Epocha eocénu
Epocha eocénu, trvající od před 56 do před 33,9 miliony let, je hlavní dělení geologické časové stupnice a druhá epocha období paleogénu v kenozoiku. Eocén zahrnuje období od konce epochy paleocénu do začátku epochy oligocénu. Začátek eocénu je poznamenán krátkým obdobím, kdy byla koncentrace izotopu uhlíku 13C v atmosféře mimořádně nízká ve srovnání s běžnějším izotopem 12C. Konec je stanoven na velkou událost vymírání zvanou Grande Coupure (v kontinuitě „velký zlom“) nebo eocén-oligocénní vymírání, které může souviset s dopadem jednoho nebo více velkých bolidů na Sibiři a v oblasti dnešního Chesapeake Bay. Stejně jako u jiných geologických období jsou vrstvy, které vymezují začátek a konec epochy, dobře identifikovány, i když jejich přesná datace je poněkud nejistá.
Název eocén pochází z řeckého ἠώς (eos, úsvit) a καινός (kainos, nový) a odkazuje na „úsvit“ moderní („nové“) fauny, která se během této epochy objevila.
Dělení
Epocha eocénu se obvykle člení na časné a pozdní, nebo – což je obvyklejší – na časné, střední a pozdní dělení. Odpovídající horniny se označují jako spodní, střední a svrchní eocén. Z výše uvedených stupňů tvoří ypresian a někdy i lutetian raný, priabonian a někdy i bartonian pozdní stav; případně se lutetian a bartonian spojují jako střední eocén.
Klima
Epocha eocénu obsahovala širokou škálu různých klimatických podmínek, které zahrnují nejteplejší klima v kenozoiku a končí ledovým klimatem. Vývoj eocenního klimatu začal oteplením po skončení paleocenně-eocenního tepelného maxima (PETM) před 56 miliony let až po maximum během eocenního optima před přibližně 49 miliony let. V tomto období bylo na Zemi málo ledu nebo vůbec žádný a teplotní rozdíly od rovníku k pólům byly menší. Po maximu následoval pokles do ledového klimatu od eocénního optima do přechodu eocénu do oligocénu před 34 miliony let. Během tohoto poklesu se na pólech začal znovu objevovat led a přechod eocénu do oligocénu je obdobím, kdy se antarktický ledový příkrov začal rychle rozšiřovat.
Vývoj skleníkových plynů v atmosféře
Skleníkové plyny, zejména oxid uhličitý a metan, hrály během eocénu významnou roli při regulaci povrchové teploty. Konec PETM se setkal s velmi rozsáhlou sekvestrací oxidu uhličitého ve formě klatrátu metanu, uhlí a ropy na dně Severního ledového oceánu, která snížila množství oxidu uhličitého v atmosféře. Tato událost měla podobný rozsah jako masivní uvolňování skleníkových plynů na začátku PETM a předpokládá se, že sekvestrace byla způsobena především pohřbením organického uhlíku a zvětráváním silikátů. Pro raný eocén se hodně diskutuje o tom, kolik oxidu uhličitého je v atmosféře. Důvodem jsou četné proxies představující různý obsah oxidu uhličitého v atmosféře. Například různé geochemické a paleontologické proxy ukazují, že v době maxima globálního oteplení byly hodnoty atmosférického oxidu uhličitého na úrovni 700-900 ppm, zatímco jiné proxy, jako jsou pedogenní (půdotvorné) karbonáty a mořské izotopy bóru, naznačují velké změny oxidu uhličitého o více než 2000 ppm v časovém období kratším než 1 milion let. Zdroje tohoto velkého přílivu oxidu uhličitého lze připsat vulkanickému vypouštění plynů v důsledku severoatlantického riftingu nebo oxidaci metanu uloženého ve velkých zásobnících uložených z události PETM na mořském dně nebo v mokřadním prostředí. Pro srovnání, dnes je hladina oxidu uhličitého na úrovni 400 ppm, tj. 0,04 %.
