| Sistema / Periodo | Serie / Época | Etapa / edad | Edad ( ma ) | |
|---|---|---|---|---|
| jurásico | Inferior / Temprano | Hettangian | mas joven | |
| Triásico | Superior / tardío | Rhaetiano | 201.3 | ~ 208.5 |
| Norian | ~ 208.5 | ~ 227 | ||
| Carnian | ~ 227 | ~ 237 | ||
| Medio | Ladiniano | ~ 237 | ~ 242 | |
| Anisia | ~ 242 | 247.2 | ||
| Inferior / Temprano | Olenekiano | 247.2 | 251.2 | |
| Indio | 251.2 | 251.902 | ||
| Pérmico | Lopingian | Changhsingian | más viejo | |
| Subdivisión del sistema triásico según el ICS , a partir de 2018. [1] | ||||
El Triásico Temprano es la primera de las tres épocasdel Período Triásico de la escala de tiempo geológica . Abarca el tiempo entre 251.902 Ma y 247.2 Ma (hace millones de años). Las rocas de esta época se conocen colectivamente como el Triásico Inferior , que es una unidad en la cronoestratigrafía . El Triásico temprano es la época más antigua del Mesozoico Era y se divide en el intervalo Induense y Olenekiense edades .
La serie Triásico inferior coincide con la etapa escita , que actualmente no está incluida en las escalas de tiempo oficiales, pero se puede encontrar en la literatura más antigua. En Europa, la mayor parte del Triásico Inferior se compone de Buntsandstein , una unidad litoestratigráfica de lechos rojos continentales .
Vida triásica temprana [ editar ]
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El evento de extinción Pérmico-Triásico generó el período Triásico. Las extinciones masivas que terminaron el período Pérmico y la era Paleozoica causaron dificultades extremas para las especies sobrevivientes. Muchos tipos de corales , braquiópodos , moluscos , equinodermos y otros invertebrados habían desaparecido por completo. Los invertebrados marinos de cáscara dura del Triásico temprano más comunes fueron bivalvos , gasterópodos , amonitas , equinoides y algunos braquiópodos articulados . El vertebrado terrestre más común fue el pequeño herbívoro.sinapsido Lystrosaurus .
Las primeras faunas triásicas carecían de biodiversidad y eran relativamente homogéneas en toda la época debido a los efectos de la extinción, la recuperación ecológica en la tierra tomó 30 millones de años. [2] El clima durante la época del Triásico Temprano (especialmente en el interior del supercontinente Pangea ) era generalmente árido, sin lluvia y seco y los desiertos estaban generalizados; Sin embargo los polos poseían un clima templado . El clima relativamente cálido del Triásico temprano puede haber sido causado por erupciones volcánicas generalizadas que aceleraron la velocidad del calentamiento global y posiblemente causaron el evento de extinción Pérmico-Triásico.
De Smith-Spathian extinción [ editar ]
Hasta hace poco, no se reconocía la existencia de un evento de extinción de aproximadamente 3 millones de años después de las extinciones finales del Pérmico, [3]posiblemente porque quedaban pocas especies para extinguirse. Sin embargo, los estudios sobre conodontos han revelado que las temperaturas aumentaron en los primeros 3 millones de años del Triásico, alcanzando finalmente temperaturas de la superficie del mar de 40 ° C (104 ° F) en los trópicos hace unos 249 millones de años. [4] Las especies grandes y móviles desaparecieron de los trópicos , y entre las especies inmóviles, como los moluscos, solo sobrevivieron las que pudieron hacer frente al calor; La mitad de los bivalvos desaparecieron. [5]En tierra, los trópicos estaban prácticamente desprovistos de vida. Los animales grandes y activos solo regresaron a los trópicos, y las plantas se recolonizaron en la tierra cuando las temperaturas volvieron a la normalidad hace unos 247 millones de años.
