Epoka eoceńska
Epoka eoceńska, trwająca od 56 do 33,9 mln lat temu, jest głównym podziałem geologicznej skali czasu i drugą epoką okresu paleogenu w erze kenozoicznej. Eocen obejmuje czas od końca epoki paleocenu do początku epoki oligocenu. Początek eocenu wyznacza krótki okres, w którym stężenie izotopu węgla 13C w atmosferze było wyjątkowo niskie w porównaniu z częściej występującym izotopem 12C. Koniec wyznacza wielkie wymieranie zwane Grande Coupure („Wielka Przerwa” w ciągłości) lub wymieranie eoceńsko-oligoceńskie, które może być związane z uderzeniem jednego lub kilku dużych bolidów na Syberii i w dzisiejszej Zatoce Chesapeake. Podobnie jak w przypadku innych okresów geologicznych, warstwy, które określają początek i koniec epoki są dobrze zidentyfikowane, choć ich dokładne daty są nieco niepewne.
Nazwa eocenu pochodzi od greckiego ἠώς (eos, świt) i καινός (kainos, nowy) i odnosi się do „świtu” współczesnej („nowej”) fauny, która pojawiła się w tej epoce.
Podziały
Epoka eocenu jest zwykle dzielona na wczesne i późne, lub – częściej – wczesne, środkowe i późne pododdziały. Odpowiadające im skały określane są jako dolny, środkowy i górny eocen. Z przedstawionych powyżej stadiów Ypresian i niekiedy Lutetian stanowią stan wczesny, Priabonian i niekiedy Bartonian stan późny; alternatywnie Lutetian i Bartonian łączone są jako Eocen Środkowy.
Klimat
Epoka eoceńska zawierała szeroki wachlarz różnych warunków klimatycznych, który obejmuje najcieplejszy klimat w erze kenozoicznej i kończy się klimatem lodowcowym. Ewolucja klimatu eoceńskiego rozpoczęła się od ocieplenia po zakończeniu paleoceńsko-eoceńskiego maksimum termicznego (PETM) 56 milionów lat temu do maksimum podczas optimum eoceńskiego około 49 milionów lat temu. W tym okresie czasu na Ziemi było niewiele lodu lub nie było go wcale, a różnica temperatur między równikiem a biegunami była mniejsza. Po maksimum nastąpiło zejście do klimatu lodowcowego od optimum eoceńskiego do przejścia eocenu w oligocen 34 miliony lat temu. Podczas tego spadku lód zaczął ponownie pojawiać się na biegunach, a przejście eoceńsko-oligoceńskie to okres, w którym lądolód Antarktydy zaczął się gwałtownie powiększać.
Ewolucja atmosferycznych gazów cieplarnianych
Gazy cieplarniane, w szczególności dwutlenek węgla i metan, odgrywały w eocenie znaczącą rolę w kontrolowaniu temperatury powierzchni. Wraz z końcem PETM nastąpiła bardzo duża sekwestracja dwutlenku węgla w postaci klatratu metanu, węgla i ropy naftowej na dnie Oceanu Arktycznego, która zmniejszyła ilość atmosferycznego dwutlenku węgla. Wydarzenie to było podobne w skali do masowego uwolnienia gazów cieplarnianych na początku PETM, a hipotezą jest, że sekwestracja była głównie wynikiem zakopywania węgla organicznego i wietrzenia krzemianów. Dla wczesnego eocenu toczy się wiele dyskusji na temat ilości dwutlenku węgla w atmosferze. Wynika to z licznych proksymów reprezentujących różne zawartości atmosferycznego dwutlenku węgla. Na przykład różne proksydy geochemiczne i paleontologiczne wskazują, że w okresie maksymalnego globalnego ocieplenia atmosferyczny dwutlenek węgla miał wartość 700 – 900 ppm, podczas gdy inne proksydy, takie jak pedogeniczne (budujące glebę) węglany i morskie izotopy boru wskazują na duże zmiany dwutlenku węgla o ponad 2000 ppm w okresach krótszych niż 1 milion lat. Źródłem tak dużego napływu dwutlenku węgla może być gazowanie wulkaniczne w wyniku ryftowania północnoatlantyckiego lub utlenianie metanu zgromadzonego w dużych zbiornikach zdeponowanych w wyniku wydarzenia PETM na dnie morza lub w środowiskach podmokłych. Dla kontrastu, dziś poziomy dwutlenku węgla są na poziomie 400 ppm lub .04%.