Na počátku eocénu byl dalším skleníkovým plynem, který měl drastický vliv na klima, metan. Ve srovnání s oxidem uhličitým má metan mnohem větší důsledky, pokud jde o teplotu, protože metan má ~23krát větší účinek na molekulu než oxid uhličitý v měřítku 100 let (má vyšší potenciál globálního oteplování). Většina metanu uvolněného do atmosféry v tomto období by měla pocházet z mokřadů, bažin a lesů. Dnešní koncentrace metanu v atmosféře je 0,000179 % neboli 1,79 ppmv. Vzhledem k teplejšímu klimatu a zvyšování mořské hladiny spojenému s počátkem eocénu by bylo pro uvolňování metanu k dispozici více mokřadů, více lesů a více ložisek uhlí. Porovnáme-li produkci metanu v raném eocénu se současnou úrovní metanu v atmosféře, zjistíme, že raný eocén by byl schopen produkovat trojnásobek současné produkce metanu. Teploty v raném eocénu mohly zvýšit míru produkce metanu a metan uvolňovaný do atmosféry by následně ohříval troposféru, ochlazoval stratosféru a oxidací produkoval vodní páru a oxid uhličitý. Biogenní produkce metanu produkuje spolu s metanem oxid uhličitý a vodní páru a také infračervené záření. Rozkladem metanu v kyslíkové atmosféře vzniká oxid uhelnatý, vodní pára a infračervené záření. Oxid uhelnatý není stabilní, takže se nakonec přemění na oxid uhličitý, při čemž se uvolňuje další infračervené záření. Vodní pára zachycuje více infračerveného záření než oxid uhličitý.
Ve středním až pozdním eocénu dochází nejen k přechodu od oteplování k ochlazování, ale také ke změně oxidu uhličitého z rostoucího na klesající. Na konci eocenního optima začal oxid uhličitý klesat v důsledku zvýšené produktivity křemičitého planktonu a pohřbívání uhlíku v moři. Na počátku středního eocénu byla událostí, která mohla vyvolat nebo napomoci odčerpávání oxidu uhličitého, událost Azolla před přibližně 49 miliony let. Díky vyrovnanému klimatu na počátku eocénu umožnily teplé teploty v Arktidě růst azolly, což je plovoucí vodní kapradina, v Severním ledovém oceánu. V porovnání se současnými hodnotami oxidu uhličitého tyto azolly rychle rostly při zvýšených hodnotách oxidu uhličitého, které se vyskytovaly na počátku eocénu. Když tyto azolly klesly do Severního ledového oceánu, pohřbily se a pohltily svůj uhlík do mořského dna. Tato událost mohla vést ke snížení obsahu oxidu uhličitého v atmosféře až o 470 ppm. Za předpokladu, že koncentrace oxidu uhličitého byla před událostí s azolami na úrovni 900 ppmv, klesla by po události s azolami na 430 ppmv, tedy o 40 ppmv více než dnes. Další událostí během středního eocénu, která byla náhlým a dočasným zvratem podmínek ochlazení, bylo středoeocénní klimatické optimum. Přibližně před 41,5 miliony let ukázala stabilní izotopová analýza vzorků z vrtů v jižním oceánu oteplení na dobu 600 tisíc let. Byl pozorován prudký nárůst atmosférického oxidu uhličitého s maximem 4000 ppm: nejvyšší množství atmosférického oxidu uhličitého zjištěné během eocénu. Hlavní hypotéza tak radikálního přechodu byla způsobena kontinentálním driftem a srážkou kontinentu Indie s kontinentem Asie a následným vznikem Himálaje. Další hypotéza zahrnuje rozsáhlé riftování mořského dna a metamorfní dekarbonatační reakce, při nichž se do atmosféry uvolnilo značné množství oxidu uhličitého.
Na konci středoeocenního klimatického optima pokračovalo ochlazování a úbytek oxidu uhličitého i v pozdním eocénu a na přechodu eocénu do oligocénu před přibližně 34 miliony let. Několik zástupných ukazatelů, jako jsou izotopy kyslíku a alkenony, naznačuje, že na přechodu eocénu do oligocénu klesla koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře na přibližně 750-800 ppm, což je přibližně dvakrát více než v současnosti.