| Sistema / Periodo | Serie / Época | Etapa / edad | Edad ( ma ) | |
|---|---|---|---|---|
| Neógeno | mioceno | Aquitania | mas joven | |
| Paleogen | Oligoceno | Chattiano | 23.03 | 27.82 |
| Rupeliano | 27.82 | 33.9 | ||
| Eoceno | Priaboniano | 33.9 | 37.8 | |
| Bartoniano | 37.8 | 41.2 | ||
| Luterana | 41.2 | 47.8 | ||
| Ypresian | 47.8 | 56.0 | ||
| Paleoceno | Thanetian | 56.0 | 59.2 | |
| Selandian | 59.2 | 61.6 | ||
| Danian | 61.6 | 66.0 | ||
| Cretáceo | Superior / tardío | Maastrichtiano | más viejo | |
| Subdivisión del Período Paleógeno según el ICS , a partir de 2017. [1] | ||||
El Eoceno ( / i ə ˌ s i n , i oʊ - / [2] [3] ) Época, que dura de 56 a 33,9 millones de años atrás , es una división principal de la escala de tiempo geológico y la segunda época de la Paleógeno Época en la era cenozoica . El Eoceno se extiende desde el final de la Época Paleocena hasta el comienzo de la Época Oligocena . El inicio del Eoceno está marcado por un breve período en el que la concentración del isótopo de carbono 13
El nombre Eoceno proviene del griego antiguo ἠώς ( ēṓs , " amanecer ") y καινός ( kainós , "nuevo") y se refiere al "amanecer" de la fauna ("nueva") moderna que apareció durante la época.
Subdivisiones [ editar ]
La época del Eoceno se divide convencionalmente en subdivisiones tempranas, medias y tardías. Las rocascorrespondientes se denominan Eoceno inferior, medio y superior. La etapa Ypresiana constituye la etapa inferior, la etapa Priaboniana la superior; y los Luteciano y Bartonian etapas están unidos como el Eoceno medio.
Clima [ editar ]
La Época Eocena contenía una amplia variedad de condiciones climáticas diferentes que incluyen el clima más cálido de la Era Cenozoica y terminan en un clima de casa de hielo. La evolución del clima del Eoceno comenzó con el calentamiento después del final del Palaeoceno-Máximo Térmico del Eoceno (PETM) hace 56 millones de años hasta un máximo durante el Eoceno Óptimo hace alrededor de 49 millones de años. Durante este período de tiempo, hubo poca o ninguna presencia de hielo en la Tierra con una diferencia menor de temperatura entre el ecuador y los polos.. Tras el máximo se produjo un descenso a un clima de invernadero desde el Óptimo Eoceno al Eoceno-Oligoceno, hace 34 millones de años. Durante esta disminución, el hielo comenzó a reaparecer en los polos, y la transición Eoceno-Oligoceno es el período de tiempo en que la capa de hielo antártico comenzó a expandirse rápidamente.
El desprendimiento de gases invernadero de la atmósfera [ editar ]
Los gases de efecto invernadero, en particular el dióxido de carbono y el metano , desempeñaron un papel importante durante el Eoceno en el control de la temperatura de la superficie. El final del PETM se encontró con un secuestro muy grande de dióxido de carbono en forma de clatrato de metano , carbón y petróleo crudo en el fondo del Océano Ártico , que redujo el dióxido de carbono atmosférico. [7] Este evento fue similar en magnitud a la liberación masiva de gases de efecto invernadero al inicio del PETM, y se plantea la hipótesis de que el secuestro se debió principalmente al entierro de carbono orgánico y la intemperie.de silicatos. Para el Eoceno temprano hay mucha discusión sobre cuánto dióxido de carbono había en la atmósfera. Esto se debe a numerosos representantes que representan diferentes contenidos de dióxido de carbono en la atmósfera. Por ejemplo, diversos proxies geoquímicos y paleontológicos indican que, en el máximo del calor global, los valores del dióxido de carbono atmosférico fueron de 700–900 ppm [8], mientras que otros proxies como el carbonato pedogénico (construcción de suelos) y los isótopos de boro marino indican grandes cambios de carbono. Dióxido de más de 2,000 ppm en períodos de tiempo de menos de 1 millón de años. [9]Las fuentes de esta gran afluencia de dióxido de carbono podrían atribuirse a la desgasificación volcánica debida a la ruptura en el Atlántico norte oa la oxidación del metano almacenado en grandes reservorios depositados del evento PETM en el fondo del mar o en entornos de humedales. [8] Para el contraste, hoy los niveles de dióxido de carbono están en 400 ppm o 0.04%.