Podczas wczesnego Eocenu metan był kolejnym gazem cieplarnianym, który miał drastyczny wpływ na klimat. W porównaniu do dwutlenku węgla, metan ma znacznie większe konsekwencje w odniesieniu do temperatury, ponieważ metan ma ~23 razy większy efekt na cząsteczkę niż dwutlenek węgla w skali 100 lat (ma wyższy potencjał globalnego ocieplenia). Większość metanu uwolnionego do atmosfery w tym okresie czasu pochodziła z terenów podmokłych, bagien i lasów. Stężenie metanu w atmosferze wynosi dziś 0,000179% lub 1,79 ppmv. Ze względu na cieplejszy klimat i wzrost poziomu morza związany z wczesnym eocenem, więcej mokradeł, więcej lasów i więcej złóż węgla byłoby dostępnych dla uwalniania metanu. Porównując wczesnoeoceńską produkcję metanu z obecnymi poziomami metanu w atmosferze, wczesny Eocen byłby w stanie wyprodukować trzykrotnie więcej metanu niż obecnie. Ciepłe temperatury we wczesnym eocenie mogły zwiększyć tempo produkcji metanu, a metan uwalniany do atmosfery z kolei ogrzewałby troposferę, chłodził stratosferę oraz produkował parę wodną i dwutlenek węgla w procesie utleniania. Biogeniczna produkcja metanu wytwarza wraz z metanem dwutlenek węgla i parę wodną, a także daje promieniowanie podczerwone. Rozkład metanu w atmosferze tlenowej powoduje powstawanie tlenku węgla, pary wodnej i promieniowania podczerwonego. Tlenek węgla nie jest stabilny, więc w końcu przekształca się w dwutlenek węgla, który uwalnia jeszcze więcej promieniowania podczerwonego. Para wodna zatrzymuje więcej podczerwieni niż dwutlenek węgla.
Środkowy i późny eocen zaznacza nie tylko zmianę z ocieplenia na ochłodzenie, ale także zmianę w dwutlenku węgla z rosnącej na malejącą. Pod koniec optimum eoceńskiego dwutlenek węgla zaczął maleć z powodu zwiększonej produktywności planktonu krzemionkowego i zakopywania węgla w morzu. Na początku środkowego eocenu wydarzeniem, które mogło wywołać lub pomóc w zmniejszeniu ilości dwutlenku węgla, było pojawienie się Azolli około 49 milionów lat temu. Dzięki wyrównanemu klimatowi we wczesnym eocenie, ciepłe temperatury w Arktyce umożliwiły wzrost azolli, czyli pływającej wodnej paproci, na Oceanie Arktycznym. W porównaniu z obecnym poziomem dwutlenku węgla, azolla rosła szybko w warunkach podwyższonego poziomu dwutlenku węgla, jaki występował we wczesnym eocenie. Gdy te azolla opadły do Oceanu Arktycznego, zostały zakopane i sekwestrowały swój węgiel w dnie morskim. To wydarzenie mogło doprowadzić do obniżenia atmosferycznego dwutlenku węgla do 470 ppm. Zakładając, że przed zdarzeniem z Azolla stężenie dwutlenku węgla wynosiło 900 ppmv, po zdarzeniu z Azolla spadłoby ono do 430 ppmv, czyli o 40 ppmv więcej niż obecnie. Innym wydarzeniem w środkowym eocenie, które było nagłym i tymczasowym odwróceniem warunków ochłodzenia, było Środkowoeceńskie Optimum Klimatyczne. Około 41,5 miliona lat temu stabilna analiza izotopowa próbek z odwiertów na Oceanie Południowym wykazała ocieplenie trwające 600 tysięcy lat. Zaobserwowano gwałtowny wzrost atmosferycznego dwutlenku węgla, którego maksimum wyniosło 4000 ppm: jest to najwyższa ilość atmosferycznego dwutlenku węgla wykryta w Eocenie. Główną hipotezą tak radykalnego przejścia był dryf kontynentalny i kolizja kontynentu indyjskiego z kontynentem azjatyckim oraz powstałe w jej wyniku Himalaje. Inna hipoteza obejmuje rozległe ryftowanie dna morskiego i metamorficzne reakcje dekarbonizacji uwalniające znaczne ilości dwutlenku węgla do atmosfery.