Raný eocén a problém vyrovnaného klimatu
Jedním z jedinečných rysů klimatu eocénu, jak již bylo zmíněno, bylo vyrovnané a homogenní klima, které existovalo v raných částech eocénu. Množství zástupných ukazatelů potvrzuje přítomnost teplejšího vyrovnaného klimatu, které bylo v tomto období přítomno. Několik z těchto zástupných důkazů zahrnuje přítomnost zkamenělin původem z teplého podnebí, jako jsou krokodýli, nacházející se ve vyšších zeměpisných šířkách, přítomnost mrazuvzdorné flóry ve vysokých zeměpisných šířkách, jako jsou palmy, které nemohou přežít během trvalých mrazů, a zkameněliny hadů nalezených v tropech, které by vyžadovaly mnohem vyšší průměrné teploty, aby se udržely. Použití izotopových proxy k určení teplot oceánů ukazuje, že teploty mořské hladiny v tropech dosahují až 35 °C a teploty spodní vody jsou o 10 °C vyšší než dnešní hodnoty. Při těchto teplotách spodní vody nemohou být teploty v oblastech, kde se v blízkosti pólů tvoří hluboké vody, o mnoho nižší než teploty spodní vody.
Problém však nastává při pokusu o modelování eocénu a reprodukci výsledků, které byly zjištěny pomocí proxy dat. Při použití všech různých rozsahů skleníkových plynů, které se vyskytovaly během raného eocénu, nebyly modely schopny vytvořit oteplení, které bylo zjištěno na pólech, a sníženou sezónnost, k níž dochází při podstatně teplejších zimách na pólech. Modely sice přesně předpovídají tropy, ale mají tendenci produkovat výrazně nižší teploty až o 20 °C (36 °F) pod skutečně zjištěnou teplotou na pólech. Tato chyba byla klasifikována jako „problém vyrovnaného klimatu“. Řešení tohoto problému by zahrnovalo nalezení postupu, jak oteplit póly, aniž by došlo k oteplení tropů. Některé hypotézy a testy, které se pokoušejí tento proces nalézt, jsou uvedeny níže.
Velká jezera
Vzhledem k povaze vody na rozdíl od pevniny by byla přítomna menší variabilita teplot, pokud je přítomna i velká vodní plocha. Ve snaze pokusit se zmírnit ochlazování polárních teplot byla navržena velká jezera, která by zmírnila sezónní změny klimatu. Pro replikaci tohoto případu bylo do Severní Ameriky vloženo jezero a byl spuštěn klimatický model s různou hladinou oxidu uhličitého. Z modelových běhů vyplynulo, že jezero sice snížilo sezónnost regionu více než pouhé zvýšení oxidu uhličitého, ale přidání velkého jezera nedokázalo snížit sezónnost na úroveň, kterou ukazují údaje o flóře a fauně.
Oceánský přenos tepla
Přenos tepla z tropů na póly, podobně jako funguje oceánský přenos tepla v moderní době, byl považován za možnou příčinu zvýšení teploty a snížení sezónnosti pro póly. Vzhledem ke zvýšeným povrchovým teplotám moře a zvýšené teplotě hlubokých oceánských vod během raného eocénu byla jednou z běžných hypotéz, že v důsledku těchto zvýšení dojde k většímu transportu tepla z tropů k pólům. Simulace těchto rozdílů vedla v modelech k nižšímu transportu tepla v důsledku nižších teplotních gradientů a nepodařilo se vytvořit vyrovnané klima pouze z transportu tepla oceánem.
Orbitální parametry
Ačkoli jsou obvykle považovány za faktor ovlivňující růst ledu a sezónnost, orbitální parametry byly teoreticky považovány za možný faktor ovlivňující kontinentální teploty a sezónnost. Při simulaci eocénu pomocí planety bez ledu byly excentricita, šikmost a precese modifikovány v různých modelových bězích, aby se určily všechny možné různé scénáře, které mohly nastat, a jejich vliv na teplotu. Jeden konkrétní případ vedl k teplejším zimám a chladnějším létům až o 30 % na severoamerickém kontinentu a snížil sezónní kolísání teplot až o 75 %. I když orbitální parametry nezpůsobily oteplení na pólech, vykazovaly velký vliv na sezónnost a bylo třeba je vzít v úvahu.
