Epoca Eocenica
L’Epoca Eocenica, che dura da 56 a 33,9 milioni di anni fa, è una divisione principale della scala temporale geologica e la seconda epoca del Periodo Paleogene nell’Era Cenozoica. L’Eocene si estende dalla fine del Paleocene all’inizio dell’Oligocene. L’inizio dell’Eocene è segnato da un breve periodo in cui la concentrazione dell’isotopo del carbonio 13C nell’atmosfera era eccezionalmente bassa rispetto al più comune isotopo 12C. La fine è fissata ad un grande evento di estinzione chiamato la Grande Coupure (la “Grande rottura” in continuità) o l’evento di estinzione dell’Eocene-Oligocene, che può essere collegato all’impatto di uno o più grandi bolidi in Siberia e in quella che oggi è la Baia di Chesapeake. Come per altri periodi geologici, gli strati che definiscono l’inizio e la fine dell’epoca sono ben identificati, anche se le loro date esatte sono leggermente incerte.
Il nome Eocene deriva dal greco ἠώς (eos, alba) e καινός (kainos, nuovo) e si riferisce all'”alba” della fauna moderna (“nuova”) che apparve durante l’epoca. Le rocce corrispondenti sono indicate come Eocene inferiore, medio e superiore. Degli stadi mostrati sopra, l’Ypresiano e occasionalmente il Luteziano costituiscono il Precoce, il Priaboniano e talvolta il Bartoniano lo stato Tardo; in alternativa, il Luteziano e il Bartoniano sono uniti come Eocene Medio.
Clima
L’Epoca Eocenica conteneva una grande varietà di condizioni climatiche diverse che include il clima più caldo dell’Era Cenozoica e finisce in un clima glaciale. L’evoluzione del clima eocenico è iniziata con il riscaldamento dopo la fine del massimo termico paleocenico-eocenico (PETM) a 56 milioni di anni fa fino a un massimo durante l’optimum eocenico a circa 49 milioni di anni fa. Durante questo periodo di tempo, sulla Terra era presente poco o niente ghiaccio, con una minore differenza di temperatura dall’equatore ai poli. Dopo il massimo c’è stata una discesa in un clima glaciale dall’Eocene Optimum alla transizione Eocene-Oligocene a 34 milioni di anni fa. Durante questa diminuzione il ghiaccio cominciò a riapparire ai poli, e la transizione Eocene-Oligocene è il periodo di tempo in cui la calotta antartica cominciò ad espandersi rapidamente.
Evoluzione dei gas serra atmosferici
I gas serra, in particolare anidride carbonica e metano, hanno giocato un ruolo significativo durante l’Eocene nel controllo della temperatura superficiale. La fine del PETM si è incontrata con un grande sequestro di anidride carbonica sotto forma di clatrato di metano, carbone e petrolio greggio sul fondo dell’Oceano Artico, che ha ridotto l’anidride carbonica atmosferica. Questo evento è stato simile per grandezza al massiccio rilascio di gas serra all’inizio del PETM, e si ipotizza che il sequestro sia stato dovuto principalmente all’interramento del carbonio organico e all’erosione dei silicati. Per il primo Eocene c’è molta discussione su quanta anidride carbonica ci sia nell’atmosfera. Ciò è dovuto ai numerosi proxy che rappresentano diversi contenuti di anidride carbonica atmosferica. Per esempio, diversi proxy geochimici e paleontologici indicano che al massimo del calore globale i valori di anidride carbonica atmosferica erano a 700 – 900 ppm mentre altri proxy come il carbonato pedogenico (costruzione del suolo) e gli isotopi marini del boro indicano grandi cambiamenti di anidride carbonica di oltre 2.000 ppm in periodi di tempo inferiori a 1 milione di anni. Le fonti di questo grande afflusso di anidride carbonica potrebbero essere attribuite al degassamento vulcanico dovuto al rifting del Nord Atlantico o all’ossidazione del metano immagazzinato in grandi serbatoi depositati dall’evento PETM nei fondali marini o in ambienti umidi. Per contrasto, oggi i livelli di anidride carbonica sono a 400 ppm o .04%.