Pod koniec środkowoeoceńskiego optimum klimatycznego, ochłodzenie i wycofywanie się dwutlenku węgla trwało przez późny eocen i do przejścia eocen-oligocen około 34 milionów lat temu. Wiele wskaźników, takich jak izotopy tlenu i alkenony, wskazuje, że na przełomie eocenu i oligocenu atmosferyczne stężenie dwutlenku węgla spadło do około 750-800 ppm, czyli około dwa razy więcej niż obecnie.
Wczesny eocen i problem równomiernego klimatu
Jedną z unikalnych cech klimatu eoceńskiego, jak wspomniano wcześniej, był równomierny i jednorodny klimat, który istniał we wczesnych częściach eocenu. A multitude of proxies support the presence of a warmer equable climate being present during this period of time. Kilka z tych dowodów obejmuje obecność skamieniałości pochodzących z ciepłych klimatów, takich jak krokodyle, znajdujących się na wyższych szerokościach geograficznych, obecność na wysokich szerokościach geograficznych roślin nietolerujących mrozu, takich jak palmy, które nie mogą przetrwać podczas długotrwałych mrozów, oraz skamieniałości węży znalezionych w tropikach, które wymagałyby znacznie wyższych średnich temperatur, aby je utrzymać. Wykorzystanie izotopów do określenia temperatury oceanu wskazuje na temperatury powierzchni morza w tropikach tak wysokie jak 35 °C (95 °F) i temperatury wody na dnie, które są o 10 °C (18 °F) wyższe niż dzisiejsze wartości. Z tymi temperaturami wód dennych, temperatury w obszarach, gdzie głębokie wody tworzą się w pobliżu biegunów nie są w stanie być znacznie chłodniejsze niż temperatury wód dennych.
Pojawia się jednak problem, gdy próbuje się modelować Eocen i odtworzyć wyniki, które znajdują się z danymi proxy. Używając wszystkich różnych zakresów gazów cieplarnianych, które wystąpiły podczas wczesnego Eocenu, modele nie były w stanie wyprodukować ocieplenia, które zostało znalezione na biegunach i zmniejszonej sezonowości, która występuje z zimami na biegunach, które są znacznie cieplejsze. Modele, choć dokładnie przewidują tropiki, mają tendencję do wytwarzania znacznie niższych temperatur, do 20°C (36°F) poniżej rzeczywistej ustalonej temperatury na biegunach. Błąd ten został sklasyfikowany jako „problem równomiernego klimatu”. Aby rozwiązać ten problem, należałoby znaleźć proces pozwalający na ocieplenie biegunów bez ocieplania tropików. Niektóre hipotezy i testy, które próbują znaleźć ten proces są wymienione poniżej.
