Эоцен - Eocene

Система /
Период		Серии /
Эпоха		Этап /
Возраст		Возраст (Ма )
НеогенМиоценАквитанскиймоложе
ПалеогенОлигоценChattian23.027.8
Рупельский27.833.9
эоценПриабонский33.937.8
Бартонский37.841.2
Лютециан41.247.8
Ипрский47.856.0
ПалеоценТанетианец56.059.2
Selandian59.261.6
Даниан61.666.0
МеловойВерхний /
Поздно		Маастрихтскийстаршая
Подразделение периода палеогена
согласно ICS, по состоянию на 2019 год[1]

В эоцен (/ˈя.əˌsяп,ˈя.oʊ-/ EE--видел, EE-ой-[2][3]) Эпоха - геологическая эпоха который длился примерно с 56 до 33,9 миллион лет назад (мя). Это вторая эпоха Палеоген Период в современном Кайнозойский Эра. Название эоцен исходит из Древнегреческий ἠώς (ēṓs, "Рассвет ") и καινός (Kainós, «новый») и относится к «заре» современного («нового») фауна возникшие в эпоху.[4][5]

Эоцен охватывает время с конца Палеоцен Эпоха начала Олигоцен Эпоха. Начало эоцена ознаменовано коротким периодом, когда концентрация изотоп углерода 13C в атмосфере был исключительно низким по сравнению с более распространенным изотопом 12C. Конец установлен на крупном событие вымирания называется Гранд Купюр («Великий прорыв» в непрерывности) или Эоцен-олигоценовое вымирание, что может быть связано с воздействием одного или нескольких крупных болиды в Сибирь и в том, что сейчас Chesapeake залив. Как и в случае с другими геологические периоды, то слои которые определяют начало и конец эпохи, хорошо идентифицированы,[6] хотя их точные даты немного неопределенны.

Этимология

Термин «эоцен» происходит от Древнегреческий эо-эос ἠώς что означает "рассвет", и - cene кайнос καινός что означает «новый» или «недавний», поскольку эпоха ознаменовала начало недавней или современной жизни.

Шотландский геолог Чарльз Лайель (игнорируя четвертичный период) разделил третичную эпоху на эоцен, Миоцен, Плиоцен, и новый плиоцен (Голоцен ) периоды в 1833 г.[7][n 1] Британский геолог Джон Филлипс предложил Кайнозойский в 1840 году вместо третичного,[8] и австрийский палеонтолог Мориц Хёрнес представил Палеоген для эоцена и Неоген для миоцена и плиоцена в 1853 г.[9] После десятилетий непоследовательного использования недавно сформированный Международная комиссия по стратиграфии (ICS) в 1969 году стандартизировала стратиграфию на основе преобладающих в Европе мнений: кайнозойская эра подразделялась на третичную и четвертичную подэры, а третичная - на палеогеновый и неогеновый периоды.[10] В 1978 г. палеоген был официально определен как эпохи палеоцена, эоцена и олигоцена; и неоген как эпохи миоцена и плиоцена.[11] В 1989 году третичный и четвертичный периоды были удалены из временной шкалы из-за произвольного характера их границ, но четвертичный период был восстановлен в 2009 году, что может привести к восстановлению третичного периода в будущем.[12]

Геология

Границы

Начало эоцена обозначено Палеоцен – эоцен термический максимум, короткий период интенсивного потепления и закисление океана вызванный массовым выбросом углерода в атмосферу и океанические системы,[13] что привело к массовому исчезновению 30–50% придонных фораминиферы – Одноклеточные виды, которые используются как биоиндикаторы состояния морской экосистемы - одной из крупнейших в кайнозое.[14][15] Это событие произошло около 55,8 млн лет назад и было одним из самых значительных периодов глобальных изменений в кайнозое.[13][16][17]

Конец эоцена ознаменовался Эоцен-олигоценовое вымирание, также известный как Гранд Купюр.[нужна цитата ]

Стратиграфия

Эоцен условно делят на ранний (56–47,8 млн. Лет назад), средний (47,8–38 м) и поздний (38–33,9 м) подразделения.[18] Соответствующие горные породы относятся к нижнему, среднему и верхнему эоцену. В Ипрский ступень составляет нижнюю, Приабонский этап верхний; и Лютециан и Бартонский этапы объединены как средний эоцен.

Палеогеография

Карта Земли 50 млн лет назад

В эоцене континенты продолжала дрейф к их нынешним позициям.

В начале периода Австралия и Антарктида оставались связанными, и теплые экваториальные течения смешивались с более холодными водами Антарктики, распределяя высокая температура вокруг планета и поддержание высоких глобальных температур, но когда Австралия отделилась от южного континента около 45 млн лет назад, теплые экваториальные течения были направлены прочь от Антарктиды. Между двумя континентами образовался изолированный канал с холодной водой. Антарктический регион остыл, и океан, окружающий Антарктиду, начал замерзать, посылая холодную воду и ледоходы север, усиливая охлаждение.

Северный суперконтинент из Лавразия начал фрагментироваться, как Европа, Гренландия и Северная Америка разошлись.

В западной части Северной Америки горное строительство началось в эоцене, и огромные озера образовались в высоких равнинных котловинах среди поднятий, что привело к отложению Формация Грин Ривер lagerstätte.

Примерно 35 млн лет назад в результате удара астероида на восточное побережье Северной Америки образовалась Ударный кратер Чесапикского залива.