Durante il primo Eocene, il metano era un altro gas serra che aveva un effetto drastico sul clima. Rispetto all’anidride carbonica, il metano ha conseguenze molto più elevate per quanto riguarda la temperatura, poiché il metano ha ~23 volte più effetto per molecola dell’anidride carbonica su una scala di 100 anni (ha un potenziale di riscaldamento globale superiore). La maggior parte del metano rilasciato nell’atmosfera durante questo periodo di tempo sarebbe stato rilasciato da zone umide, paludi e foreste. La concentrazione atmosferica di metano oggi è dello 0,000179% o 1,79 ppmv. A causa del clima più caldo e dell’innalzamento del livello del mare associati al primo Eocene, più zone umide, più foreste e più depositi di carbone sarebbero stati disponibili per il rilascio di metano. Confrontando la produzione di metano del primo Eocene con gli attuali livelli di metano atmosferico, il primo Eocene sarebbe in grado di produrre il triplo della produzione attuale di metano. Le temperature calde durante il primo Eocene potrebbero aver aumentato i tassi di produzione di metano, e il metano rilasciato nell’atmosfera riscalderebbe a sua volta la troposfera, raffredderebbe la stratosfera e produrrebbe vapore acqueo e anidride carbonica attraverso l’ossidazione. La produzione biogenica di metano produce anidride carbonica e vapore acqueo insieme al metano, oltre a produrre radiazioni infrarosse. La degradazione del metano in un’atmosfera di ossigeno produce monossido di carbonio, vapore acqueo e radiazione infrarossa. Il monossido di carbonio non è stabile, quindi alla fine diventa anidride carbonica e così facendo rilascia ancora più radiazioni infrarosse. Il vapore acqueo intrappola più infrarossi dell’anidride carbonica.
L’Eocene medio e tardo segna non solo il passaggio dal riscaldamento al raffreddamento, ma anche il cambiamento dell’anidride carbonica che passa dall’aumento alla diminuzione. Alla fine dell’Eocene Optimum, l’anidride carbonica iniziò a diminuire a causa dell’aumento della produttività del plancton siliceo e dell’interramento del carbonio marino. All’inizio dell’Eocene medio un evento che potrebbe aver innescato o aiutato la diminuzione dell’anidride carbonica fu l’evento Azolla a circa 49 milioni di anni fa. Con il clima equo durante l’inizio dell’Eocene, le temperature calde nell’Artico hanno permesso la crescita dell’azolla, che è una felce acquatica galleggiante, sull’Oceano Artico. Rispetto agli attuali livelli di anidride carbonica, queste azolle crescevano rapidamente nei livelli di anidride carbonica più elevati che si trovavano all’inizio dell’Eocene. Quando queste azolle sprofondarono nell’Oceano Artico, furono sepolte e sequestrarono il loro carbonio nel fondale marino. Questo evento potrebbe aver portato ad una diminuzione dell’anidride carbonica atmosferica fino a 470 ppm. Supponendo che le concentrazioni di anidride carbonica fossero a 900 ppmv prima dell’evento Azolla, sarebbero scese a 430 ppmv, o 40 ppmv in più di oggi, dopo l’evento Azolla. Un altro evento durante l’Eocene medio che fu un’improvvisa e temporanea inversione delle condizioni di raffreddamento fu l’optimum climatico dell’Eocene medio. Intorno a 41,5 milioni di anni fa, l’analisi isotopica stabile di campioni provenienti da siti di perforazione dell’Oceano meridionale ha indicato un evento di riscaldamento per 600 mila anni. Fu osservato un forte aumento dell’anidride carbonica atmosferica con un massimo di 4000 ppm: la più alta quantità di anidride carbonica atmosferica rilevata durante l’Eocene. L’ipotesi principale per una transizione così radicale era dovuta alla deriva dei continenti e alla collisione del continente indiano con quello asiatico e alla conseguente formazione dell’Himalaya. Un’altra ipotesi coinvolge un esteso rifting dei fondali marini e reazioni metamorfiche di decarbonatazione che rilasciano notevoli quantità di anidride carbonica nell’atmosfera.
Alla fine dell’optimum climatico dell’Eocene medio, il raffreddamento e la diminuzione dell’anidride carbonica continuarono per tutto il tardo Eocene e nella transizione Eocene-Oligocene circa 34 milioni di anni fa. Molteplici proxy, come gli isotopi dell’ossigeno e gli alkenoni, indicano che alla transizione Eocene-Oligocene, la concentrazione atmosferica di anidride carbonica era scesa a circa 750-800 ppm, circa il doppio dei livelli attuali.