Aproximadamente al comienzo de la Época Eocénica (hace 55.8–33.9 millones de años), la cantidad de oxígeno en la atmósfera de la Tierra se duplicó más o menos. [10]
Durante el Eoceno temprano, el metano fue otro gas de efecto invernadero que tuvo un efecto drástico en el clima. En comparación con el dióxido de carbono, el metano tiene un efecto mucho mayor sobre la temperatura, ya que el metano es aproximadamente 34 veces más efectivo por molécula que el dióxido de carbono en una escala de 100 años (tiene un mayor potencial de calentamiento global ). [11] La mayor parte del metano liberado a la atmósfera durante este período de tiempo habría sido de humedales, pantanos y bosques. [12] La concentración atmosférica de metano en la actualidad.es 0.000179% o 1.79 ppmv. Debido al clima más cálido y al aumento del nivel del mar asociado con el Eoceno temprano, habrá más humedales, más bosques y más depósitos de carbón disponibles para la liberación de metano. Comparando la producción de metano del Eoceno temprano con los niveles actuales de metano atmosférico, el Eoceno temprano podría producir el triple de la cantidad de producción de metano actual. Las temperaturas cálidas durante el Eoceno temprano podrían haber aumentado las tasas de producción de metano, y el metano que se libera a la atmósfera a su vez calentaría la troposfera, enfriaría la estratosfera y produciría vapor de agua y dióxido de carbono a través de la oxidación. La producción biogénica de metano produce dióxido de carbono y vapor de agua junto con el metano, además de producir radiación infrarroja. La descomposición del metano en una atmósfera de oxígeno produce monóxido de carbono, Vapor de agua y radiación infrarroja. El monóxido de carbono no es estable, por lo que eventualmente se convierte en dióxido de carbono y al hacerlo libera aún más radiación infrarroja. El vapor de agua atrapa más infrarrojos que el dióxido de carbono.
El Eoceno medio y tardío marca no solo el cambio del calentamiento al enfriamiento, sino también el cambio en el dióxido de carbono de aumentar a disminuir. Al final del Eoceno Óptimo, el dióxido de carbono comenzó a disminuir debido al aumento de la productividad del plancton silíceo y al entierro de carbono marino. [8] Al comienzo del Eoceno medio, un evento que puede haber desencadenado o ayudado con la reducción del dióxido de carbono fue el evento de Azolla hace unos 49 millones de años. [13] Con el clima estable durante el Eoceno temprano, las temperaturas cálidas en el ártico permitieron el crecimiento de azolla , que es un helecho acuático flotante, en el Océano Ártico. En comparación con los niveles actuales de dióxido de carbono, estos azolla crecieron rápidamente en los niveles mejorados de dióxido de carbono encontrados en el Eoceno temprano. Cuando estos azolla se hundieron en el Océano Ártico, se enterraron y secuestraron su carbono en el fondo marino. Este evento podría haber llevado a una reducción del dióxido de carbono atmosférico de hasta 470 ppm. [13] Suponiendo que las concentraciones de dióxido de carbono fueran de 900 ppmv antes del Evento de Azolla , habrían bajado a 430 ppmv, o 30 ppmv más de lo que son hoy, después del Evento de Azolla. Otro evento durante el Eoceno medio que fue una reversión repentina y temporal de las condiciones de enfriamiento fue el Óptimo Climático del Eoceno Medio . [14]Hace aproximadamente 41.5 millones de años, el análisis isotópico estable de muestras de los sitios de perforación del Océano Austral indicaba un evento de calentamiento por 600 mil años. Se observó un fuerte aumento en el dióxido de carbono atmosférico con un máximo de 4000 ppm: la mayor cantidad de dióxido de carbono atmosférico detectado durante el Eoceno. [15] La principal hipótesis para una transición tan radical se debió a la deriva continental y la colisión del continente de India con el continente de Asia y la formación resultante de los Himalayas . Otra hipótesis involucra extensas rupturas en el fondo marino y reacciones de descarbonación metamórfica que liberan cantidades considerables de dióxido de carbono a la atmósfera. [14]
Al final del Óptimo Climático del Eoceno Medio, el enfriamiento y la reducción de dióxido de carbono continuaron a través del Eoceno tardío y en la transición Eoceno-Oligoceno hace unos 34 millones de años. Múltiples proxies, como los isótopos de oxígeno y alquenonas , indican que en la transición Eoceno-Oligoceno, la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera había disminuido a alrededor de 750–800 ppm, aproximadamente el doble que en los niveles actuales . [16] [17]