В Европе Море Тетис окончательно исчезла, в то время как подъем Альпы изолировал свой последний остаток, Средиземноморье, и создал еще одно мелкое море с островом архипелаги на север. Хотя север Атлантический Похоже, что между Северной Америкой и Европой сохранилась сухопутная связь, так как фауны двух регионов очень похожи.

Индия начал свое столкновение с Азия, складывание инициировать формирование Гималаи.

Предполагается[кем? ] что тепличный мир эоцена был вызван безудержным глобальным потеплением из-за клатраты метана глубоко в океаны. В клатраты были похоронены под грязь это было потревожено, поскольку океаны потеплели. Метан (CЧАС4) имеет в десять-двадцать раз больше парниковый газ эффект углекислый газ (CO2).

Климат

Эпоха эоцена характеризовалась большим разнообразием климатических условий, включая самый теплый климат в Кайнозойская эра и заканчивается в ледниковом климате. Эволюция климата эоцена началась с потепления после окончания Палеоцен – эоцен термический максимум (PETM) 56 миллионов лет назад до максимума во время оптимума эоцена около 49 миллионов лет назад. В этот период времени на Земле почти не было льда с меньшей разницей в температуре от экватора до полюса. Следом за максимумом был спуск в ледяной климат от эоценового оптимума к переходу от эоцена к олигоцену 34 миллиона лет назад. Во время этого уменьшения лед снова начал появляться на полюсах, и переход от эоцена к олигоцену - это период времени, когда Антарктический ледяной покров начал стремительно расширяться.

Выделение парниковых газов в атмосфере

Парниковые газы, в частности углекислый газ и метан, играли важную роль в эоцене в регулировании температуры поверхности. Конец ПЭТМ был встречен с очень большим связыванием диоксида углерода в формы клатрат метана, каменный уголь, и сырая нефть в нижней части Арктический океан, что уменьшило выбросы двуокиси углерода в атмосферу.[19] Это событие было похоже по величине на массовый выброс парниковых газов в начале ПЭТМ, и предполагается, что связывание произошло в основном из-за захоронения органического углерода и выветривание силикатов. Для раннего эоцена ведется много дискуссий о том, сколько углекислого газа было в атмосфере. Это связано с многочисленными прокси, представляющими разное содержание углекислого газа в атмосфере. Например, различные геохимические и палеонтологические прокси указывают на то, что в максимуме глобального потепления значения атмосферного углекислого газа находились на уровне 700–900 частей на миллион.[20] в то время как другие косвенные данные, такие как почвенный (почвообразовательный) карбонат и морские изотопы бора, указывают на большие изменения диоксида углерода, превышающие 2000 частей на миллион за периоды времени менее 1 миллиона лет.[21] Источники такого большого притока углекислого газа можно отнести к выделению газа из вулкана из-за североатлантического рифтинга или окисления метана, хранящегося в больших резервуарах, отложившихся в результате события ПЭТМ на морском дне или в среде водно-болотных угодий.[20] Напротив, сегодня уровни углекислого газа составляют 400 частей на миллион или 0,04%.

Примерно в начале эоценовой эпохи (55,8–33,9 миллиона лет назад) количество кислорода в атмосфере Земли более или менее удвоилось.[22]

В раннем эоцене метан был еще одним парниковым газом, сильно повлиявшим на климат. По сравнению с диоксидом углерода, метан оказывает гораздо большее влияние на температуру, поскольку метан примерно в 34 раза более эффективен на молекулу, чем диоксид углерода в 100-летнем масштабе (он имеет более высокую потенциал глобального потепления ).[23] Большая часть метана, выброшенного в атмосферу в течение этого периода времени, должна была произойти из водно-болотных угодий, болот и лесов.[24] В атмосферный метан концентрация сегодня составляет 0,000179% или 1,79 ppmv. В результате более теплого климата и повышения уровня моря, связанного с ранним эоценом, для выброса метана стало доступно больше водно-болотных угодий, больше лесов и больше залежей угля. Если мы сравним производство метана в раннем эоцене с нынешними уровнями атмосферного метана, то в раннем эоцене было произведено в три раза больше метана. Высокие температуры в раннем эоцене могли увеличить скорость производства метана, а метан, который выбрасывается в атмосферу, в свою очередь, нагреет тропосферу, охладит стратосферу и произведет водяной пар и углекислый газ в результате окисления. Биогенное производство метана производит двуокись углерода и водяной пар вместе с метаном, а также дает инфракрасное излучение. При разложении метана в атмосфере, содержащей кислород, образуется окись углерода, водяной пар и инфракрасное излучение. Окись углерода нестабильна, поэтому в конечном итоге она превращается в двуокись углерода и при этом выделяет еще больше инфракрасного излучения. Водяной пар задерживает больше инфракрасного излучения, чем углекислый газ.