Il primo Eocene e il problema del clima equabile
Una delle caratteristiche uniche del clima dell’Eocene, come già detto, era il clima equo e omogeneo che esisteva nelle prime parti dell’Eocene. Una moltitudine di proxy supporta la presenza di un clima più caldo ed equo durante questo periodo di tempo. Alcuni di questi proxy includono la presenza di fossili originari di climi caldi, come i coccodrilli, situati alle alte latitudini, la presenza alle alte latitudini di flora resistente al gelo, come le palme, che non possono sopravvivere durante gelate prolungate, e i fossili di serpenti trovati ai tropici che richiederebbero temperature medie molto più alte per essere sostenuti. L’uso di proxy isotopici per determinare le temperature degli oceani indica temperature della superficie del mare ai tropici fino a 35 °C (95 °F) e temperature delle acque di fondo che sono 10 °C (18 °F) superiori ai valori attuali. Con queste temperature delle acque di fondo, le temperature nelle zone in cui si formano le acque profonde vicino ai poli non possono essere molto più fredde delle temperature delle acque di fondo.
Si pone, tuttavia, un problema quando si cerca di modellare l’Eocene e riprodurre i risultati che si trovano con i dati proxy. Utilizzando tutte le diverse gamme di gas serra che si sono verificate durante l’inizio dell’Eocene, i modelli non sono stati in grado di produrre il riscaldamento che è stato trovato ai poli e la ridotta stagionalità che si verifica con inverni ai poli sostanzialmente più caldi. I modelli, pur prevedendo accuratamente i tropici, tendono a produrre temperature significativamente più fredde fino a 20 °C (36 °F) sotto la temperatura effettiva determinata ai poli. Questo errore è stato classificato come il “problema del clima equabile”. Per risolvere questo problema, la soluzione consisterebbe nel trovare un processo per riscaldare i poli senza riscaldare i tropici. Alcune ipotesi e test che tentano di trovare il processo sono elencati di seguito.
Grandi laghi
A causa della natura dell’acqua rispetto alla terra, ci sarebbe meno variabilità di temperatura se fosse presente anche un grande corpo d’acqua. Nel tentativo di cercare di mitigare il raffreddamento delle temperature polari, sono stati proposti grandi laghi per mitigare i cambiamenti climatici stagionali. Per replicare questo caso, un lago è stato inserito nel Nord America e un modello climatico è stato eseguito utilizzando diversi livelli di anidride carbonica. I modelli hanno concluso che mentre il lago riduceva la stagionalità della regione più di un semplice aumento dell’anidride carbonica, l’aggiunta di un grande lago non era in grado di ridurre la stagionalità ai livelli mostrati dai dati floreali e faunistici.
Trasporto di calore oceanico
Il trasporto di calore dai tropici ai poli, proprio come il trasporto di calore oceanico funziona nei tempi moderni, è stato considerato una possibilità per l’aumento della temperatura e la ridotta stagionalità per i poli. Con l’aumento delle temperature della superficie del mare e l’aumento della temperatura delle acque oceaniche profonde durante l’inizio dell’Eocene, un’ipotesi comune era che a causa di questi aumenti ci sarebbe stato un maggiore trasporto di calore dai tropici ai poli. Simulando queste differenze, i modelli hanno prodotto un minore trasporto di calore a causa dei minori gradienti di temperatura e non hanno avuto successo nel produrre un clima equo dal solo trasporto di calore oceanico.
Parametri orbitali
Mentre i parametri orbitali sono stati tipicamente visti come un controllo sulla crescita dei ghiacci e sulla stagionalità, i parametri orbitali sono stati teorizzati come un possibile controllo sulle temperature continentali e sulla stagionalità. Simulando l’Eocene utilizzando un pianeta senza ghiaccio, l’eccentricità, l’obliquità e la precessione sono state modificate in diversi modelli per determinare tutti i possibili scenari diversi che potrebbero verificarsi e i loro effetti sulla temperatura. Un caso particolare ha portato a inverni più caldi ed estati più fresche fino al 30% nel continente nordamericano, e ha ridotto la variazione stagionale della temperatura fino al 75%. Mentre i parametri orbitali non producevano il riscaldamento ai poli, i parametri mostravano un grande effetto sulla stagionalità e dovevano essere considerati.