Polární stratosférická oblačnost
Další zvažovanou metodou, která způsobila vysoké polární teploty, byla polární stratosférická oblačnost. Polární stratosférická oblaka jsou oblaka, která se vyskytují ve spodní stratosféře při velmi nízkých teplotách. Polární stratosférická oblaka mají velký vliv na vyzařování. Díky svým minimálním albedovým vlastnostem a optické tloušťce působí polární stratosférické mraky podobně jako skleníkový plyn a zachycují vycházející dlouhovlnné záření. V atmosféře se vyskytují různé typy polárních stratosférických oblaků: polární stratosférické oblaky, které vznikají v důsledku interakce kyseliny dusičné nebo sírové a vody (typ I), nebo polární stratosférické oblaky, které jsou tvořeny pouze vodním ledem (typ II).
Metan je důležitým faktorem při vzniku primárních polárních stratosférických oblaků typu II, které vznikly na počátku eocénu. Protože vodní pára je jedinou podpůrnou látkou používanou v polárních stratosférických mracích typu II, je přítomnost vodní páry ve spodní stratosféře nezbytná tam, kde je ve většině situací přítomnost vodní páry ve spodní stratosféře vzácná. Při oxidaci metanu se uvolňuje značné množství vodní páry. Dalším požadavkem na polární stratosférické mraky jsou nízké teploty, které zajišťují kondenzaci a tvorbu mraků. Protože produkce polárních stratosférických oblaků vyžaduje nízké teploty, je obvykle omezena na noční a zimní podmínky. Díky této kombinaci vlhčích a chladnějších podmínek ve spodní stratosféře se polární stratosférické mraky mohly tvořit na rozsáhlých územích v polárních oblastech.
Pro ověření vlivu polárních stratosférických mraků na klima v eocénu byly spuštěny modely, které porovnávaly vliv polárních stratosférických mraků na pólech s nárůstem atmosférického oxidu uhličitého. polární stratosférické mraky měly na pólech oteplující účinek a v zimních měsících zvýšily teploty až o 20 °C. Vliv polárních stratosférických mraků na klima v polárních oblastech se projevil i v zimě. V modelech se v důsledku přítomnosti polárních stratosférických mraků objevilo také množství zpětných vazeb. Jakýkoli růst ledu se nesmírně zpomalil a vedl by k tání veškerého současného ledu. Změnou teploty byly ovlivněny pouze póly a tropy zůstaly nedotčeny, což by s nárůstem atmosférického oxidu uhličitého vedlo k nárůstu teploty i v tropech. V důsledku oteplení troposféry v důsledku zvýšeného skleníkového efektu polárních stratosférických mraků by se stratosféra ochladila a potenciálně by se zvýšilo množství polárních stratosférických mraků.
Polární stratosférické mraky by sice mohly vysvětlit snížení teplotního gradientu mezi rovníkem a póly a zvýšení teplot na pólech během raného eocénu, ale zachování polárních stratosférických mraků po delší dobu má několik nevýhod. K určení udržitelnosti polárních stratosférických mraků byly použity samostatné modelové běhy. Metan by musel být neustále uvolňován a udržován, aby se udržela spodní stratosférická vodní pára. Stále větší množství ledu a kondenzačních jader by muselo být vysoké, aby se polární stratosférický oblak udržel a nakonec rozšířil.