Duże jeziora
Dzięki naturze wody w przeciwieństwie do lądu, mniejsza zmienność temperatury będzie obecna, jeśli duże ciało wody jest również obecne. W próbie złagodzenia ochłodzenia temperatur polarnych, duże jeziora zostały zaproponowane w celu złagodzenia sezonowych zmian klimatycznych. Aby odtworzyć ten przypadek, do Ameryki Północnej wstawiono jezioro i przeprowadzono model klimatyczny z wykorzystaniem różnych poziomów dwutlenku węgla. Model wykazał, że podczas gdy jezioro zmniejszyło sezonowość regionu bardziej niż wzrost dwutlenku węgla, dodanie dużego jeziora nie było w stanie zredukować sezonowości do poziomu wykazanego przez dane florystyczne i faunistyczne.
Oceaniczny transport ciepła
Transport ciepła z tropików na bieguny, podobnie jak oceaniczny transport ciepła funkcjonuje w czasach współczesnych, został uznany za możliwość zwiększenia temperatury i zmniejszenia sezonowości na biegunach. Wraz ze wzrostem temperatury powierzchni morza i wzrostem temperatury głębokich wód oceanicznych we wczesnym eocenie, jedną ze wspólnych hipotez było to, że z powodu tych wzrostów nastąpi większy transport ciepła z tropików na bieguny. Symulując te różnice, modele wytworzyły niższy transport ciepła z powodu niższych gradientów temperatury i nie udało się wytworzyć równomiernego klimatu tylko na podstawie oceanicznego transportu ciepła.
Parametry orbitalne
Choć zwykle postrzegane jako kontrola wzrostu lodu i sezonowości, parametry orbitalne były teoretyzowane jako możliwa kontrola temperatur kontynentalnych i sezonowości. Symulując Eocen przy użyciu planety wolnej od lodu, mimośród, skośność i precesja zostały zmodyfikowane w różnych przebiegach modelu, aby określić wszystkie możliwe różne scenariusze, które mogą wystąpić i ich wpływ na temperaturę. Jeden konkretny przypadek doprowadził do cieplejszych zim i chłodniejszych lat o 30% na kontynencie północnoamerykańskim, a także zmniejszył sezonową zmienność temperatury o 75%. Podczas gdy parametry orbitalne nie spowodowały ocieplenia na biegunach, parametry wykazały wielki wpływ na sezonowość i należało je rozważyć.
Polarne chmury stratosferyczne
Inną metodą rozważaną przy produkcji ciepłych temperatur polarnych były polarne chmury stratosferyczne. Polarne chmury stratosferyczne to chmury, które występują w dolnej stratosferze w bardzo niskich temperaturach. Polarne chmury stratosferyczne mają ogromny wpływ na wymuszanie radiacyjne. Ze względu na ich minimalne albedo i grubość optyczną, polarne chmury stratosferyczne działają podobnie jak gaz cieplarniany i zatrzymują wychodzące promieniowanie długofalowe. W atmosferze występują różne typy polarnych chmur stratosferycznych: polarne chmury stratosferyczne, które powstają w wyniku interakcji z kwasem azotowym lub siarkowym i wodą (Typ I) lub polarne chmury stratosferyczne, które powstają przy udziale wyłącznie lodu wodnego (Typ II).
Metan jest ważnym czynnikiem w tworzeniu pierwotnych polarnych chmur stratosferycznych Typu II, które powstały we wczesnym eocenie. Ponieważ para wodna jest jedyną substancją nośną wykorzystywaną w polarnych chmurach stratosferycznych typu II, obecność pary wodnej w dolnej stratosferze jest konieczna tam, gdzie w większości sytuacji obecność pary wodnej w dolnej stratosferze jest rzadka. Kiedy metan jest utleniany, uwalniana jest znaczna ilość pary wodnej. Kolejnym wymogiem dla polarnych chmur stratosferycznych są niskie temperatury, które zapewniają kondensację i produkcję chmur. Produkcja polarnych chmur stratosferycznych, ponieważ wymaga niskich temperatur, jest zwykle ograniczona do warunków nocnych i zimowych. Dzięki tej kombinacji wilgotniejszych i zimniejszych warunków w dolnej stratosferze, polarne chmury stratosferyczne mogły powstawać na rozległych obszarach w regionach polarnych.