Nuvole stratosferiche polari
Un altro metodo considerato per produrre le calde temperature polari erano le nuvole stratosferiche polari. Le nuvole stratosferiche polari sono nuvole che si verificano nella bassa stratosfera a temperature molto basse. Le nuvole stratosferiche polari hanno un grande impatto sul forcing radiativo. A causa delle loro minime proprietà di albedo e del loro spessore ottico, le nuvole stratosferiche polari agiscono come un gas serra e intrappolano la radiazione a onde lunghe in uscita. Nell’atmosfera si verificano diversi tipi di nubi stratosferiche polari: nubi stratosferiche polari che vengono create a causa di interazioni con acido nitrico o solforico e acqua (Tipo I) o nubi stratosferiche polari che vengono create con solo ghiaccio d’acqua (Tipo II).
Il metano è un fattore importante nella creazione delle nubi stratosferiche polari primarie di Tipo II che si sono create all’inizio dell’Eocene. Poiché il vapore acqueo è l’unica sostanza di supporto delle nubi stratosferiche polari di Tipo II, la presenza di vapore acqueo nella stratosfera inferiore è necessaria laddove nella maggior parte delle situazioni la presenza di vapore acqueo nella stratosfera inferiore è rara. Quando il metano viene ossidato, viene rilasciata una quantità significativa di vapore acqueo. Un altro requisito per le nubi stratosferiche polari sono le temperature fredde per garantire la condensazione e la produzione di nubi. La produzione di nubi stratosferiche polari, dal momento che richiede le temperature fredde, è solitamente limitata alle condizioni notturne e invernali. Con questa combinazione di condizioni più umide e più fredde nella bassa stratosfera, le nubi stratosferiche polari potrebbero essersi formate su vaste aree nelle regioni polari.
Per verificare gli effetti delle nubi stratosferiche polari sul clima dell’Eocene, sono stati eseguiti modelli che confrontano gli effetti delle nubi stratosferiche polari ai poli con un aumento dell’anidride carbonica atmosferica.Le nubi stratosferiche polari hanno avuto un effetto di riscaldamento sui poli, aumentando le temperature fino a 20 °C nei mesi invernali. Una moltitudine di feedback si è verificata anche nei modelli a causa della presenza delle nuvole stratosferiche polari. Qualsiasi crescita del ghiaccio è stata rallentata immensamente e avrebbe portato allo scioglimento di qualsiasi ghiaccio presente. Solo i poli sono stati colpiti dal cambiamento di temperatura e i tropici non sono stati toccati, il che con un aumento dell’anidride carbonica atmosferica causerebbe anche un aumento della temperatura ai tropici. A causa del riscaldamento della troposfera dovuto all’aumento dell’effetto serra delle nubi stratosferiche polari, la stratosfera si raffredderebbe e potenzialmente aumenterebbe la quantità di nubi stratosferiche polari.
Mentre le nubi stratosferiche polari potrebbero spiegare la riduzione del gradiente di temperatura dall’equatore al polo e l’aumento delle temperature ai poli durante il primo Eocene, ci sono alcuni svantaggi nel mantenere le nubi stratosferiche polari per un lungo periodo di tempo. Sono stati usati modelli separati per determinare la sostenibilità delle nuvole stratosferiche polari. Il metano dovrebbe essere continuamente rilasciato e sostenuto per mantenere il vapore acqueo stratosferico inferiore. Sarebbe necessario un aumento delle quantità di ghiaccio e dei nuclei di condensazione perché la nube stratosferica polare possa sostenersi ed eventualmente espandersi.
Ipertermali nel primo Eocene
Durante il riscaldamento nel primo Eocene tra 52 e 55 milioni di anni fa, ci furono una serie di cambiamenti a breve termine della composizione isotopica del carbonio nell’oceano. Questi cambiamenti isotopici si sono verificati a causa del rilascio di carbonio dall’oceano nell’atmosfera che ha portato ad un aumento della temperatura di 4-8 °C (7,2-14,4 °F) sulla superficie dell’oceano. Queste ipertermie hanno portato ad un aumento delle perturbazioni nei foraminiferi planctonici e bentonici, con un tasso di sedimentazione più elevato come conseguenza delle temperature più calde. Recenti analisi e ricerche su queste ipertermali nel primo Eocene hanno portato ad ipotizzare che le ipertermali siano basate su parametri orbitali, in particolare eccentricità e obliquità. Gli ipertermali del primo Eocene, in particolare il massimo termico paleocenico-eocenico (PETM), il massimo termico eocenico 2 (ETM2) e il massimo termico eocenico 3 (ETM3), sono stati analizzati e hanno scoperto che il controllo orbitale può aver avuto un ruolo nell’innescare l’ETM2 e l’ETM3.
