Época Eocena
A época Eocena, que durou de 56 a 33,9 milhões de anos atrás, é uma divisão importante da escala temporal geológica e a segunda época do Período Paleogênico na Era Cenozóica. O Eoceno abrange o tempo desde o final da Época Paleocênica até o início da Época Oligocênica. O início do Eoceno é marcado por um breve período em que a concentração do isótopo de carbono 13C na atmosfera foi excepcionalmente baixa em comparação com o isótopo mais comum 12C. O final é marcado por um grande evento de extinção chamado Grande Coupure (a “Grande Quebra” em continuidade) ou o evento de extinção do Eoceno-Oligoceno, que pode estar relacionado ao impacto de um ou mais grandes sólidos na Sibéria e no que é hoje a Baía de Chesapeake. Como em outros períodos geológicos, os estratos que definem o início e o fim da época são bem identificados, embora suas datas exatas sejam um pouco incertas.
O nome Eoceno vem do grego ἠώς (eos, dawn) e καινός (kainos, new) e refere-se ao “amanhecer” da fauna moderna (“nova”) que surgiu durante a época.
Subdivisões
A época Eocena é geralmente dividida em Primitiva e Tardia, ou – mais geralmente – em Subdivisões Primitiva, Média e Tardia. As rochas correspondentes são referidas como Eoceno Inferior, Médio e Superior. Dos estágios mostrados acima, o Ypresiano e ocasionalmente o Luteciano constituem o Priabónio, o Priabónio e por vezes o Bartoniano o Estado Late; alternativamente, o Luteciano e o Bartoniano estão unidos como o Eoceno Médio.
Clima
A época Eocénica continha uma grande variedade de diferentes condições climáticas que inclui o clima mais quente da Era Cenozóica e termina num clima de armazém de gelo. A evolução do clima Eocénico começou com o aquecimento após o fim do Paleocénico – Máximo Térmico Eocénico (PETM) há 56 milhões de anos, até um máximo durante o Óptimo Eocénico há cerca de 49 milhões de anos. Durante este período de tempo, pouco ou nenhum gelo esteve presente na Terra com uma menor diferença de temperatura desde o equador até os pólos. Seguindo o máximo, houve uma descida para um clima de gelo do Óptimo Eocénico para a transição Eocénico-Oligocénico, há 34 milhões de anos atrás. Durante essa diminuição o gelo começou a reaparecer nos pólos, e a transição Eoceno-Oligoceno é o período de tempo em que a camada de gelo antártica começou a se expandir rapidamente.
Avolução dos gases de efeito estufa atmosféricos
Gases de efeito estufa, em particular dióxido de carbono e metano, tiveram um papel significativo durante o Eoceno no controle da temperatura da superfície. O fim do PETM foi atingido com um sequestro muito grande de dióxido de carbono sob a forma de clatrato de metano, carvão e petróleo bruto no fundo do Oceano Ártico, que reduziu o dióxido de carbono atmosférico. Este evento foi semelhante em magnitude à liberação massiva de gases de efeito estufa no início do PETM, e é possível que o seqüestro tenha sido devido principalmente ao enterramento de carbono orgânico e à meteorização de silicatos. Para o início do Eoceno, há muita discussão sobre a quantidade de dióxido de carbono na atmosfera. Isto se deve a numerosos procuradores que representam diferentes conteúdos de dióxido de carbono atmosférico. Por exemplo, diversos substitutos geoquímicos e paleontológicos indicam que no máximo do calor global os valores de dióxido de carbono atmosférico estavam entre 700 – 900 ppm enquanto outros substitutos, como o carbonato pedogênico (construção do solo) e os isótopos de boro marinho indicam grandes mudanças de dióxido de carbono de mais de 2.000 ppm em períodos de tempo inferiores a 1 milhão de anos. Fontes para este grande influxo de dióxido de carbono poderiam ser atribuídas à fuga de gás vulcânico devido à fissuração do Atlântico Norte ou à oxidação do metano armazenado em grandes reservatórios depositados do evento PETM no fundo do mar ou em ambientes de zonas húmidas. Pelo contrário, hoje os níveis de dióxido de carbono estão a 400 ppm ou .04%.