Aby sprawdzić wpływ polarnych chmur stratosferycznych na klimat w Eocenie, przeprowadzono modele porównujące wpływ polarnych chmur stratosferycznych na biegunach ze wzrostem atmosferycznego dwutlenku węgla.Polarne chmury stratosferyczne miały efekt ocieplenia na biegunach, podnosząc temperatury nawet o 20°C w miesiącach zimowych. Z powodu obecności polarnych chmur stratosferycznych w modelach wystąpiło również wiele sprzężeń zwrotnych. Przyrost lodu został znacznie spowolniony i doprowadził do topnienia obecnego lodu. Zmiana temperatury dotknęła tylko bieguny, a tropiki pozostały nienaruszone, co przy wzroście atmosferycznego dwutlenku węgla spowodowałoby również wzrost temperatury w tropikach. Ze względu na ocieplenie troposfery od zwiększonego efektu cieplarnianego polarnych chmur stratosferycznych, stratosfera ochłodziłaby się i potencjalnie zwiększyłaby ilość polarnych chmur stratosferycznych.
Ponieważ polarne chmury stratosferyczne mogłyby wyjaśnić redukcję gradientu temperatury między równikiem a biegunem oraz zwiększone temperatury na biegunach podczas wczesnego eocenu, istnieje kilka wad utrzymywania polarnych chmur stratosferycznych przez dłuższy okres czasu. Oddzielne przebiegi modelowe zostały wykorzystane do określenia trwałości polarnych chmur stratosferycznych. Metan musiałby być nieustannie uwalniany i podtrzymywany, aby utrzymać niższą stratosferyczną parę wodną. Rosnące ilości lodu i jąder kondensacji musiałyby być wysokie, aby polarna chmura stratosferyczna mogła się utrzymać i ostatecznie rozszerzyć.
Hypertermale we wczesnym eocenie
Podczas ocieplenia we wczesnym eocenie między 52 a 55 milionami lat temu, nastąpiła seria krótkoterminowych zmian składu izotopów węgla w oceanie. Te zmiany izotopów nastąpiły z powodu uwolnienia węgla z oceanu do atmosfery, co doprowadziło do wzrostu temperatury o 4-8 °C (7,2-14,4 °F) na powierzchni oceanu. Te hipertermiczne zmiany doprowadziły do zwiększonych perturbacji w planktonicznych i bentonicznych foraminiferach, z wyższym tempem sedymentacji jako konsekwencją cieplejszych temperatur. Ostatnie analizy i badania nad tymi hipertermiami we wczesnym eocenie doprowadziły do wysunięcia hipotezy, że hipertermie opierają się na parametrach orbitalnych, w szczególności na ekscentryczności i skośności. Przeanalizowano hipertermie we wczesnym eocenie, zwłaszcza paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM), eoceńskie maksimum termiczne 2 (ETM2) i eoceńskie maksimum termiczne 3 (ETM3) i stwierdzono, że kontrola orbitalna mogła odgrywać rolę w wywołaniu ETM2 i ETM3.