Clima da serra a glaciale
L’Eocene non è solo noto per contenere il periodo più caldo del Cenozoico, ma ha anche segnato il declino in un clima glaciale e la rapida espansione della calotta antartica. La transizione da un clima caldo a un clima di raffreddamento è iniziata a ~49 milioni di anni fa. Gli isotopi del carbonio e dell’ossigeno indicano un passaggio a un clima di raffreddamento globale. La causa del raffreddamento è stata attribuita a una diminuzione significativa di >2000 ppm nelle concentrazioni di anidride carbonica atmosferica. Una delle cause proposte per la riduzione dell’anidride carbonica durante la transizione dal riscaldamento al raffreddamento è stato l’evento Azolla. L’aumento del calore ai poli, il bacino artico isolato durante l’inizio dell’Eocene e le quantità significativamente elevate di anidride carbonica hanno probabilmente portato a fioriture di azolla nell’Oceano Artico. L’isolamento dell’Oceano Artico ha portato a un ristagno delle acque e, quando l’azolla è affondata sul fondo del mare, è diventata parte dei sedimenti e ha effettivamente sequestrato il carbonio. La capacità dell’azolla di sequestrare il carbonio è eccezionale, e l’aumento dell’interramento dell’azolla potrebbe aver avuto un effetto significativo sul contenuto di carbonio nell’atmosfera mondiale e potrebbe essere stato l’evento che ha dato inizio alla transizione verso un clima glaciale. Il raffreddamento dopo questo evento continuò a causa della continua diminuzione dell’anidride carbonica atmosferica dovuta alla produttività organica e all’erosione dovuta alla costruzione di montagne.
Il raffreddamento globale continuò fino a quando ci fu un’importante inversione da raffreddamento a riscaldamento indicata nell’Oceano meridionale intorno a 42-41 milioni di anni fa. L’analisi degli isotopi di ossigeno ha mostrato un grande cambiamento negativo nella proporzione di isotopi di ossigeno più pesanti rispetto a quelli più leggeri, il che indica un aumento delle temperature globali. Questo evento di riscaldamento è conosciuto come l’optimum climatico dell’Eocene medio. Si ritiene che la causa del riscaldamento sia dovuta principalmente all’aumento dell’anidride carbonica, dato che le firme degli isotopi del carbonio escludono un rilascio importante di metano durante questo riscaldamento di breve durata. L’aumento dell’anidride carbonica atmosferica è considerato dovuto all’aumento dei tassi di diffusione dei fondali marini tra l’Australia e l’Antartide e all’aumento della quantità di vulcanismo nella regione. Un altro possibile aumento dell’anidride carbonica atmosferica potrebbe essere durante un improvviso aumento con rilascio metamorfico durante l’orogenesi himalayana, tuttavia i dati sulla tempistica esatta del rilascio metamorfico dell’anidride carbonica atmosferica non sono ben risolti nei dati. Studi recenti hanno menzionato, tuttavia, che la rimozione dell’oceano tra l’Asia e l’India potrebbe rilasciare quantità significative di anidride carbonica.Questo riscaldamento è di breve durata, in quanto le registrazioni degli isotopi di ossigeno bentonico indicano un ritorno al raffreddamento a ~ 40 milioni di anni fa.