No início do Eoceno, o metano era outro gás de efeito estufa que tinha um efeito drástico sobre o clima. Em comparação com o dióxido de carbono, o metano tem conseqüências muito mais elevadas em relação à temperatura, já que o metano tem ~23 vezes mais efeito por molécula do que o dióxido de carbono em uma escala de 100 anos (tem um potencial de aquecimento global maior). A maioria do metano liberado na atmosfera durante esse período de tempo teria sido proveniente de zonas úmidas, pântanos e florestas. A concentração atmosférica de metano hoje é de 0,000179% ou 1,79 ppmv. Devido ao clima mais quente e à subida do nível do mar associada ao Eoceno precoce, mais zonas húmidas, mais florestas e mais depósitos de carvão estariam disponíveis para a libertação de metano. Comparando a produção precoce de metano do Eoceno com os níveis atuais de metano atmosférico, o Eoceno precoce seria capaz de produzir o triplo da quantidade da produção atual de metano. As temperaturas quentes durante o Eoceno precoce poderiam ter aumentado as taxas de produção de metano, e o metano que é liberado na atmosfera, por sua vez, aqueceria a troposfera, esfriaria a estratosfera, e produziria vapor de água e dióxido de carbono através da oxidação. A produção biogênica de metano produz dióxido de carbono e vapor de água junto com o metano, além de produzir radiação infravermelha. A decomposição do metano em uma atmosfera de oxigênio produz monóxido de carbono, vapor de água e radiação infravermelha. O monóxido de carbono não é estável e, ao fazê-lo, acaba por se tornar dióxido de carbono, libertando ainda mais radiação infravermelha. O vapor de água, prende mais infravermelho do que o dióxido de carbono.
O Eoceno do meio ao fim marca não só a mudança do aquecimento para o resfriamento, mas também a mudança no dióxido de carbono de crescente para decrescente. No final do Eocene Optimum, o dióxido de carbono começou a diminuir devido ao aumento da produtividade do plâncton silicioso e do enterramento do carbono marinho. No início do Eoceno Médio, um evento que pode ter desencadeado ou ajudado na redução do dióxido de carbono foi o evento Azolla, há cerca de 49 milhões de anos. Com o clima equitável durante o início do Eoceno, as temperaturas quentes no Ártico permitiram o crescimento do azolla, que é um feto aquático flutuante, no Oceano Ártico. Em comparação com os níveis actuais de dióxido de carbono, estes azóis cresceram rapidamente nos níveis elevados de dióxido de carbono encontrados no início do Eocénico. À medida que estes azóis se afundavam no Oceano Árctico, enterraram-se e sequestraram o seu carbono no fundo do mar. Este evento poderia ter levado a uma diminuição do dióxido de carbono atmosférico de até 470 ppm. Assumindo que as concentrações de dióxido de carbono estavam a 900 ppmv antes do Evento Azolla eles teriam caído para 430 ppmv, ou 40 ppmv mais do que estão hoje, após o Evento Azolla. Outro evento durante o Eoceno Médio que foi uma reversão repentina e temporária das condições de resfriamento foi o Ótimo Climático Eocênico Médio. Há cerca de 41,5 milhões de anos, a análise isotópica estável de amostras de locais de perfuração do Oceano Sul indicou um evento de aquecimento durante 600 mil anos. Foi observado um forte aumento do dióxido de carbono atmosférico com um máximo de 4000 ppm: a maior quantidade de dióxido de carbono atmosférico detectada durante o Eoceno. A principal hipótese para uma transição tão radical foi devido à deriva continental e à colisão do continente indiano com o continente asiático e a consequente formação dos Himalaias. Outra hipótese envolve um extenso rifting no fundo do mar e reações metamórficas de descarbonatação liberando quantidades consideráveis de dióxido de carbono para a atmosfera.