Hypertermály v průběhu raného eocénu
Během oteplování v raném eocénu před 52 až 55 miliony let došlo k řadě krátkodobých změn složení izotopů uhlíku v oceánu. K těmto izotopovým změnám došlo v důsledku uvolňování uhlíku z oceánu do atmosféry, které vedlo ke zvýšení teploty o 4-8 °C na povrchu oceánu. Tyto hypertermie vedly ke zvýšeným poruchám planktonních a bentických foraminifer, přičemž důsledkem vyšších teplot byla vyšší míra sedimentace. Nedávná analýza a výzkum těchto hypertermálů v raném eocénu vedly k hypotézám, že hypertermály jsou založeny na orbitálních parametrech, zejména excentricitě a šikmosti. Byla provedena analýza hypertermálů v raném eocénu, zejména paleocén-eocénního tepelného maxima (PETM), eocénního tepelného maxima 2 (ETM2) a eocénního tepelného maxima 3 (ETM3), a bylo zjištěno, že orbitální řízení mohlo hrát roli při spuštění ETM2 a ETM3.
Klima od skleníkového k ledovému
Eocén je známý nejen tím, že obsahoval nejteplejší období během kenozoika, ale také znamenal úpadek do ledového klimatu a rychlé rozšíření antarktického ledového příkrovu. Přechod od oteplujícího se klimatu k ochlazujícímu se klimatu začal před ~49 miliony let. Izotopy uhlíku a kyslíku naznačují přechod ke globálnímu ochlazování klimatu. Příčina ochlazení byla přisuzována výraznému poklesu koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře o >2000 ppm. Jednou z navrhovaných příčin snížení oxidu uhličitého během přechodu od oteplování k ochlazování byla událost Azolla. Zvýšené teplo na pólech, izolovaná arktická pánev během raného eocénu a výrazně vysoké množství oxidu uhličitého pravděpodobně vedly k rozkvětu azolly v celém Severním ledovém oceánu. Izolace Severního ledového oceánu vedla ke stagnaci vod, a jak azolla klesala na mořské dno, stala se součástí sedimentů a účinně sekvestrovala uhlík. Schopnost azolly sekvestrovat uhlík je výjimečná a zvýšené pohřbívání azolly mohlo mít významný vliv na obsah uhlíku ve světové atmosféře a mohlo být událostí, která zahájila přechod ke klimatu ledového domu. Ochlazování po této události pokračovalo v důsledku neustálého poklesu atmosférického oxidu uhličitého v důsledku organické produktivity a zvětrávání při stavbě hor.
Globální ochlazování pokračovalo, dokud nedošlo k významnému obratu od ochlazování k oteplování, který byl naznačen v Jižním oceánu přibližně před 42-41 miliony let. Analýza izotopů kyslíku ukázala velkou negativní změnu v poměru těžších izotopů kyslíku k lehčím, což svědčí o zvýšení globální teploty. Toto oteplení je známé jako středoeocénní klimatické optimum. Za příčinu oteplení je považován především nárůst oxidu uhličitého, protože izotopové znaky uhlíku vylučují větší uvolňování metanu během tohoto krátkodobého oteplení. Za příčinu nárůstu oxidu uhličitého v atmosféře se považuje zvýšená rychlost šíření mořského dna mezi Austrálií a Antarktidou a zvýšené množství vulkanismu v této oblasti. Další možný nárůst atmosférického oxidu uhličitého by mohl být během náhlého zvýšení s metamorfním uvolňováním během himálajské orogeneze, avšak údaje o přesném načasování metamorfního uvolňování atmosférického oxidu uhličitého nejsou v datech dobře vyřešeny. Nedávné studie však zmiňují, že při odstranění oceánu mezi asií a indií se mohlo uvolnit značné množství oxidu uhličitého. toto oteplení je krátkodobé, protože záznamy bentických izotopů kyslíku naznačují návrat k ochlazení před ~40 miliony let.
