.