No final do Ótimo Climático Eocênico Médio, o resfriamento e a retirada do dióxido de carbono continuaram através do Eoceno tardio e na transição Eoceno-Oligocênico há cerca de 34 milhões de anos. Vários substitutos, tais como isótopos de oxigênio e alcenos, indicam que na transição Eoceno-Oligoceno, a concentração atmosférica de dióxido de carbono tinha diminuído para cerca de 750-800 ppm, aproximadamente o dobro dos níveis atuais.
Eoceno Médio e o problema climático equável
Uma das características únicas do clima do Eoceno como mencionado anteriormente era o clima equável e homogêneo que existia nas partes iniciais do Eoceno. Uma multidão de procurações suporta a presença de um clima eqüitativo mais quente durante este período de tempo. Alguns destes procuradores incluem a presença de fósseis nativos de climas quentes, tais como crocodilos, localizados nas latitudes mais altas, a presença nas altas latitudes de flora tolerante ao gelo, tais como palmeiras que não podem sobreviver durante os congelamentos sustentados, e fósseis de cobras encontrados nos trópicos que exigiriam temperaturas médias muito mais altas para sustentá-los. O uso de isótopos para determinar as temperaturas dos oceanos indica temperaturas da superfície do mar nos trópicos tão altas como 35 °C (95 °F) e temperaturas da água do fundo que são 10 °C (18 °F) superiores aos valores actuais. Com estas temperaturas da água de fundo, as temperaturas em áreas onde as águas profundas se formam perto dos pólos não podem ser muito mais frias do que as temperaturas da água de fundo.
Surge um problema, no entanto, quando se tenta modelar o Eoceno e reproduzir os resultados que são encontrados com os dados proxy. Usando todas as diferentes faixas de gases de efeito estufa que ocorreram durante o início do Eoceno, os modelos foram incapazes de produzir o aquecimento que foi encontrado nos pólos e a reduzida sazonalidade que ocorre com os invernos nos pólos sendo substancialmente mais quentes. Os modelos, embora prevendo com precisão os trópicos, tendem a produzir temperaturas significativamente mais frias de até 20 °C (36 °F) abaixo da temperatura real determinada nos pólos. Este erro foi classificado como o “problema climático equível”. Para resolver este problema, a solução envolveria encontrar um processo para aquecer os pólos sem aquecer os trópicos. Algumas hipóteses e testes que tentam encontrar o processo estão listados abaixo.
Lagos grandes
Devido à natureza da água em oposição à terra, menos variabilidade de temperatura estaria presente se uma grande massa de água também estivesse presente. Numa tentativa de tentar mitigar as temperaturas polares de arrefecimento, foram propostos grandes lagos para mitigar as mudanças climáticas sazonais. Para replicar este caso, um lago foi inserido na América do Norte e um modelo climático foi executado usando níveis variáveis de dióxido de carbono. O modelo concluiu que enquanto o lago reduziu a sazonalidade da região maior do que apenas um aumento de dióxido de carbono, a adição de um grande lago foi incapaz de reduzir a sazonalidade para os níveis mostrados pelos dados florais e faunísticos.
Transporte de calor do oceano
O transporte de calor dos trópicos para os pólos, muito parecido com o modo como o transporte de calor oceânico funciona nos tempos modernos, foi considerado uma possibilidade para o aumento da temperatura e redução da sazonalidade para os pólos. Com o aumento da temperatura da superfície do mar e o aumento da temperatura das águas profundas do oceano durante o início do Eoceno, uma hipótese comum era que devido a estes aumentos haveria um maior transporte de calor dos trópicos para os pólos. Simulando essas diferenças, os modelos produziram menor transporte de calor devido aos menores gradientes de temperatura e foram mal sucedidos na produção de um clima equânime apenas do transporte de calor oceânico.
Parâmetros orbitais
Embora tipicamente vistos como um controle do crescimento do gelo e da sazonalidade, os parâmetros orbitais foram teorizados como um possível controle das temperaturas continentais e da sazonalidade. A simulação do Eoceno usando um planeta livre de gelo, excentricidade, obliquidade e precessão foram modificados em diferentes execuções de modelos para determinar todos os diferentes cenários possíveis que poderiam ocorrer e seus efeitos na temperatura. Um caso particular levou a invernos mais quentes e verões mais frios em até 30% no continente norte-americano, e reduziu a variação sazonal da temperatura em até 75%. Enquanto os parâmetros orbitais não produziram o aquecimento nos pólos, os parâmetros mostraram um grande efeito na sazonalidade e precisavam ser considerados.