Eoceno temprano y el problema clima uniforme [ editar ]
Una de las características únicas del clima del Eoceno como se mencionó anteriormente fue el clima equitativo y homogéneo que existía en las partes tempranas del Eoceno. Una multitud de proxies apoyan la presencia de un clima más cálido y equitativo que está presente durante este período de tiempo. Algunos de estos poderes incluyen la presencia de fósiles nativos de climas cálidos, como los cocodrilos , ubicados en las latitudes más altas, [18] [19] la presencia en las latitudes altas de flora intolerante a las heladas, como las palmeras que no pueden sobrevivir durante congelaciones sostenidas, [19] [20] y fósiles de serpientes encontradas en los trópicos que requerirían temperaturas promedio mucho más altas para sostenerlas.[19] El uso de proxies de isótopos para determinar las temperaturas del océano indica temperaturas de la superficie del mar en los trópicos tan altas como 35 ° C (95 ° F) y, en relación con los valores actuales, temperaturas del agua del fondo que son 10 ° C (18 ° F) mayor. [20] Con estas temperaturas del agua de fondo, las temperaturas en áreas donde se forman aguas profundas cerca de los polos no pueden ser mucho más frías que las temperaturas del agua de fondo.
Sin embargo, surge un problema al intentar modelar el Eoceno y reproducir los resultados que se encuentran con los datos del proxy . [21] Usando todos los rangos diferentes de gases de efecto invernadero que ocurrieron durante el Eoceno temprano, los modelos no pudieron producir el calentamiento que se encontró en los polos y la estacionalidad reducida que ocurre con los inviernos en los polos que son sustancialmente más cálidos. Los modelos, aunque predicen con precisión los trópicos, tienden a producir temperaturas significativamente más frías de hasta 20 ° C (36 ° F) más bajas que la temperatura real determinada en los polos. [20]Este error ha sido clasificado como el "problema climático equitativo". Para resolver este problema, la solución consistiría en encontrar un proceso para calentar los polos sin calentar los trópicos. A continuación se enumeran algunas hipótesis y pruebas que intentan encontrar el proceso.
Grandes lagos [ editar ]
Debido a la naturaleza del agua y no a la tierra, la variabilidad de la temperatura estaría presente si también estuviera presente una gran masa de agua. En un intento de tratar de mitigar las temperaturas polares de enfriamiento, se propusieron grandes lagos para mitigar los cambios climáticos estacionales. [22] Para replicar este caso, se insertó un lago en América del Norte y se ejecutó un modelo climático utilizando distintos niveles de dióxido de carbono. El modelo concluyó que si bien el lago sí redujo la estacionalidad de la región más que solo un aumento del dióxido de carbono, la adición de un gran lago no pudo reducir la estacionalidad a los niveles mostrados por los datos florales y de fauna.
El transporte de calor del océano [ editar ]
El transporte de calor desde los trópicos a los polos, de manera muy similar a cómo funciona el transporte de calor del océano en los tiempos modernos, se consideró una posibilidad para el aumento de la temperatura y la reducción de la estacionalidad de los polos. [23] Con el aumento de las temperaturas de la superficie del mar y el aumento de la temperatura del agua de las profundidades del océano durante el Eoceno temprano, una hipótesis común fue que, debido a estos aumentos, habría un mayor transporte de calor desde los trópicos a los polos. Simulando estas diferencias, los modelos produjeron un menor transporte de calor debido a los gradientes de temperatura más bajos y no tuvieron éxito en producir un clima equitativo solo con el transporte de calor oceánico.
Parámetros orbitales [ editar ]
Si bien generalmente se considera un control sobre el crecimiento y la estacionalidad del hielo, los parámetros orbitales se teorizaron como un posible control sobre las temperaturas y la estacionalidad continentales. [24]Simulando el Eoceno mediante el uso de un planeta sin hielo, la excentricidad , la oblicuidad y la precesión se modificaron en diferentes ejecuciones del modelo para determinar todos los posibles escenarios diferentes que podrían ocurrir y sus efectos en la temperatura. Un caso particular llevó a los inviernos más cálidos y los veranos más fríos en hasta un 30% en el continente norteamericano, y redujo la variación estacional de la temperatura en hasta un 75%. Si bien los parámetros orbitales no produjeron el calentamiento en los polos, los parámetros mostraron un gran efecto sobre la estacionalidad y debían considerarse.