Ochlazení pokračovalo po celý zbytek pozdního eocénu až do přechodu eocénu do oligocénu. V období ochlazování ukazují bentické izotopy kyslíku na možnost vzniku a nárůstu ledu během tohoto pozdějšího ochlazování. Konec eocénu a začátek oligocénu je poznamenán mohutným rozšířením plochy antarktického ledového příkrovu, které bylo významným krokem do ledového klimatu. Spolu s poklesem atmosférického oxidu uhličitého snižujícím globální teplotu lze orbitální faktory tvorby ledu pozorovat na 100 000letých a 400 000letých výkyvech v záznamech bentických izotopů kyslíku. Dalším významným příspěvkem k rozšiřování ledového příkrovu bylo vytvoření antarktického cirkumpolárního proudu. Vytvoření antarktického cirkumpolárního proudu by izolovalo studenou vodu kolem Antarktidy, což by snížilo přenos tepla do Antarktidy spolu s vytvořením oceánských vírů, které mají za následek vzedmutí chladnějších spodních vod. Problémem této hypotézy o tom, že se jedná o faktor přechodu eocénu do oligocénu, je nejisté načasování vzniku cirkulace. V případě Drakeova průlivu sedimenty naznačují, že k otevření došlo před ~41 miliony let, zatímco tektonika naznačuje, že k tomu došlo před ~32 miliony let.
Paleogeografie
Během eocénu kontinenty pokračovaly v driftu směrem ke své současné poloze.
Na počátku tohoto období zůstaly Austrálie a Antarktida spojeny a teplé rovníkové proudy se mísily s chladnějšími antarktickými vodami, čímž rozváděly teplo po planetě a udržovaly vysokou globální teplotu, ale když se Austrálie kolem 45 mil. let oddělila od jižního kontinentu, byly teplé rovníkové proudy odkloněny od Antarktidy. Mezi oběma kontinenty vznikl izolovaný studený vodní kanál. Oblast Antarktidy se ochladila a oceán obklopující Antarktidu začal zamrzat a vysílal studenou vodu a ledové kry na sever, což posílilo ochlazování.
Severní superkontinent Laurasie se začal rozpadat, protože Evropa, Grónsko a Severní Amerika se od sebe oddělily.
V západní části Severní Ameriky začalo v eocénu budování pohoří a ve vysokých plochých pánvích mezi vyvřelinami se vytvořila obrovská jezera, což vedlo k usazení lagerstättu Green River Formation.
Přibližně před 35 miliony let vznikl při dopadu asteroidu na východní pobřeží Severní Ameriky impaktní kráter Chesapeake Bay.
V Evropě definitivně zaniklo moře Tethys, zatímco vyzdvižení Alp izolovalo jeho poslední zbytek, Středozemní moře, a vytvořilo další mělké moře s ostrovními souostrovími na severu. Ačkoli se otevíral severní Atlantik, mezi Severní Amerikou a Evropou zřejmě zůstalo pevninské spojení, protože fauny obou oblastí jsou si velmi podobné.
Indie pokračovala ve své cestě pryč od Afriky a začala se srážet s Asií, čímž se Himálaj složil.
Předpokládá se, že eocénní skleníkový svět byl způsoben bleskovým globálním oteplením z uvolněných metanových klatrátů hluboko v oceánech. Tyto klatráty byly pohřbeny pod bahnem, které bylo narušeno při oteplování oceánů. Metan (CH4) má desetkrát až dvacetkrát větší skleníkový efekt než oxid uhličitý (CO2).
Flóra
Na počátku eocénu vytvořily vysoké teploty a teplé oceány vlhké, balzámové prostředí s lesy rozšířenými po celé Zemi od pólu k pólu. Kromě nejsušších pouští musela být Země celá pokryta lesy.
Polární lesy byly poměrně rozsáhlé. Na Ellesmerově ostrově v Arktidě byly nalezeny zkameněliny a dokonce i zachovalé zbytky stromů, jako jsou cypřišek bahenní a sekvojovec jitrocelový z eocénu. I v té době byl Ellesmerův ostrov jen o několik stupňů zeměpisné šířky jižněji než dnes. Fosilie subtropických a dokonce tropických stromů a rostlin z eocénu byly nalezeny také v Grónsku a na Aljašce. Tropické deštné lesy rostly až na severu Severní Ameriky a Evropy.
Palmové stromy rostly na počátku eocénu až na Aljašce a v severní Evropě, i když s ochlazováním klimatu jejich výskyt klesal. Daleko rozsáhlejší byly také sekvoje jitrocelové.
Ochlazování začalo v polovině období a koncem eocénu začalo vysychání vnitrozemí kontinentů, takže lesy v některých oblastech značně prořídly. Nově vyvinuté trávy se stále omezovaly na břehy řek a jezer a ještě se nerozšířily do rovin a savan.