Polar stratospheric clouds
Outro método considerado para produzir as temperaturas polares quentes foram as polar stratospheric clouds. Nuvens polares estratosféricas são nuvens que ocorrem na estratosfera inferior a temperaturas muito baixas. As nuvens polares estratosféricas têm um grande impacto no forçamento radiativo. Devido às suas propriedades albedo mínimas e sua espessura óptica, as nuvens polares estratosféricas atuam de forma semelhante a um gás de efeito estufa e capturam a radiação de onda longa que sai. Diferentes tipos de nuvens polares estratosféricas ocorrem na atmosfera: nuvens polares estratosféricas que são criadas devido a interações com ácido nítrico ou sulfúrico e água (Tipo I) ou nuvens polares estratosféricas que são criadas apenas com gelo de água (Tipo II).
Metano é um fator importante na criação das nuvens polares estratosféricas primárias de Tipo II que foram criadas no início do Eoceno. Como o vapor de água é a única substância de suporte usada nas nuvens polares estratosféricas do Tipo II, a presença de vapor de água na estratosfera inferior é necessária onde na maioria das situações a presença de vapor de água na estratosfera inferior é rara. Quando o metano é oxidado, uma quantidade significativa de vapor de água é liberada. Outro requisito para as nuvens polares da estratosfera é a temperatura fria para garantir a condensação e a produção de nuvens. A produção de nuvens polares estratosféricas, uma vez que requer as temperaturas frias, é normalmente limitada às condições nocturnas e de inverno. Com esta combinação de condições mais húmidas e frias na baixa estratosfera, as nuvens polares estratosféricas poderiam ter-se formado em vastas áreas nas Regiões Polares.
Para testar os efeitos das nuvens polares estratosféricas sobre o clima do Eoceno, foram executados modelos comparando os efeitos das nuvens polares estratosféricas nos pólos com um aumento do dióxido de carbono atmosférico. Uma multidão de feedbacks também ocorreu nos modelos devido à presença das nuvens polares estratosféricas. Qualquer crescimento de gelo era imensamente retardado e levaria a qualquer derretimento do gelo presente. Apenas os pólos foram afetados com a mudança de temperatura e os trópicos não foram afetados, o que, com um aumento do dióxido de carbono atmosférico, faria com que os trópicos também aumentassem de temperatura. Devido ao aquecimento da troposfera pelo aumento do efeito estufa das nuvens polares estratosféricas, a estratosfera esfriaria e potencialmente aumentaria a quantidade de nuvens polares estratosféricas.
Embora as nuvens polares estratosféricas pudessem explicar a redução do equador para o gradiente de temperatura dos pólos e o aumento das temperaturas nos pólos durante o início do Eoceno, há alguns inconvenientes em manter as nuvens polares estratosféricas por um longo período de tempo. Foram utilizados modelos separados para determinar a sustentabilidade das nuvens polares estratosféricas. O metano precisaria ser continuamente liberado e sustentado para manter o vapor de água estratosférica inferior. Quantidades crescentes de gelo e núcleos de condensação seriam necessárias para que a nuvem polar estratosférica se sustentasse e eventualmente se expandisse.
Hipertérmicos através do Eoceno Primitivo
Durante o aquecimento no Eoceno Primitivo entre 52 e 55 milhões de anos atrás, houve uma série de mudanças de curto prazo na composição dos isótopos de carbono no oceano. Essas mudanças isotópicas ocorreram devido à liberação de carbono do oceano para a atmosfera que levou a um aumento de temperatura de 4-8 °C (7,2-14,4 °F) na superfície do oceano. Estes hipertérmicos levaram a um aumento das perturbações nos foraminíferos planctónicos e bentónicos, com uma maior taxa de sedimentação como consequência das temperaturas mais quentes. A recente análise e pesquisa destes hipertérmicos no início do Eoceno levou a hipóteses de que os hipertérmicos são baseados em parâmetros orbitais, em particular a excentricidade e a obliquidade. Os hipertérmicos no Eoceno precoce, notadamente o Paleoceno-Eoceno Máximo Térmico (PETM), o Eoceno Máximo Térmico 2 (ETM2), e o Eoceno Máximo Térmico 3 (ETM3), foram analisados e descobriram que o controle orbital pode ter tido um papel no acionamento do ETM2 e ETM3.