Средний и поздний эоцен знаменует собой не только переход от потепления к похолоданию, но и изменение содержания углекислого газа от увеличения к снижению. В конце эоценового оптимума углекислый газ начал снижаться из-за увеличения продуктивности кремнистого планктона и захоронения углерода в морской среде.[20] В начале среднего эоцена событие, которое могло спровоцировать выброс углекислого газа или помочь с ним, было Азолла событие около 49 миллионов лет назад.[25] В условиях равномерного климата раннего эоцена теплые температуры в Арктике способствовали росту азолла, который представляет собой плавающий водный папоротник, на Арктический океан. По сравнению с нынешними уровнями углекислого газа, эти азоллы быстро росли при повышенных уровнях углекислого газа, обнаруженных в раннем эоцене. Как эти азолла затонувшие в Северном Ледовитом океане, они оказались погребенными и улавливали свой углерод на морском дне. Это событие могло привести к снижению концентрации углекислого газа в атмосфере до 470 частей на миллион.[25] Предполагая, что концентрация углекислого газа была на уровне 900 ppmv до начала Азолла Ивент они упали бы до 430 ppmv, или на 30 ppmv больше, чем сегодня, после события Azolla. Еще одним событием среднего эоцена, которое было внезапным и временным изменением условий похолодания, было Климатический оптимум среднего эоцена.[26] Примерно 41,5 миллиона лет назад стабильный изотопный анализ образцов с буровых площадок Южного океана показал, что потепление длилось 600000 лет. Наблюдалось резкое увеличение содержания углекислого газа в атмосфере с максимумом до 4000 частей на миллион: наибольшее количество атмосферного углекислого газа, обнаруженное в течение эоцена.[27] Основная гипотеза такого радикального перехода была связана с дрейфом континентов и столкновением индийского континента с азиатским континентом и, как следствие, образованием Гималаи. Другая гипотеза связана с обширными реакциями рифтинга морского дна и метаморфической декарбонизации, в результате которых в атмосферу выделяется значительное количество углекислого газа.[26]

В конце среднего эоцена климатического оптимума похолодание и сокращение выбросов углекислого газа продолжались на протяжении всего позднего эоцена и перехода от эоцена к олигоцену около 34 миллионов лет назад. Множественные прокси, такие как изотопы кислорода и алкеноны, указывают на то, что при переходе от эоцена к олигоцену концентрация углекислого газа в атмосфере снизилась примерно до 750-800 частей на миллион, что примерно вдвое больше, чем нынешние уровни.[28][29]

Ранний эоцен и проблема равномерного климата

Одной из уникальных особенностей климата эоцена, как упоминалось ранее, был равномерный и однородный климат, существовавший в ранние части эоцена. Множество прокси поддерживать наличие более теплого и равномерного климата в этот период времени. Некоторые из этих косвенных индикаторов включают присутствие ископаемых, обитающих в теплом климате, таких как крокодилы, расположенный в более высоких широтах,[30][31] наличие в высоких широтах устойчивой к морозам флоры, такой как пальмовые деревья которые не могут выжить во время длительных заморозков,[31][32] и окаменелости змеи найдены в тропиках, для поддержания которых потребуется гораздо более высокая средняя температура.[31] Использование изотопных прокси для определения температуры океана показывает, что температура поверхности моря в тропиках достигает 35 ° C (95 ° F), а по сравнению с современными значениями температура придонной воды на 10 ° C (18 ° F) выше.[32] При таких температурах придонной воды температура в областях, где образуется глубокая вода около полюсов, не может быть намного ниже температуры придонной воды.

Однако проблема возникает при попытке смоделировать эоцен и воспроизвести результаты, полученные с помощью данные прокси.[33] Используя все различные диапазоны парниковых газов, которые имели место в раннем эоцене, модели не смогли воспроизвести потепление, которое было обнаружено на полюсах, и уменьшение сезонности, которое происходит при значительно более теплой зиме на полюсах. Модели, точно предсказывающие тропики, имеют тенденцию давать значительно более низкие температуры, на 20 ° C (36 ° F) ниже, чем фактическая определенная температура на полюсах.[32] Эта ошибка была классифицирована как «проблема равномерного климата». Чтобы решить эту проблему, нужно найти способ согреть полюса, не нагревая тропики. Некоторые гипотезы и тесты, которые пытаются найти процесс, перечислены ниже.

Большие озера

Из-за природы воды, в отличие от суши, меньшая изменчивость температуры будет присутствовать, если также присутствует большой водоем. В попытке смягчить падающие полярные температуры были предложены большие озера для смягчения сезонных изменений климата.[34] Чтобы воспроизвести этот случай, озеро было вставлено в Северную Америку, и была построена климатическая модель с использованием различных уровней углекислого газа. Прогон модели пришел к выводу, что, хотя озеро действительно уменьшило сезонность в регионе больше, чем просто увеличение углекислого газа, добавление большого озера не смогло снизить сезонность до уровней, показанных данными по цветению и фауне.

Перенос тепла океана

Перенос тепла от тропиков к полюсам, во многом подобно тому, как перенос тепла в океане функционирует в наше время, рассматривался как возможность повышения температуры и снижения сезонности на полюсах.[35] В связи с повышением температуры поверхности моря и повышением температуры глубоководных вод океана в раннем эоцене одна из распространенных гипотез заключалась в том, что из-за этого повышения будет происходить больший перенос тепла от тропиков к полюсам. Моделируя эти различия, модели производили более низкий перенос тепла из-за более низких градиентов температуры и не смогли создать равномерный климат только за счет переноса тепла океаном.

Параметры орбиты

Орбитальные параметры, которые обычно рассматриваются как средство контроля над ростом льда и сезонностью, теоретизировались как возможный контроль над континентальными температурами и сезонностью.[36] Моделирование эоцена с помощью планеты, свободной ото льда, эксцентриситет, наклонность, и прецессия были модифицированы в различных прогонах модели, чтобы определить все возможные сценарии, которые могут произойти, и их влияние на температуру. Один конкретный случай привел к более теплой зиме и более прохладному лету на североамериканском континенте на 30% и уменьшил сезонные колебания температуры до 75%. Хотя параметры орбиты не привели к потеплению на полюсах, они действительно сильно повлияли на сезонность, и их необходимо было учитывать.