Las nubes estratosféricas polares [ editar ]
Otro método considerado para producir las temperaturas polares cálidas fueron las nubes estratosféricas polares. [25] Las nubes estratosféricas polares son nubes que se producen en la estratosfera inferior a temperaturas muy bajas. Las nubes estratosféricas polares tienen un gran impacto en el forzamiento radiativo. Debido a sus propiedades de albedo mínimas y su grosor óptico, las nubes estratosféricas polares actúan de manera similar a un gas de efecto invernadero y atrapan la radiación de onda larga saliente. Existen diferentes tipos de nubes estratosféricas polares en la atmósfera: nubes estratosféricas polares que se crean debido a las interacciones con el ácido nítrico o sulfúrico y el agua (Tipo I) o nubes estratosféricas polares que se crean solo con hielo de agua (Tipo II).
El metano es un factor importante en la creación de las nubes estratosféricas polares primarias de Tipo II que se crearon en el Eoceno temprano. [26]Dado que el vapor de agua es la única sustancia de soporte utilizada en las nubes estratosféricas polares de Tipo II, la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior es necesaria, donde en la mayoría de las situaciones la presencia de vapor de agua en la estratosfera inferior es rara. Cuando el metano se oxida, se libera una cantidad significativa de vapor de agua. Otro requisito para las nubes estratosféricas polares son las temperaturas frías para garantizar la condensación y la producción de nubes. La producción de nubes estratosféricas polares, ya que requiere temperaturas frías, generalmente se limita a las condiciones nocturnas e invernales. Con esta combinación de condiciones más húmedas y más frías en la estratosfera inferior, las nubes estratosféricas polares podrían haberse formado en amplias áreas en las regiones polares.
Para probar los efectos de las nubes estratosféricas polares en el clima del Eoceno, se ejecutaron modelos que comparaban los efectos de las nubes estratosféricas polares en los polos con un aumento del dióxido de carbono en la atmósfera. [25]Las nubes estratosféricas polares tuvieron un efecto de calentamiento en los polos, aumentando las temperaturas hasta en 20 ° C en los meses de invierno. También se produjo una multitud de reacciones en los modelos debido a la presencia de nubes estratosféricas polares. Cualquier crecimiento de hielo se ralentizó enormemente y conduciría a la fusión del hielo presente. Solo los polos se vieron afectados por el cambio de temperatura y los trópicos no se vieron afectados, lo que con un aumento en el dióxido de carbono atmosférico también causaría que los trópicos aumentaran su temperatura. Debido al calentamiento de la troposfera por el aumento del efecto invernadero de las nubes estratosféricas polares, la estratosfera se enfriaría y potencialmente aumentaría la cantidad de nubes estratosféricas polares.
Si bien las nubes estratosféricas polares podrían explicar la reducción del ecuador al gradiente de temperatura del polo y el aumento de las temperaturas en los polos durante el Eoceno temprano, existen algunos inconvenientes para mantener las nubes estratosféricas polares durante un período prolongado de tiempo. Se usaron ejecuciones de modelos separadas para determinar la sostenibilidad de las nubes estratosféricas polares. [27] El metano debería ser liberado y sostenido continuamente para mantener el vapor de agua estratosférico inferior. Habría que aumentar la cantidad de hielo y los núcleos de condensación para que la nube estratosférica polar se sostenga y eventualmente se expanda.