Clima de estufa para gelo
O Eoceno não só é conhecido por conter o período mais quente durante o Cenozóico, mas também marcou o declínio para um clima de gelo e a rápida expansão da camada de gelo Antártico. A transição de um clima de aquecimento para um clima de arrefecimento começou há ~49 milhões de anos. Isótopos de carbono e oxigênio indicam uma mudança para um clima de resfriamento global. A causa do resfriamento tem sido atribuída a uma diminuição significativa de >2000 ppm nas concentrações atmosféricas de dióxido de carbono. Uma das causas propostas para a redução do dióxido de carbono durante o aquecimento da transição para o arrefecimento foi o evento Azolla. O aumento do calor nos pólos, a bacia do Ártico isolada durante o início do Eoceno, e as quantidades significativamente elevadas de dióxido de carbono possivelmente levaram ao florescimento do azolla através do Oceano Ártico. O isolamento do Oceano Árctico levou à estagnação das águas e à medida que o azolla se afundava no fundo do mar, eles se tornaram parte dos sedimentos e efetivamente sequestraram o carbono. A capacidade do azolla de sequestrar o carbono é excepcional, e o aumento do enterramento do azolla poderia ter tido um efeito significativo no conteúdo de carbono atmosférico mundial e pode ter sido o evento para iniciar a transição para um clima de casa de gelo. O arrefecimento após este evento continuou devido à diminuição contínua do dióxido de carbono atmosférico da produtividade orgânica e do clima da construção de montanhas.
O arrefecimento global continuou até que houve uma grande inversão do arrefecimento para o aquecimento indicado no Oceano Sul, há cerca de 42-41 milhões de anos. A análise dos isótopos de oxigênio mostrou uma grande mudança negativa na proporção de isótopos de oxigênio mais pesados para isótopos de oxigênio mais leves, o que indica um aumento nas temperaturas globais. Este evento de aquecimento é conhecido como o Óptimo Climático Eocénico Médio. A causa do aquecimento é considerada principalmente devido ao aumento do dióxido de carbono, uma vez que as assinaturas de isótopos de carbono excluem grandes liberações de metano durante este aquecimento de curto prazo. O aumento do dióxido de carbono atmosférico é considerado como sendo devido ao aumento das taxas de propagação do solo marinho entre a Austrália e a Antártida e ao aumento das quantidades de vulcanismo na região. Outro possível aumento do dióxido de carbono atmosférico poderia ser durante um aumento súbito com a liberação metamórfica durante a orogenia do Himalaia, porém os dados sobre o momento exato da liberação metamórfica de dióxido de carbono atmosférico não estão bem resolvidos nos dados. Estudos recentes mencionaram, no entanto, que a remoção do oceano entre a Ásia e a Índia poderia liberar quantidades significativas de dióxido de carbono. Este aquecimento é de curta duração, já que registros de isótopos bentônicos de oxigênio indicam um retorno ao resfriamento de ~40 milhões de anos atrás.
O resfriamento continuou durante todo o resto do Eoceno Final na transição Eoceno-Oligoceno. Durante o período de resfriamento, os isótopos bentônicos de oxigênio mostram a possibilidade de criação de gelo e aumento do gelo durante este resfriamento posterior. O fim do Eoceno e início do Oligoceno é marcado pela expansão maciça da área da camada de gelo da Antártida, que foi um grande passo para o clima do armazém de gelo. Juntamente com a diminuição do dióxido de carbono atmosférico reduzindo a temperatura global, fatores orbitais na criação de gelo podem ser vistos com 100.000 anos e 400.000 anos de flutuações nos registros de isótopos bentônicos de oxigênio. Outra contribuição importante para a expansão da camada de gelo foi a criação da corrente circumpolar antártica. A criação da corrente circumpolar antártica isolaria a água fria ao redor da Antártida, o que reduziria o transporte de calor para a Antártida juntamente com a criação de giros oceânicos que resultariam no afloramento de águas de fundo mais frias. A questão com esta hipótese de considerar que este é um fator para a transição Eoceno-Oligocénica é que o momento da criação da circulação é incerto. Para Drake Passage, os sedimentos indicam que a abertura ocorreu há ~41 milhões de anos, enquanto a tectônica indica que isso ocorreu há ~32 milhões de anos.