Klimat cieplarniany do klimatu lodowcowego
Eocen jest znany nie tylko z tego, że zawiera najcieplejszy okres podczas kenozoiku, ale także zaznaczył spadek do klimatu lodowcowego i szybką ekspansję pokrywy lodowej Antarktydy. Przejście od klimatu ocieplającego do klimatu ochładzającego się rozpoczęło się ~49 milionów lat temu. Izotopy węgla i tlenu wskazują na przejście do klimatu globalnego ochłodzenia. Przyczynę ochłodzenia przypisuje się znacznemu spadkowi >2000 ppm w atmosferycznym stężeniu dwutlenku węgla. Jedną z proponowanych przyczyn redukcji dwutlenku węgla podczas przejścia od ocieplenia do ochłodzenia było zdarzenie Azolla. Zwiększone ciepło na biegunach, izolacja basenu arktycznego we wczesnym eocenie oraz znaczne ilości dwutlenku węgla prawdopodobnie doprowadziły do zakwitów azolli na całym Oceanie Arktycznym. Izolacja Oceanu Arktycznego doprowadziła do stagnacji wód, a gdy azolla opadła na dno morskie, stała się częścią osadów i skutecznie sekwestrowała węgiel. Zdolność azolli do sekwestracji węgla jest wyjątkowa, a zwiększone zakopywanie azolli mogło mieć znaczący wpływ na zawartość węgla w atmosferze na świecie i mogło być wydarzeniem, które zapoczątkowało przejście w klimat lodowcowy. Chłodzenie po tym wydarzeniu trwało z powodu ciągłego spadku atmosferycznego dwutlenku węgla z produktywności organicznej i wietrzenia z budowy gór.
Globalne chłodzenie trwało do czasu, gdy nastąpiło poważne odwrócenie od chłodzenia do ocieplenia wskazanego w Oceanie Południowym około 42-41 milionów lat temu. Analiza izotopów tlenu wykazała dużą negatywną zmianę w proporcji cięższych izotopów tlenu do lżejszych izotopów tlenu, co wskazuje na wzrost temperatury globalnej. To ocieplenie znane jest jako Środkowoeoceńskie Optimum Klimatyczne. Uważa się, że przyczyną ocieplenia jest przede wszystkim wzrost dwutlenku węgla, ponieważ sygnatury izotopów węgla wykluczają większe uwalnianie metanu podczas tego krótkotrwałego ocieplenia. Uważa się, że wzrost atmosferycznego dwutlenku węgla jest spowodowany zwiększonym tempem rozprzestrzeniania się dna morskiego między Australią a Antarktydą oraz zwiększoną ilością wulkanizmu w tym regionie. Inny możliwy wzrost atmosferycznego dwutlenku węgla mógłby nastąpić podczas nagłego wzrostu wraz z uwalnianiem metamorficznym podczas orogenezy himalajskiej, jednak dane dotyczące dokładnego czasu uwalniania metamorficznego atmosferycznego dwutlenku węgla nie są dobrze rozwiązane w danych. Ostatnie badania wspomniały jednak, że usunięcie oceanu między Azją a Indiami mogło uwolnić znaczne ilości dwutlenku węgla.To ocieplenie jest krótkotrwałe, ponieważ zapisy bentosowych izotopów tlenu wskazują na powrót do chłodzenia ~40 milionów lat temu.
Chłodzenie trwało przez resztę późnego eocenu do przejścia eocen-oligocen. Podczas okresu chłodzenia, bentosowe izotopy tlenu wskazują na możliwość tworzenia się lodu i jego wzrostu podczas tego późniejszego chłodzenia. Koniec eocenu i początek oligocenu zaznaczył się masowym powiększaniem się powierzchni lądolodu antarktycznego, co było ważnym krokiem w kierunku klimatu lodowcowego. Wraz ze spadkiem atmosferycznego dwutlenku węgla, który obniżył globalną temperaturę, czynniki orbitalne w tworzeniu lodu można zaobserwować dzięki 100 000-letnim i 400 000-letnim fluktuacjom w zapisach izotopów tlenu w organizmach bentosowych. Innym ważnym czynnikiem przyczyniającym się do ekspansji pokrywy lodowej było powstanie antarktycznego prądu okołobiegunowego. Powstanie antarktycznego prądu okołobiegunowego odizolowałoby zimne wody wokół Antarktydy, co zmniejszyłoby transport ciepła do Antarktyki wraz z utworzeniem żył oceanicznych, które skutkują upwellingiem zimniejszych wód przydennych. Problem z tą hipotezą rozważania tego jako czynnika dla przejścia Eocen-Oligocen jest taki, że czas powstania cyrkulacji jest niepewny. W przypadku Drake Passage, osady wskazują, że otwarcie nastąpiło ~41 mln lat temu, podczas gdy tektonika wskazuje, że nastąpiło to ~32 mln lat temu.