Il raffreddamento è continuato per tutto il resto del tardo Eocene nella transizione Eocene-Oligocene. Durante il periodo di raffreddamento, gli isotopi bentonici dell’ossigeno mostrano la possibilità della creazione e dell’aumento del ghiaccio durante questo successivo raffreddamento. La fine dell’Eocene e l’inizio dell’Oligocene sono segnati dalla massiccia espansione dell’area della calotta antartica che fu un passo importante verso il clima glaciale. Insieme alla diminuzione dell’anidride carbonica atmosferica che riduce la temperatura globale, i fattori orbitali nella creazione del ghiaccio possono essere visti con fluttuazioni di 100.000 anni e 400.000 anni nei record di isotopi di ossigeno bentonico. Un altro importante contributo all’espansione dello strato di ghiaccio fu la creazione della corrente circumpolare antartica. La creazione della corrente circumpolare antartica isolerebbe l’acqua fredda intorno all’Antartide, il che ridurrebbe il trasporto di calore verso l’Antartide e creerebbe giri oceanici che portano alla risalita di acque di fondo più fredde. Il problema con questa ipotesi della considerazione di questo essere un fattore per la transizione Eocene-Oligocene è la tempistica della creazione della circolazione è incerta. Per il Passaggio di Drake, i sedimenti indicano che l’apertura è avvenuta ~41 milioni di anni fa, mentre la tettonica indica che è avvenuta ~32 milioni di anni fa.
Paleogeografia
Durante l’Eocene, i continenti hanno continuato a spostarsi verso le loro posizioni attuali.
All’inizio del periodo, l’Australia e l’Antartide rimasero collegate, e le correnti equatoriali calde si mescolarono con le acque antartiche più fredde, distribuendo il calore intorno al pianeta e mantenendo alte le temperature globali, ma quando l’Australia si separò dal continente meridionale intorno al 45 Ma, le correnti equatoriali calde furono allontanate dall’Antartide. Un canale isolato di acqua fredda si sviluppò tra i due continenti. La regione antartica si raffreddò, e l’oceano che circondava l’Antartide cominciò a congelare, inviando acqua fredda e lastre di ghiaccio a nord, rafforzando il raffreddamento.
Il supercontinente settentrionale della Laurasia cominciò a disgregarsi, mentre Europa, Groenlandia e Nord America si allontanavano.
Nel Nord America occidentale, la costruzione di montagne iniziò nell’Eocene, ed enormi laghi si formarono negli alti bacini pianeggianti tra gli uplifts, con la conseguente deposizione della lagerstätte Green River Formation.
A circa 35 Ma, un impatto di un asteroide sulla costa orientale del Nord America formò il cratere da impatto di Chesapeake Bay.
In Europa, il Mare della Tetide finalmente scomparve, mentre il sollevamento delle Alpi isolò il suo ultimo residuo, il Mediterraneo, e creò un altro mare poco profondo con arcipelaghi di isole a nord. Anche se l’Atlantico del Nord si stava aprendo, sembra essere rimasta una connessione terrestre tra il Nord America e l’Europa, dato che le faune delle due regioni sono molto simili.
L’India continuò il suo viaggio lontano dall’Africa e iniziò la sua collisione con l’Asia, piegando l’Himalaya nell’esistenza.
Si ipotizza che il mondo dell’Eocene sia stato causato da un riscaldamento globale incontrollato dai clatrati di metano rilasciati nelle profondità degli oceani. I clatrati erano sepolti sotto il fango che è stato disturbato dal riscaldamento degli oceani. Il metano (CH4) ha da dieci a venti volte l’effetto serra dell’anidride carbonica (CO2).
Flora
All’inizio dell’Eocene, le alte temperature e gli oceani caldi crearono un ambiente umido e mite, con foreste che si estendevano da un polo all’altro della Terra. A parte i deserti più aridi, la Terra doveva essere interamente coperta di foreste.
Le foreste polari erano piuttosto estese. Fossili e persino resti conservati di alberi come il cipresso di palude e la sequoia dell’Eocene sono stati trovati sull’isola di Ellesmere nell’Artico. Anche a quel tempo, Ellesmere Island era solo pochi gradi di latitudine più a sud di oggi. Fossili di alberi e piante subtropicali e persino tropicali dell’Eocene sono stati trovati anche in Groenlandia e Alaska. Le foreste pluviali tropicali crescevano fino al nord del Nord America e dell’Europa.
Gli alberi di palma crescevano fino al nord dell’Alaska e dell’Europa settentrionale durante il primo Eocene, anche se diventarono meno abbondanti con il raffreddamento del clima. Anche le sequoie all’alba erano molto più estese.
Il raffreddamento iniziò a metà periodo, e alla fine dell’Eocene gli interni continentali avevano iniziato a seccarsi, con le foreste che si diradavano notevolmente in alcune aree. Le nuove erbe evolute erano ancora confinate alle rive dei fiumi e dei laghi, e non si erano ancora espanse in pianure e savane.