Palaeogeografia
Durante o Eoceno, os continentes continuaram à deriva em direção às suas posições atuais.
No início do período, Austrália e Antártica permaneceram ligadas, e correntes equatoriais quentes misturadas com águas Antárticas mais frias, distribuindo o calor ao redor do planeta e mantendo as temperaturas globais altas, mas quando a Austrália se separou do continente do sul por volta de 45 Ma, as correntes equatoriais quentes foram encaminhadas para longe da Antártica. Um canal de água fria isolado desenvolveu-se entre os dois continentes. A região Antártica esfriou, e o oceano ao redor da Antártica começou a congelar, enviando água fria e gelo para o norte, reforçando o resfriamento.
O supercontinente norte da Laurasia começou a se separar, enquanto a Europa, a Groenlândia e a América do Norte se separavam.
No oeste da América do Norte, a construção de montanhas começou no Eoceno, e enormes lagos se formaram nas altas bacias planas entre as elevações, resultando na deposição da lagerstätte de Formação do Rio Verde.
Em cerca de 35 Ma, um impacto asteróide na costa leste da América do Norte formou a cratera de impacto da Baía de Chesapeake.
Na Europa, o Mar de Tethys finalmente desapareceu, enquanto a elevação dos Alpes isolou o seu remanescente final, o Mediterrâneo, e criou outro mar raso com arquipélagos insulares ao norte. Embora o Atlântico Norte estivesse se abrindo, uma ligação terrestre parece ter permanecido entre a América do Norte e a Europa, uma vez que as faunas das duas regiões são muito semelhantes.
A Índia continuou sua jornada longe da África e começou sua colisão com a Ásia, dobrando os Himalaias para a existência.
Posita-se a hipótese de que o mundo hothouse eoceno foi causado pelo aquecimento global fugitivo dos clátedros de metano liberados nas profundezas dos oceanos. Os clatócrates foram enterrados sob a lama que foi perturbada quando os oceanos aqueceram. O metano (CH4) tem dez a vinte vezes o efeito estufa do dióxido de carbono (CO2).
Flora
No início do Eoceno, as altas temperaturas e os oceanos quentes criaram um ambiente úmido e ameno, com florestas espalhadas por toda a Terra de pólo a pólo. Além dos desertos mais secos, a Terra deve ter sido inteiramente coberta por florestas.
As florestas polares eram bastante extensas. Foram encontrados fósseis e até restos preservados de árvores como o cipreste do pântano e a madeira vermelha da aurora do Eoceno na Ilha Ellesmere no Ártico. Mesmo naquela época, a Ilha Ellesmere estava apenas a alguns graus de latitude mais ao sul do que é hoje. Fósseis de árvores e plantas subtropicais e até tropicais do Eoceno também foram encontrados na Groenlândia e no Alasca. As florestas tropicais cresceram até ao norte da América do Norte e Europa.
As árvores calmas cresceram até ao norte do Alasca e norte da Europa durante o início do Eoceno, embora se tenham tornado menos abundantes à medida que o clima arrefecia. As matas vermelhas da madrugada também eram muito mais extensas.
O arrefecimento começou em meados do período, e no final do Eoceno os interiores continentais tinham começado a secar, com o desbaste considerável das florestas em algumas áreas. As gramíneas recém desenvolvidas ainda estavam confinadas às margens de rios e margens de lagos, e ainda não tinham se expandido para planícies e savanas.