Paleogeografia
Podczas eocenu kontynenty nadal dryfowały w kierunku swoich obecnych pozycji.
Północny superkontynent Laurazja zaczął się rozpadać, gdyż Europa, Grenlandia i Ameryka Północna dryfowały oddzielnie.
W zachodniej części Ameryki Północnej w eocenie rozpoczęło się budowanie gór, a w płaskich kotlinach wśród wypiętrzeń powstały ogromne jeziora, co spowodowało osadzenie się lagerstätte z formacji Green River.
Około 35 Ma, uderzenie asteroidy we wschodnie wybrzeże Ameryki Północnej utworzyło krater uderzeniowy Chesapeake Bay.
W Europie, Morze Tetydy ostatecznie zniknęło, podczas gdy wypiętrzenie Alp odizolowało jego ostatnią pozostałość, Morze Śródziemne, i stworzyło inne płytkie morze z archipelagami wysp na północy. Choć północny Atlantyk został otwarty, wydaje się, że połączenie lądowe pozostało między Ameryką Północną a Europą, ponieważ fauny tych dwóch regionów są bardzo podobne.
Indie kontynuowały swoją podróż z dala od Afryki i rozpoczęły kolizję z Azją, składając Himalaje do istnienia.
Powstała hipoteza, że eoceński świat cieplarniany został spowodowany przez gwałtowne globalne ocieplenie z uwolnionych klatratów metanu głęboko w oceanach. Klatraty zostały pochowane pod błotem, które zostało zakłócone w miarę ocieplania się oceanów. Metan (CH4) ma dziesięć do dwudziestu razy większy efekt cieplarniany niż dwutlenek węgla (CO2).
Flora
Na początku eocenu wysokie temperatury i ciepłe oceany stworzyły wilgotne, balsamiczne środowisko, z lasami rozprzestrzeniającymi się na całej Ziemi od bieguna do bieguna. Poza najbardziej suchymi pustyniami, Ziemia musiała być całkowicie pokryta lasami.
Lasy polarne były dość rozległe. Skamieniałości, a nawet zachowane szczątki drzew takich jak cyprysik bagienny i sekwoja świtowa z eocenu zostały znalezione na wyspie Ellesmere w Arktyce. Nawet w tamtych czasach Wyspa Ellesmere była tylko kilka stopni szerokości geograficznej dalej na południe niż obecnie. Skamieniałości subtropikalnych, a nawet tropikalnych drzew i roślin z eocenu znaleziono również na Grenlandii i Alasce. Tropikalne lasy deszczowe rosły tak daleko na północ, jak północna Ameryka Północna i Europa.
Drzewa palmowe rosły tak daleko na północ, jak Alaska i północna Europa podczas wczesnego eocenu, choć stały się mniej obfite w miarę ochładzania się klimatu. Dawne sekwoje również były znacznie bardziej rozległe.
Ochłodzenie rozpoczęło się w połowie okresu i pod koniec eocenu wnętrza kontynentów zaczęły wysychać, a lasy na niektórych obszarach znacznie się przerzedziły. Nowo wyewoluowane trawy były nadal ograniczone do brzegów rzek i jezior, i nie rozszerzyły się jeszcze na równiny i sawanny.
Ochłodzenie przyniosło też zmiany sezonowe. Drzewa liściaste, lepiej radzące sobie z dużymi zmianami temperatury, zaczęły wypierać wiecznie zielone gatunki tropikalne. Pod koniec tego okresu lasy liściaste pokrywały duże części północnych kontynentów, w tym Amerykę Północną, Eurazję i Arktykę, a lasy deszczowe utrzymały się tylko w równikowej Ameryce Południowej, Afryce, Indiach i Australii.