Полярные стратосферные облака

Другой метод получения теплых полярных температур был полярные стратосферные облака.[37] Полярные стратосферные облака - это облака, которые возникают в нижних слоях стратосферы при очень низких температурах. Полярные стратосферные облака оказывают большое влияние на радиационное воздействие. Благодаря своим минимальным свойствам альбедо и оптической толщине полярные стратосферные облака действуют подобно парниковому газу и улавливают исходящую длинноволновую радиацию. В атмосфере встречаются разные типы полярных стратосферных облаков: полярные стратосферные облака, которые создаются в результате взаимодействия с азотной или серной кислотой и водой (Тип I), или полярные стратосферные облака, которые создаются только из водяного льда (Тип II).

Метан - важный фактор в создании первичных полярных стратосферных облаков типа II, которые были созданы в раннем эоцене.[24] Поскольку водяной пар является единственным поддерживающим веществом, используемым в полярных стратосферных облаках типа II, присутствие водяного пара в нижней стратосфере необходимо там, где в большинстве ситуаций присутствие водяного пара в нижней стратосфере является редким. Когда метан окисляется, выделяется значительное количество водяного пара. Еще одно требование к полярным стратосферным облакам - низкие температуры для обеспечения конденсации и образования облаков. Производство полярных стратосферных облаков, поскольку оно требует низких температур, обычно ограничивается ночными и зимними условиями. При таком сочетании более влажных и более холодных условий в нижних слоях стратосферы полярные стратосферные облака могли образоваться на обширных территориях полярных регионов.

Чтобы проверить влияние полярных стратосферных облаков на климат эоцена, были запущены модели, сравнивающие влияние полярных стратосферных облаков на полюсах с увеличением содержания углекислого газа в атмосфере.[37] Полярные стратосферные облака согревали полюса, повышая температуру до 20 ° C в зимние месяцы. В моделях также имелось множество обратных связей из-за наличия полярных стратосферных облаков. Любой рост льда был чрезвычайно замедлен и мог привести к таянию существующего льда. Изменение температуры затронуло только полюса, и тропики не пострадали, что с увеличением содержания углекислого газа в атмосфере также привело бы к повышению температуры в тропиках. Из-за потепления тропосферы от повышенного парниковый эффект Из-за полярных стратосферных облаков стратосфера остыла бы и потенциально увеличила бы количество полярных стратосферных облаков.

Хотя полярные стратосферные облака могут объяснить уменьшение градиента температуры от экватора до полюса и повышение температуры на полюсах в раннем эоцене, существует несколько недостатков в поддержании полярных стратосферных облаков в течение длительного периода времени. Для определения устойчивости полярных стратосферных облаков использовались отдельные прогоны моделей.[38] Было определено, что для поддержания водяного пара в нижних слоях стратосферы метан необходимо будет постоянно выделять и поддерживать. Кроме того, количество льда и ядер конденсации должно быть большим, чтобы полярное стратосферное облако могло поддерживать себя и в конечном итоге расширяться.

Гипертермали в раннем эоцене

Во время потепления в раннем эоцене между 52 и 55 миллионами лет назад произошла серия краткосрочных изменений изотоп углерода состав в океане.[39] Эти изотопные изменения произошли из-за выброса углерода из океана в атмосферу, что привело к повышению температуры на 4–8 ° C (7,2–14,4 ° F) на поверхности океана. Эти гипертермические явления привели к усилению возмущений в планктонных и бентосных фораминиферы, с более высокой скоростью осаждения из-за более высоких температур. Недавний анализ и исследования этих гипертермальных образований в раннем эоцене привели к гипотезе о том, что гипертермальные образования основаны на параметрах орбиты, в частности, эксцентриситете и наклонности. Гипертермальные образования раннего эоцена, особенно Палеоцен-эоценовый термальный максимум (ПЭТМ), Эоцен Термический максимум 2 (ETM2) и Температурный максимум 3 эоцена (ETM3) были проанализированы и обнаружили, что орбитальный контроль мог сыграть роль в запуске ETM2 и ETM3.

Теплица в ледяной климат

Эоцен известен не только тем, что в нем был самый теплый период кайнозоя, но он также ознаменовал переход к ледниковому климату и быстрое расширение Антарктический ледяной покров. Переход от потепления климата к похолоданию начался около 49 миллионов лет назад. Изотопы углерода и кислорода указывают на переход к глобальному похолоданию климата.[25] Причина похолодания была объяснена значительным снижением концентрации углекислого газа в атмосфере на> 2000 ppm.[20] Одной из предполагаемых причин снижения содержания углекислого газа во время перехода от потепления к охлаждению было событие азоллы. Повышенное тепло на полюсах, изолированный Арктический бассейн в раннем эоцене и значительно высокие количества углекислого газа, возможно, привели к азолла цветет по всему Северному Ледовитому океану.[25] Изоляция Северного Ледовитого океана привела к застойным водам, и когда азолла опустилась на морское дно, они стали частью отложений и эффективно улавливали углерод. Способность азоллы связывать углерод исключительна, и усиленное захоронение азоллы могло оказать значительное влияние на содержание углерода в атмосфере в мире и могло стать событием, начавшим переход к климату ледяного дома. Похолодание после этого события продолжалось из-за постоянного уменьшения содержания углекислого газа в атмосфере за счет продуктивности органических веществ и выветривание из горное строительство.[26]