O resfriamento também trouxe mudanças sazonais. Árvores decíduas, mais capazes de lidar com grandes mudanças de temperatura, começaram a ultrapassar as espécies tropicais sempre verdes. No final do período, as florestas decíduas cobriam grandes partes dos continentes do norte, incluindo a América do Norte, Eurásia e Ártico, e as florestas tropicais mantidas apenas na América do Sul equatorial, África, Índia e Austrália.
Antárctica, que começou o Eoceno cercado por uma floresta tropical temperada a sub-tropical, tornou-se muito mais fria à medida que o período avançava; a flora tropical amante do calor foi dizimada, e no início do Oligoceno, o continente abrigava florestas de folha caduca e vastos trechos de tundra.
Fauna
Os fósseis mais antigos conhecidos da maioria das ordens modernas de mamíferos aparecem num breve período durante o início do Eoceno. No início do Eoceno, vários novos grupos de mamíferos chegaram à América do Norte. Estes mamíferos modernos, como artiodáctilos, perissodáctilos e primatas, tinham características como pernas longas e finas, pés e mãos capazes de agarrar, assim como dentes diferenciados adaptados para mastigar. Reinavam as formas anãs. Todos os membros das novas ordens de mamíferos eram pequenos, com menos de 10 kg; com base nas comparações do tamanho dos dentes, os mamíferos Eocene eram apenas 60% do tamanho dos primitivos mamíferos Paleocenos que os precederam. Eles também eram menores do que os mamíferos que os seguiram. Supõe-se que as temperaturas quentes do Eoceno favoreceram os animais menores que eram mais capazes de controlar o calor.
Cambos grupos de ungulados modernos (animais cascos) tornaram-se predominantes por causa de uma grande radiação entre a Europa e a América do Norte, juntamente com ungulados carnívoros como Mesonyx. Apareceram formas iniciais de muitas outras ordens modernas de mamíferos, incluindo morcegos, proboscidianos (elefantes), primatas, roedores e marsupiais. As formas primitivas mais antigas de mamíferos diminuíram em variedade e importância. Foram encontrados restos fósseis importantes da fauna terrestre eocena na parte ocidental da América do Norte, Europa, Patagônia, Egito e sudeste da Ásia. A fauna marinha é mais conhecida do sul da Ásia e do sudeste dos Estados Unidos.
Fósseis répteis desta época, tais como fósseis de pitões e tartarugas, são abundantes. Os restos de Titanoboa, uma cobra do tamanho de um autocarro escolar, foram descobertos na América do Sul juntamente com outros grandes reptilianos megafauna. Durante o Eoceno, as plantas e as faunas marinhas tornaram-se bastante modernas. Muitas ordens modernas de aves apareceram pela primeira vez no Eoceno.
Faunas fósseis ricas em fósseis são conhecidas do Eoceno, nomeadamente o âmbar báltico encontrado principalmente ao longo da costa sul do Mar Báltico, o âmbar da Bacia de Paris, França, a Formação de Peles, Dinamarca e as Bembridge Marls da Ilha de Wight, Inglaterra. Os insectos encontrados nos depósitos eocénicos são na sua maioria atribuíveis aos géneros modernos, embora frequentemente estes géneros não ocorram actualmente na área. Por exemplo, o gênero bibionídeo Plecia é comum em faunas fósseis de áreas atualmente temperadas, mas apenas vive hoje nos trópicos e subtropicais.
Oceanos
Os oceanos do Eoceno eram quentes e repletos de peixes e outra vida marinha. Os primeiros tubarões carcarinídeos evoluíram, assim como os primeiros mamíferos marinhos, incluindo o Basilosaurus, uma espécie primitiva de baleia que se pensa descender de animais terrestres que existiam anteriormente no Eoceno, os predadores de cascos chamados mesoníquidos, dos quais o Mesonyx era membro. As primeiras sereias, parentes dos elefantes, também evoluíram nesta época.
Eocene-Oligocene extinção
O fim do Eoceno foi marcado pelo evento de extinção do Eocene-Oligocene, também conhecido como Grande Coupure.
A história acima é baseada em materiais fornecidos pela Wikipedia