Hipertermales a través del Eoceno temprano [ editar ]
Durante el calentamiento en el Eoceno temprano, hace entre 52 y 55 millones de años, hubo una serie de cambios a corto plazo en la composición de los isótopos de carbono en el océano. [28] Estos cambios en los isótopos ocurrieron debido a la emisión de carbono del océano a la atmósfera que llevó a un aumento de la temperatura de 4-8 ° C (7-14 ° F) en la superficie del océano. Estas hipertermias llevaron a un aumento de las perturbaciones en los foraminíferos planctónicos y bentónicos , con una mayor tasa de sedimentación como consecuencia de las temperaturas más cálidas. Los análisis e investigaciones recientes sobre estas hipertermias en el Eoceno temprano han llevado a la hipótesis de que las hipertermias se basan en parámetros orbitales, en particular la excentricidad y la oblicuidad. Las hipertermias en el Eoceno temprano, en particular laPalaeoceno-Eoceno térmico máximo (PETM), Eoceno térmico máximo 2 (ETM2) y Eoceno térmico máximo 3 (ETM3), se analizaron y encontraron que el control orbital puede haber tenido un papel en el disparo del ETM2 y ETM3.
Invernadero al clima del invernadero [ editar ]
El Eoceno no solo es conocido por contener el período más cálido durante el Cenozoico, sino que también marcó el declive hacia un clima de casa de hielo y la rápida expansión de la capa de hielo de la Antártida . La transición de un clima de calentamiento a un clima de enfriamiento comenzó hace unos 49 millones de años. Los isótopos de carbono y oxígeno indican un cambio hacia un clima de enfriamiento global. [13] La causa del enfriamiento se ha atribuido a una disminución significativa de> 2000 ppm en las concentraciones de dióxido de carbono en la atmósfera. [8] Una causa propuesta de la reducción del dióxido de carbono durante el calentamiento a la transición de enfriamiento fue el evento azolla. El aumento del calor en los polos, la cuenca aislada del Ártico durante el Eoceno temprano y las cantidades significativamente altas de dióxido de carbono posiblemente condujeron a la floración de azolla a través del Océano Ártico. [13] El aislamiento del Océano Ártico llevó a aguas estancadas y cuando la azolla se hundió en el lecho marino, se convirtieron en parte de los sedimentos y secuestraron efectivamente el carbono. La capacidad de la azolla para secuestrar carbono es excepcional, y el entierro mejorado de la azolla podría haber tenido un efecto significativo en el contenido de carbono atmosférico mundial y podría haber sido el evento para comenzar la transición a un clima de casa de hielo. Enfriamiento después de este evento continuó debido a la continua disminución de dióxido de carbono atmosférico desde la productividad orgánica y la intemperie deedificio de montaña . [14]
El enfriamiento global continuó hasta que hubo un cambio importante de enfriamiento al calentamiento indicado en el Océano Austral hace unos 42–41 millones de años. [14] El análisis de isótopos de oxígeno mostró un gran cambio negativo en la proporción de isótopos de oxígeno más pesados con respecto a los isótopos de oxígeno más ligeros, lo que indica un aumento en las temperaturas globales. Este evento de calentamiento se conoce como el Óptimo Climático del Eoceno Medio. Se considera que la causa del calentamiento se debe principalmente a los aumentos de dióxido de carbono, debido a que las firmas de isótopos de carbono descartan una importante liberación de metano durante este calentamiento a corto plazo. [14] Se considera que el aumento del dióxido de carbono en la atmósfera se debe a una mayor propagación del fondo marino.Tasas entre Australia y la Antártida y mayores cantidades de volcanismo en la región. Otro posible aumento del dióxido de carbono en la atmósfera podría ser durante un aumento repentino con la liberación metamórfica durante la orogenia del Himalaya , sin embargo, los datos sobre el momento exacto de la liberación metamórfica del dióxido de carbono en la atmósfera no están bien resueltos en los datos. [14] Estudios recientes han mencionado, sin embargo, que la remoción del océano entre Asia y la India podría liberar cantidades significativas de dióxido de carbono. [15]Este calentamiento es de corta duración, ya que los registros de isótopos de oxígeno bentónicos indican un retorno al enfriamiento hace unos 40 millones de años. [dieciséis]
El enfriamiento continuó durante el resto del Eoceno tardío en la transición Eoceno-Oligoceno. Durante el período de enfriamiento, los isótopos de oxígeno bentónicos muestran la posibilidad de creación de hielo y el aumento de hielo durante este enfriamiento posterior. [8] El final del Eoceno y el comienzo del Oligoceno están marcados por la expansión masiva del área de la capa de hielo de la Antártida que fue un paso importante hacia el clima de la casa de hielo. [17] Junto con la disminución del dióxido de carbono atmosférico que reduce la temperatura global, los factores orbitales en la creación de hielo pueden observarse con fluctuaciones de 100,000 años y 400,000 años en los registros de isótopos de oxígeno bentónicos. [29] Otra contribución importante a la expansión de la capa de hielo fue la creación de la corriente circumpolar antártica .[30] La creación de la corriente circumpolar antártica aislaría el agua fría alrededor de la Antártida, lo que reduciría el transporte de calor a la Antártida [31]junto con la creación de giros oceánicos que dan lugar a la surgencia de aguas del fondo más frías. [30] El problema con esta hipótesis de la consideración de que este es un factor para la transición del Eoceno-Oligoceno es que el momento de la creación de la circulación es incierto. [32] Para el Paso de Drake , los sedimentos indican que la apertura ocurrió hace ~ 41 millones de años, mientras que la tectónica indica que esto ocurrió hace ~ 32 millones de años.