Il raffreddamento portò anche cambiamenti stagionali. Gli alberi decidui, meglio in grado di far fronte ai grandi cambiamenti di temperatura, cominciarono a superare le specie tropicali sempreverdi. Entro la fine del periodo, le foreste decidue coprivano gran parte dei continenti settentrionali, compreso il Nord America, l’Eurasia e l’Artico, mentre le foreste pluviali resistevano solo in Sud America equatoriale, Africa, India e Australia.
L’Antartide, che iniziò l’Eocene con una calda foresta pluviale da temperata a subtropicale, divenne molto più fredda con il progredire del periodo; la flora tropicale amante del calore fu spazzata via, e all’inizio dell’Oligocene, il continente ospitava foreste decidue e vaste distese di tundra.
Fauna
I più antichi fossili conosciuti della maggior parte dei moderni ordini di mammiferi appaiono in un breve periodo durante il primo Eocene. All’inizio dell’Eocene, diversi nuovi gruppi di mammiferi arrivarono in Nord America. Questi mammiferi moderni, come artiodattili, perissodattili e primati, avevano caratteristiche come gambe lunghe e sottili, piedi e mani capaci di afferrare, così come denti differenziati adattati alla masticazione. Regnavano forme nane. Tutti i membri dei nuovi ordini di mammiferi erano piccoli, sotto i 10 kg; in base al confronto delle dimensioni dei denti, i mammiferi dell’Eocene erano solo il 60% delle dimensioni dei primitivi mammiferi del Paleocene che li avevano preceduti. Erano anche più piccoli dei mammiferi che li seguirono. Si presume che le calde temperature dell’Eocene favorissero animali più piccoli che erano in grado di gestire meglio il calore.
Entrambi i gruppi di ungulati moderni (animali con zoccoli) divennero prevalenti a causa di una grande radiazione tra l’Europa e il Nord America, insieme agli ungulati carnivori come il Mesonyx. Apparvero le prime forme di molti altri ordini di mammiferi moderni, tra cui pipistrelli, proboscidi (elefanti), primati, roditori e marsupiali. Le vecchie forme primitive di mammiferi diminuirono in varietà e importanza. Importanti resti fossili di fauna terrestre dell’Eocene sono stati trovati nel Nord America occidentale, in Europa, in Patagonia, in Egitto e nel sud-est dell’Asia. La fauna marina è meglio conosciuta dall’Asia meridionale e dal sud-est degli Stati Uniti.
I fossili di rettili di questo periodo, come i fossili di pitoni e tartarughe, sono abbondanti. I resti del Titanoboa, un serpente lungo come uno scuolabus, sono stati scoperti in Sud America insieme ad altri grandi rettili di megafauna. Durante l’Eocene, le piante e le faune marine divennero piuttosto moderne. Molti ordini di uccelli moderni apparvero per la prima volta nell’Eocene.
Diverse ricche faune di insetti fossili sono conosciute dall’Eocene, in particolare l’ambra del Baltico trovata principalmente lungo la costa meridionale del Mar Baltico, l’ambra del Bacino di Parigi, Francia, la Formazione di Fur, Danimarca e le Marne di Bembridge dell’Isola di Wight, Inghilterra. Gli insetti trovati nei depositi eocenici sono per lo più assegnabili a generi moderni, anche se spesso questi generi non sono presenti nella zona al momento. Per esempio il genere bibionide Plecia è comune nelle faune fossili di aree attualmente temperate, ma oggi vive solo nei tropici e subtropici.
Oceani
Gli oceani dell’Eocene erano caldi e brulicanti di pesci e altra vita marina. I primi squali carcarinidi si sono evoluti, così come i primi mammiferi marini, tra cui Basilosaurus, una prima specie di balena che si pensa discenda da animali terrestri che esistevano prima nell’Eocene, i predatori ungulati chiamati mesonychidi, di cui Mesonyx era un membro. Anche i primi sireni, parenti degli elefanti, si sono evoluti in questo periodo.
Eocene-Oligocene estinzione
La fine dell’Eocene fu segnata dall’evento di estinzione Eocene-Oligocene, noto anche come la Grande Coupure.
La storia di cui sopra è basata su materiali forniti da Wikipedia