Antarktyda, która rozpoczęła eocen obrośnięta ciepłymi lasami tropikalnymi, stała się znacznie chłodniejsza wraz z postępem tego okresu; ciepłolubna flora tropikalna została wymazana, a na początku oligocenu na kontynencie występowały lasy liściaste i rozległe połacie tundry.
Fauna
Najstarsze znane skamieniałości większości współczesnych rzędów ssaków pojawiają się w krótkim okresie wczesnego eocenu. Na początku eocenu do Ameryki Północnej przybyło kilka nowych grup ssaków. Te współczesne ssaki, jak parzystokopytne, nieparzystokopytne i naczelne, miały takie cechy jak długie, cienkie nogi, stopy i ręce zdolne do chwytania, a także zróżnicowane zęby przystosowane do żucia. Królowały formy karłowate. Wszyscy przedstawiciele nowych rzędów ssaków byli mali, poniżej 10 kg; na podstawie porównania wielkości zębów można stwierdzić, że ssaki eoceńskie miały tylko 60% wielkości poprzedzających je prymitywnych ssaków paleoceńskich. Były też mniejsze od ssaków, które po nich nastąpiły. Zakłada się, że gorące eoceńskie temperatury sprzyjały mniejszym zwierzętom, które lepiej radziły sobie z gorącem.
Obydwie grupy współczesnych kopytnych (zwierzęta kopytne) stały się powszechne dzięki dużej radiacji między Europą a Ameryką Północną, wraz z mięsożernymi kopytnymi, takimi jak Mesonyx. Pojawiły się też wczesne formy wielu innych współczesnych rzędów ssaków, w tym nietoperzy, proboscydiów (słoni), naczelnych, gryzoni i marsupali. Starsze prymitywne formy ssaków straciły na różnorodności i znaczeniu. Ważne szczątki kopalne eoceńskiej fauny lądowej znaleziono w zachodniej części Ameryki Północnej, Europie, Patagonii, Egipcie i południowo-wschodniej Azji. Fauna morska jest najlepiej znana z Azji Południowej i południowo-wschodnich Stanów Zjednoczonych.
Skamieniałości gadów z tego okresu, takie jak skamieniałości pytonów i żółwi, są obfite. Szczątki Titanoboa, węża długości autobusu szkolnego, odkryto w Ameryce Południowej wraz z innymi dużymi gadami megafauny. W eocenie rośliny i morskie fauny stały się całkiem nowoczesne. Wiele współczesnych rzędów ptaków pojawiło się po raz pierwszy w eocenie.
Kilka bogatych faun owadów kopalnych jest znanych z eocenu, zwłaszcza bursztyn bałtycki znajdowany głównie wzdłuż południowego wybrzeża Morza Bałtyckiego, bursztyn z Basenu Paryskiego we Francji, Formacja Fur, Dania i Bembridge Marls z Wyspy Wight w Anglii. Owady znalezione w osadach eoceńskich w większości dają się przyporządkować do współczesnych rodzajów, choć często rodzaje te nie występują obecnie na danym terenie. Na przykład bibionidalny rodzaj Plecia jest powszechny w kopalnych faunach z obecnych obszarów umiarkowanych, ale dziś żyje tylko w tropikach i subtropikach.
Oceany
Oceany eoceńskie były ciepłe i pełne ryb i innego życia morskiego. Rozwinęły się pierwsze rekiny karcharydowe, podobnie jak wczesne ssaki morskie, w tym Basilosaurus, wczesny gatunek wieloryba, o którym sądzi się, że pochodzi od zwierząt lądowych, które istniały wcześniej w eocenie – kopytnych drapieżników zwanych mezonychidami, do których należał Mesonyx. W tym czasie wyewoluowały też pierwsze syreny, krewni słoni.
Wyginięcie eoceńsko-oligoceńskie
Pod koniec eocenu nastąpiło wymieranie eoceńsko-oligoceńskie, znane też jako Grande Coupure.
Powyższa historia oparta jest na materiałach dostarczonych przez Wikipedię
.