Paleogeografía [ editar ]
Al comienzo del período, Australia y la Antártida permanecieron conectadas y las corrientes ecuatoriales cálidas se mezclaron con las aguas antárticas más frías, distribuyendo el calor en todo el planeta y manteniendo altas las temperaturas globales, pero cuando Australia se separó del continente sur alrededor de 45 Ma, el clima ecuatorial cálido. Las corrientes fueron expulsadas de la Antártida. Un canal de agua fría aislado desarrollado entre los dos continentes. La región antártica se enfrió y el océano que rodeaba la Antártida comenzó a congelarse, enviando agua fría y hielo al norte, reforzando el enfriamiento.
El supercontinente norteño de Laurasia comenzó a fragmentarse, a medida que Europa , Groenlandia y América del Norte se separaron.
En el oeste de América del Norte, la construcción de montañas comenzó en el Eoceno y se formaron enormes lagos en las cuencas altas y elevadas entre elevaciones, lo que dio lugar a la deposición de la Formación de Green River lagerstätte .
Aproximadamente a las 35 de la mañana, un impacto de asteroides en la costa este de América del Norte formó el cráter de impacto de la Bahía de Chesapeake .
En Europa, el mar de Tethys finalmente desapareció, mientras que el levantamiento de los Alpes aisló su remanente final, el Mediterráneo , y creó otro mar poco profundo con los archipiélagos insulares al norte. Aunque el Atlántico Norte se estaba abriendo, una conexión terrestre parece haber permanecido entre América del Norte y Europa ya que las faunas de las dos regiones son muy similares.
Es una hipótesis [¿ por quién? ] que el mundo invernadero del Eoceno fue causado por un calentamiento global descontrolado de los clatratos de metano liberados en las profundidades de los océanos . Los clatratos fueron enterrados bajo lodo que se alteró cuando los océanos se calentaron. El metano ( C H 4 ) tiene entre diez y veinte veces el efecto de los gases de efecto invernadero del dióxido de carbono (CO 2 ).
Flora [ editar ]
Al comienzo del Eoceno, las altas temperaturas y los océanos cálidos crearon un ambiente húmedo y cálido, con bosques que se extendían por la Tierra de polo a polo. Aparte de los desiertos más secos , la Tierra debe haber sido cubierta por completo en los bosques.
Los bosques polares eran bastante extensos. En la isla de Ellesmere, en el Ártico, se han encontrado fósiles e incluso restos conservados de árboles como el ciprés de pantano y la secoya del amanecer del Eoceno . Incluso en ese momento, la isla de Ellesmere estaba a unos pocos grados de latitud más al sur de lo que es hoy. También se han encontrado fósiles de árboles y plantas subtropicales e incluso tropicales del Eoceno en Groenlandia y Alaska . Las selvas tropicales crecieron hasta el norte hasta el norte de América del Norte y Europa .
Las palmeras crecían hasta el norte de Alaska y el norte de Europa durante el Eoceno temprano, aunque se hicieron menos abundantes a medida que el clima se enfrió. Las secoyas del amanecer también eran mucho más extensas.
Los primeros fósiles definitivos de Eucalyptus datan de 51.9 Mya, y se encontraron en el depósito de Laguna del Hunco en la provincia de Chubut en Argentina . [33]
El enfriamiento comenzó a mediados del período, y hacia el final del Eoceno los interiores continúan secándose, y los bosques se reducen considerablemente en algunas áreas. Las hierbas recién evolucionadas todavía estaban confinadas en las orillas de los ríos y orillas de los lagos , y aún no se habían expandido a las planicies y sabanas .