Глобальное похолодание продолжалось до тех пор, пока не произошло серьезного перехода от похолодания к потеплению, обозначенного в Южный океан примерно 42–41 миллион лет назад.[26] Изотоп кислорода Анализ показал большое отрицательное изменение соотношения более тяжелых изотопов кислорода к более легким изотопам кислорода, что указывает на повышение глобальных температур. Это потепление известно как климатический оптимум среднего эоцена. Считается, что потепление происходит в первую очередь из-за увеличения содержания углекислого газа, поскольку признаки изотопов углерода исключают значительное выделение метана во время этого краткосрочного потепления.[26] Считается, что увеличение содержания двуокиси углерода в атмосфере связано с увеличением распространение морского дна ставки между Австралией и Антарктидой и увеличение количества вулканизм в регионе. Другой возможной причиной увеличения содержания углекислого газа в атмосфере могло быть внезапное увеличение из-за метаморфического выброса во время Гималайский орогенез; однако данные о точном времени метаморфического выброса атмосферного углекислого газа не очень хорошо разрешены в данных.[26] Однако в недавних исследованиях упоминалось, что удаление океана между Азией и Индией могло привести к выбросу значительного количества углекислого газа.[27] Это потепление непродолжительное, поскольку записи изотопов кислорода в бентосе указывают на возвращение к похолоданию примерно 40 миллионов лет назад.[28]

Похолодание продолжалось всю оставшуюся часть позднего эоцена до перехода от эоцена к олигоцену. Во время периода похолодания изотопы кислорода в придонных водах показывают возможность образования льда и его увеличения во время этого более позднего охлаждения.[20] Конец эоцена и начало олигоцена отмечены значительным расширением площади антарктического ледяного покрова, что стало важным шагом в изменении климата ледника.[29] Наряду с уменьшением содержания углекислого газа в атмосфере, снижающим глобальную температуру, можно наблюдать орбитальные факторы образования льда с колебаниями в записях изотопов кислорода бентоса в течение 100 000 и 400 000 лет.[40] Еще одним важным вкладом в расширение ледникового щита было создание Антарктическое циркумполярное течение.[41] Создание антарктического циркумполярного течения изолирует холодную воду вокруг Антарктики, что уменьшит перенос тепла в Антарктику.[42] наряду с созданием круговороты океана что приводит к апвеллинг более холодных придонных вод.[41] Проблема с этой гипотезой о рассмотрении этого фактора для перехода от эоцена к олигоцену заключается в том, что время создания циркуляции является неопределенным.[43] За Прохождение Дрейка, отложения указывают на то, что открытие произошло ~ 41 миллион лет назад, в то время как тектоника указывает, что это произошло ~ 32 миллиона лет назад.

Флора

В начале эоцена высокий температуры и теплые океаны создали влажную, мягкую среду с леса распространяется по всей Земле от полюса до полюса. Помимо самого сухого пустыни, Земля должна была быть полностью покрыта лесами.[нужна цитата ]

Полярные леса были довольно обширными. Окаменелости и даже сохранившиеся остатки деревьев, таких как болотный кипарис и красное дерево на рассвете из эоцена были найдены на Остров Элсмир в Арктический. Даже в то время остров Элсмир находился всего на несколько градусов южнее, чем сегодня. Окаменелости субтропический и даже тропические деревья и растения эоцена также были найдены в Гренландии и Аляска. Тропические леса вырос так далеко на север как северный Северная Америка и Европа.

пальмовые деревья росли так далеко на север, как Аляска и Северная Европа в раннем эоцене, хотя по мере похолодания климата их стало меньше. Секвойи на рассвете также были гораздо более обширными.

Самый ранний окончательный Эвкалипт окаменелости датированы 51,9 млн лет назад и были обнаружены в месторождении Лагуна-дель-Хунко в Чубутская область в Аргентина.[44]

Похолодание началось в середине периода, и к концу эоцена континентальные недра начали высыхать, а леса в некоторых областях значительно поредели. Недавно появившиеся травы все еще были ограничены река банки и озеро берега, и еще не расширился в равнины и саванны.

Охлаждение тоже принесло сезонный изменения. Лиственный деревья, лучше переносившие большие перепады температур, начали обгонять вечнозеленый тропический вид. К концу периода широколиственные леса покрывали большую часть северных континентов, включая Северную Америку, Евразия и Арктика, и тропические леса держались только в экваториальном Южная Америка, Африка, Индия и Австралия.

Антарктида, который начал эоцен с окаймлением от умеренно теплого до субтропического. тропический лес, с течением времени стало намного холоднее; теплолюбивый тропический Флора был уничтожен, и к началу олигоцена на континенте были лиственные леса и обширные участки тундра.

Фауна

В эоцене растения и морская фауна стали достаточно современными. Многие современные птица заказы впервые появились в эоцене. Океаны эоцена были теплыми и изобиловали рыбы и прочая морская жизнь.