Ochlazení přineslo také sezónní změny. Listnaté stromy, které se lépe vyrovnávají s velkými změnami teplot, začaly vytlačovat stálezelené tropické druhy. Koncem tohoto období pokrývaly listnaté lesy velkou část severních kontinentů včetně Severní Ameriky, Eurasie a Arktidy a deštné lesy se udržely pouze v rovníkové Jižní Americe, Africe, Indii a Austrálii.
Antarktida, která začínala eocén lemovaná teplým deštným lesem mírného až subtropického pásma, se s postupujícím obdobím značně ochladila; teplo milující tropická flóra byla vyhubena a na počátku oligocénu se na kontinentu nacházely listnaté lesy a rozsáhlé oblasti tundry.
Fauna
Nejstarší známé fosilie většiny moderních řádů savců se objevují v krátkém období během raného eocénu. Na počátku eocénu se do Severní Ameriky dostalo několik nových skupin savců. Tito moderní savci, jako například sudokopytníci, perissodaktylové a primáti, měli znaky jako dlouhé, tenké nohy, chodidla a ruce schopné úchopu a také diferencované zuby uzpůsobené ke žvýkání. Vládly trpasličí formy. Všichni příslušníci nových savčích řádů byli malí, s hmotností pod 10 kg; na základě srovnání velikosti zubů dosahovali eocenní savci pouze 60 % velikosti primitivních paleocenních savců, kteří jim předcházeli. Byli také menší než savci, kteří následovali po nich. Předpokládá se, že vysoké teploty v eocénu přály menším zvířatům, která lépe zvládala horko.
Obě skupiny moderních kopytníků (kopytníků) se rozšířily díky velké radiaci mezi Evropou a Severní Amerikou spolu s masožravými kopytníky, jako je Mesonyx. Objevily se rané formy mnoha dalších moderních savčích řádů, včetně netopýrů, chobotnatců (slonů), primátů, hlodavců a vačnatců. Starší primitivní formy savců ztrácely na rozmanitosti a významu. Významné fosilní pozůstatky eocenní suchozemské fauny byly nalezeny v západní části Severní Ameriky, Evropě, Patagonii, Egyptě a jihovýchodní Asii. Mořská fauna je nejznámější z jižní Asie a jihovýchodu Spojených států.
Hojné jsou zkameněliny plazů z této doby, například fosilie krajt a želv. Pozůstatky Titanoboa, hada dlouhého jako školní autobus, byly objeveny v Jižní Americe spolu s dalšími velkými plazími megafauny. Během eocénu se rostliny a mořská fauna staly poměrně moderními. Mnoho moderních ptačích řádů se poprvé objevilo v eocénu.
Z eocénu je známo několik bohatých fosilních hmyzích faun, zejména baltský jantar vyskytující se především podél jižního pobřeží Baltského moře, jantar z Pařížské pánve ve Francii, Furské formace v Dánsku a Bembridge Marls z ostrova Wight v Anglii. Hmyz nalezený v eocenních usazeninách lze většinou přiřadit k moderním rodům, i když se často tyto rody v současné době v dané oblasti nevyskytují. Například bibionidní rod Plecia je běžný ve fosilních faunách ze současných mírných oblastí, ale dnes žije pouze v tropech a subtropech.
Oceány
Eocénní oceány byly teplé a hemžily se rybami a dalšími mořskými živočichy. Vyvinuli se první žraloci z rodu Carcharinid, stejně jako první mořští savci, včetně Basilosaura, raného druhu velryby, o němž se předpokládá, že pochází ze suchozemských živočichů, kteří existovali dříve v eocénu, kopytnatých dravců zvaných mesonychidi, k nimž patřil Mesonyx. V této době se také vyvinuli první sirény, příbuzní slonů.
Eoceno-oligocénní vymírání
Konec eocénu byl poznamenán eoceno-oligocénním vymíráním, známým také jako Grande Coupure.
Výše uvedený článek vychází z materiálů poskytnutých Wikipedií
.