El enfriamiento también trajo cambios estacionales . Los árboles de hoja caduca, mejor capaces de hacer frente a grandes cambios de temperatura, comenzaron a superar a las especies tropicales de hoja perenne . Al final del período, los bosques caducifolios cubrían gran parte de los continentes del norte, incluidos América del Norte, Eurasia y el Ártico, y las selvas tropicales se mantenían solo en América del Sur ecuatorial , África , India y Australia .
La Antártida , que comenzó el Eoceno bordeada por un bosque templado cálido a subtropical , se volvió mucho más fría a medida que avanzaba el período; La flora tropical, que adora el calor, fue eliminada, y al comienzo del Oligoceno, el continente albergaba bosques de hojas caducas y vastas extensiones de tundra .
Fauna [ editar ]
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Los fósiles más antiguos conocidos de la mayoría de los mamíferos modernos aparecen en un breve período durante el Eoceno temprano. Al comienzo del Eoceno, varios nuevos grupos de mamíferos llegaron a América del Norte. Estos mamíferos modernos, como artiodáctilos , perisodáctilos y primates , tenían características como patas largas y delgadas , pies y manos capaces de agarrar, así como dientesdiferenciados adaptados para masticar. Enanoreinaban las formas. Todos los miembros de las nuevas órdenes de mamíferos eran pequeños, menos de 10 kg; según las comparaciones del tamaño de los dientes, los mamíferos del Eoceno eran solo el 60% del tamaño de los mamíferos primitivos del Paleoceno que los precedieron. También eran más pequeños que los mamíferos que los seguían. Se supone que las altas temperaturas del Eoceno favorecían a los animales más pequeños que podían manejar mejor el calor.
Ambos grupos de ungulados modernos (animales con pezuñas) se volvieron prevalentes debido a una importante radiación entre Europa y América del Norte, junto con ungulados carnívoros como Mesonyx . Las formas tempranas de muchas otras órdenes modernas de mamíferos aparecieron, incluyendo murciélagos , proboscidios (elefantes), primates, roedores y marsupiales . Las formas primitivas más antiguas de los mamíferos disminuyeron en variedad e importancia. Se han encontrado importantes restos fósiles de la fauna del Eoceno en el oeste de América del Norte, Europa, Patagonia , Egipto y el sureste de Asia . La fauna marina es mejor conocida del sur de Asia ysureste de estados unidos .
Los fósiles de reptiles de este tiempo, como los fósiles de pitones y tortugas , son abundantes. Los restos de Titanoboa , una serpiente del tamaño de un autobús escolar, fueron descubiertos en América del Sur junto con otra gran megafauna de reptiles. [34] Durante el Eoceno, las plantas y las faunas marinas se hicieron bastante modernas. Muchas órdenes modernas de aves aparecieron por primera vez en el Eoceno.
Se conocen varias faunas de insectos fósiles ricas del Eoceno, especialmente el ámbar báltico que se encuentra principalmente a lo largo de la costa sur del Mar Báltico , ámbar de la Cuenca de París , Francia, la Formación de Piel , Dinamarca y las Margas Bembridge de la Isla de Wight , Inglaterra. . Los insectos que se encuentran en los depósitos del Eoceno son en su mayoría asignables a los géneros modernos, aunque con frecuencia estos géneros no se encuentran en el área en la actualidad. Por ejemplo, el bibionid género Plecia es común en las faunas fósiles de zonas templadas en la actualidad, pero sólo vive en los trópicos y subtrópicos hoy.
Océanos [ editar ]
Los océanos del Eoceno eran cálidos y estaban repletos de peces y otras especiesmarinas. Los primeros tiburones carcarínidos evolucionaron, al igual que los primeros mamíferos marinos, incluido Basilosaurus , una especie temprana de ballena que se cree que desciende de animales terrestres que existían anteriormente en el Eoceno. Los primeros sirenios , parientes de los elefantes , también evolucionaron en este momento.
Extinción Eoceno-Oligoceno [ editar ]
El final del Eoceno estuvo marcado por el evento de extinción Eoceno-Oligoceno , también conocido como Grande Coupure .
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