Млекопитающие

Самый старый из известных окаменелости большинство современных отрядов млекопитающих появляются в течение короткого периода в раннем эоцене. В начале эоцена в Северную Америку прибыло несколько новых групп млекопитающих. Эти современные млекопитающие, такие как парнокопытные, периссодактилии, и приматы, имел такие черты, как длинные, тонкие ноги, ноги и Руки способен схватывать, а также дифференцировать зубы адаптирован для жевания. Карлик формы господствовали. Все члены нового отряда млекопитающих были небольшими, до 10 кг; на основании сравнения размеров зубов, млекопитающие эоцена составляли всего 60% от размера примитивных млекопитающих палеоцена, которые им предшествовали. Кроме того, они были меньше, чем последовавшие за ними млекопитающие. Предполагается, что высокие температуры эоцена благоприятствовали более мелким животным, которые лучше переносили жару.

Обе группы современных копытные (копытные) стали преобладающими из-за сильной радиации между Европой и Северной Америкой, наряду с хищными копытными, такими как Мезоникс. Появились ранние формы многих других современных отрядов млекопитающих, в том числе летучие мыши, хоботки (слоны), приматы, грызуны, и сумчатые. Старые примитивные формы млекопитающих уменьшились в разнообразии и значении. Важные ископаемые остатки фауны суши эоцена были найдены в западной части Северной Америки, Европе, Патагония, Египет, и Юго-Восточная Азия. Морская фауна наиболее известна из Южная Азия и юго-восток США.

Базилозавр очень известный эоцен КИТ, но киты как группа стали очень разнообразными в течение эоцена, когда основные переходы от наземных к полностью водным видам китообразные произошел. Первый сирены развивались в то время и в конечном итоге превратятся в существующие ламантины и дюгони.

Птицы

Рептилии

Окаменелости рептилий того времени, такие как окаменелости питоны и черепахи, в изобилии. Остатки Титанобоа Змея, достигшая 12,8 м в длину, была обнаружена в Южной Америке вместе с другой крупной мегафауной рептилий.[45]

Насекомые и паукообразные

Несколько богатых фаун ископаемых насекомых известны с эоцена, особенно Балтийский янтарь встречается в основном вдоль южного побережья Балтийское море, янтарь из Парижский бассейн, Франция, Формирование меха, Дания, а Бембридж Марлз от Остров Уайт, Англия. Насекомые, обнаруженные в отложениях эоцена, в основном принадлежат к существующим сегодня родам, хотя с эоцена их ареал часто менялся. Например, бибионид род Plecia обычен в ископаемой фауне из нынешних умеренных зон, но сегодня обитает только в тропиках и субтропиках.

Смотрите также

Примечания

  1. ^ Во времена Лайеля эпохи делились на периоды. В современной геологии периоды делятся на эпохи.

Рекомендации

  1. ^ «Международная хроностратиграфическая карта» (PDF). Международная комиссия по стратиграфии.
  2. ^ Джонс, Дэниел (2003) [1917], Питер Роуч; Джеймс Хартманн; Джейн Сеттер (ред.), Словарь английского произношения, Кембридж: Издательство Кембриджского университета, ISBN  3-12-539683-2
  3. ^ "Эоцен". Словарь Merriam-Webster.
  4. ^ Видеть:
  5. ^ "Эоцен". Интернет-словарь этимологии.
  6. ^ Вымирание Hantkeninidae, планктонного семейства фораминиферы стали общепринятыми как обозначение границы эоцена и олигоцена; в 1998 году Массиньяно в Умбрия, центральная Италия, была назначена Разрез и точка стратотипа глобальной границы (ГССП).
  7. ^ Лайель, К. (1833). Принципы геологии. 3. Геологическое общество Лондона. п.378.
  8. ^ Филлипс, Дж. (1840). «Пальозойская серия». Пенни Циклопедия Общества распространения полезных знаний. т. 17. Лондон, Англия: Чарльз Найт и Ко, стр. 153–154.
  9. ^ Хёрнес, М. (1853). "Mittheilungen an Professor Bronn gerichtet" [Отчеты, адресованные профессору Бронну]. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Geognosie, Geologie und Petrefaktenkunde (на немецком языке): 806–810. HDL:2027 / hvd.32044106271273.
  10. ^ Джордж, Т. Н .; Харланд, В. Б. (1969). «Рекомендации по стратиграфическому использованию». Труды Лондонского геологического общества. 156 (1, 656): 139–166.
  11. ^ Odin, G.S .; Карри, Д .; Ханзикер, Дж. З. (1978). «Радиометрические датировки глауконитов северо-западной Европы и шкала времени палеогена». Журнал геологического общества. 135 (5): 481–497. Bibcode:1978JGSoc.135..481O. Дои:10.1144 / gsjgs.135.5.0481. S2CID  129095948.
  12. ^ Knox, R. W. O.'B .; Pearson, P.N .; Барри, Т. Л. (2012). «Рассмотрение случая использования третичного образования в качестве формального периода или неформальной единицы» (PDF). Труды ассоциации геологов. 123 (3): 390–393. Дои:10.1016 / j.pgeola.2012.05.004.
  13. ^ а б Тернер, С. К .; Hull, P. M .; Риджвелл, А. (2017). «Вероятностная оценка скорости появления ПЭТМ». Nature Communications. 8 (353): 353. Bibcode:2017НатКо ... 8..353K. Дои:10.1038 / s41467-017-00292-2. ЧВК  5572461. PMID  28842564.
  14. ^ Zhang, Q .; Willems, H .; Ding, L .; Сюй, X. (2019). «Реакция более крупных бентосных фораминифер на палеоцен-эоценовый термальный максимум и положение границы палеоцена / эоцена в мелководных бентосных зонах Тетии: данные из Южного Тибета». Бюллетень GSA. 131 (1–2): 84–98. Bibcode:2019GSAB..131 ... 84Z. Дои:10.1130 / B31813.1. S2CID  134560025.
  15. ^ Kennet, J. P .; Стотт, Л. Д. (1995). "Терминальное палеоценовое массовое вымирание в глубоком море: связь с глобальным потеплением". Влияние прошлых глобальных изменений на жизнь: исследования по геофизике. Национальная академия наук.
  16. ^ Winguth, C .; Томас, Э. (2012). «Глобальное снижение вентиляции океана, оксигенации и продуктивности во время палеоцен-эоценового термального максимума: последствия для вымирания бентоса». Геология. 40 (3): 263–266. Bibcode:2012Geo .... 40..263Вт. Дои:10.1130 / G32529.1.
  17. ^ Schmidt, G.A .; Шинделл Д. Т. (2003). «Состав атмосферы, радиационное воздействие и изменение климата как следствие массового выброса метана из газовых гидратов» (PDF). Палеоокеанография. 18 (1): н / д. Bibcode:2003PalOc..18.1004S. Дои:10.1029 / 2002PA000757. В архиве (PDF) из оригинала 20 октября 2011 г.
  18. ^ Энциклопедия Британника https://www.britannica.com/science/Eocene-Epoch
  19. ^ Bowen, J. G .; Закос, Дж. К. (2010). «Быстрая секвестрация углерода в конце палеоцен-эоценового термального максимума». Природа Геонауки. 3 (12): 866–869. Дои:10.1038 / ngeo1014.
  20. ^ а б c d е Pearson, P.N .; Палмер, М. Р. (2000). «Концентрация двуокиси углерода в атмосфере за последние 60 миллионов лет». Природа. 406 (6797): 695–699. Bibcode:2000Натура.406..695П. Дои:10.1038/35021000. PMID  10963587. S2CID  205008176.
  21. ^ Ройер, Дана Л .; Wing, Scott L .; Бирлинг, Дэвид Дж .; Джолли, Дэвид В .; Koch, Paul L .; Hickey1, Leo J .; Бернер, Роберт А. (22 июня 2001 г.). «Палеоботанические свидетельства близких к современным уровням атмосферного CO2 в третичном периоде». Наука. 292 (5525): 2310–2313. Bibcode:2001Научный ... 292.2310R. Дои:10.1126 / science.292.5525.2310. PMID  11423657.
  22. ^ О'Нил, Деннис (2012). "Первые приматы". anthro.palomar.edu.
  23. ^ Myhre, G .; Shindell, D .; Bréon, F.-M .; Коллинз, В .; Fuglestvedt, J .; Huang, J .; Koch, D .; и другие. (2013). «Антропогенное и естественное радиационное воздействие» (PDF). В Stocker, T.F .; Qin, D .; Платтнер, Г.-К .; Тиньор, М .; Allen, S.K .; Boschung, J .; Nauels, A .; Xia, Y .; Bex, V .; Мидгли, П. (ред.). Изменение климата 2013: основы физических наук. Вклад Рабочей группы I в Пятый оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата. Кембридж: Издательство Кембриджского университета.
  24. ^ а б Sloan, L.C .; Walker, C.G .; Мур-младший, Т. С .; Rea, D. K .; Захос, Дж. К. (1992). «Возможное полярное потепление, вызванное метаном в раннем эоцене». Природа. 357 (6376): 1129–1131. Дои:10.1038 / 357320a0. HDL:2027.42/62963. PMID  11536496. S2CID  4348331.
  25. ^ а б c d Speelman, E. N .; Ван Кемпен, М. М. Л .; Barke, J .; Brinkhuis, H .; Reichart, G.J .; Smolders, A.JP .; Рулофс, Дж. Г. М .; Sangiorgi, F .; De Leeuw, J. W .; Лоттер, А. Ф .; Синнинге Дамсте, Дж. С. (27 марта 2009 г.). «Цветение азоллы в Арктике в эоцене: условия окружающей среды, продуктивность и сокращение выбросов углерода». Геобиология. 7 (2): 155–170. Дои:10.1111 / j.1472-4669.2009.00195.x. PMID  19323694.
  26. ^ а б c d е ж Bohaty, S.M .; Захос, Дж. К. (2003). «Значительное потепление Южного океана в конце среднего эоцена». Геология. 31 (11): 1017–1020. Дои:10.1130 / g19800.1.
  27. ^ а б Пирсон, П. Н. (2010). «Повышенный уровень CO2 в атмосфере в среднем эоцене». Наука. 330 (6005): 763–764. Дои:10.1126 / science.1197894. PMID  21051620. S2CID  20253252.
  28. ^ а б Pagani, M .; Zachos, J.C .; Freeman, Katherine H .; Типпл, Бретт; Бохати, Стивен (2005). «Заметное снижение концентрации углекислого газа в атмосфере в палеогене». Наука. 309 (5734): 600–603. Bibcode:2005Наука ... 309..600П. Дои:10.1126 / science.1110063. PMID  15961630. S2CID  20277445.
  29. ^ а б Лир, К. Х.; Bailey, T. R .; Pearson, P.N .; Coxall, H.K .; Розенталь, Ю. (2008). «Похолодание и рост льда через переход от эоцена к олигоцену». Геология. 36 (3): 251–254. Дои:10.1130 / g24584a.1.
  30. ^ Sloan, L.C .; Реа, Д. К. (1995). «Углекислый газ в атмосфере и климат раннего эоцена: исследование чувствительности моделирования общей циркуляции». Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология. 119 (3–4): 275–292. Дои:10.1016/0031-0182(95)00012-7.
  31. ^ а б c Хубер, М. (2009). «Змеи рассказывают жаркую сказку». Природа. 457 (7230): 669–671. Дои:10.1038 / 457669a. PMID  19194439. S2CID  205044111.
  32. ^ а б c Huber, M .; Кабальеро, Р. (2011). "The early Eocene equable climate problem revisited". Климат прошлого. 7 (2): 603–633. Дои:10.5194/cp-7-603-2011.
  33. ^ Sloan, L.C .; Barron, E. J. (1990). ""Equable" climates during Earth history?". Геология. 18 (6): 489–492. Дои:10.1130/0091-7613(1990)018<0489:ecdeh>2.3.co;2.
  34. ^ Sloan, L. C. (1994). "Equable climates during the early Eocene: Significance of regional paleogeography for North American climate". Геология. 22 (10): 881–884. Дои:10.1130/0091-7613(1994)022<0881:ecdtee>2.3.co;2.
  35. ^ Huber, M .; Sloan, L. C. (2001). "Heat transport, deeps waters, and thermal gradients: Coupled simulation of an Eocene Greenhouse Climate". Письма о геофизических исследованиях. 28 (18): 3481–3484. Дои:10.1029/2001GL012943.
  36. ^ Sloan, L.C .; Morrill, C. (1998). "Orbital forcing and Eocene continental temperatures". Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология. 144 (1–2): 21–35. Дои:10.1016/s0031-0182(98)00091-1.
  37. ^ а б Sloan, L.C .; Pollard, D. (1998). "Polar stratospheric clouds: A high latitude warming mechanism in an ancient greenhouse world". Письма о геофизических исследованиях. 25 (18): 3517–3520. Дои:10.1029/98gl02492.
  38. ^ Kirk-Davidoff, D. B.; Lamarque, J. F. (2008). "Maintenance of polar stratospheric clouds in a moist stratosphere". Климат прошлого. 4: 69–78. Дои:10.5194/cp-4-69-2008.
  39. ^ Galeotti, S.; Krishnan, Srinath; Pagani, Mark; Ланчи, Лука; Gaudio, Alberto; Zachos, James C.; Монечи, Симонетта; Morelli, Guia; Lourens, Lucas (2010). "Orbital chronology of Early Eocene hyperthermals from the Contessa Road section, central Italy". Письма по науке о Земле и планетах. 290 (1–2): 192–200. Дои:10.1016/j.epsl.2009.12.021.
  40. ^ Diester-Haass, L.; Zahn, R. (1996). «Переход от эоцена к олигоцену в Южном океане: история циркуляции водных масс и биологическая продуктивность». Геология. 24 (2): 163–166. Дои:10.1130/0091-7613(1996)024<0163:eotits>2.3.co;2.
  41. ^ а б Barker, P. F.; Thomas, E. (2004). "Origin, signature and palaeoclimatic influence of the Antarctic Circumpolar Current". Обзоры наук о Земле. 66 (1–2): 143–162. Дои:10.1016/j.earscirev.2003.10.003.
  42. ^ Huber, M .; Nof, D. (2006). "The ocean circulation in the southern hemisphere and its climatic impacts in the Eocene". Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология. 231 (1–2): 9–28. Дои:10.1016/j.palaeo.2005.07.037.
  43. ^ Barker, P. F.; Filippelli, Gabriel M .; Флориндо, Фабио; Martin, Ellen E.; Шер, Ховард Д. (2007). "Onset and Role of the Antarctic Circumpolar Current" (PDF). Topical Studies in Oceanography. 54 (21–22): 2388–2398. Bibcode:2007DSRII..54.2388B. Дои:10.1016 / j.dsr2.2007.07.028.
  44. ^ Gandolfo, MA; Hermsen, EJ; Zamaloa, MC; Nixon, KC; González, CC (2011). "Oldest Known Eucalyptus Macrofossils Are from South America". PLOS ONE. 6 (6): e21084. Bibcode:2011PLoSO...621084G. Дои:10.1371/journal.pone.0021084. ЧВК  3125177. PMID  21738605.
  45. ^ Head, J.J.; Bloch, J.I.; Hastings, A.K.; Bourque, J.R .; Cadena, E.A.; Herrera, F.A.; Polly, P.D.; Jaramillo, C.A. (February 2009). "Giant boid snake from the Palaeocene neotropics reveals hotter past equatorial temperatures". Природа. 457 (7230): 715–7. Bibcode:2009Natur.457..715H. Дои:10.1038 / природа07671. ISSN  0028-0836. PMID  19194448. S2CID  4381423.

дальнейшее чтение

  • Ogg, Jim; June, 2004, Overview of Global Boundary Stratotype Sections and Points (GSSP's) Global Stratotype Sections and Points Accessed April 30, 2006.
  • Stanley, Steven M. История системы Земля. Нью-Йорк: W.H. Freeman and Company, 1999. ISBN  0-7167-2882-6

внешняя ссылка