Палеогеновый период ( IPA : / ˈ p eɪ l i . ə dʒ iː n , - l i . oʊ -, ˈ p æ l i -/ PAY -lee-ə-jeen, -lee-oh-, PAL -ee- ; также пишется как Palaeogene или Palæogene ) — геологический период и система , охватывающая 43 миллиона лет с конца мелового периода 66 млн лет назад (миллионов лет назад) до начала неогенового периода 23,03 млн лет назад. Это первый период кайнозойской эры , который делится на эпохи палеоцена , эоцена и олигоцена . Более ранний термин «третичный период» использовался для определения времени, которое в настоящее время охватывается палеогеновым периодом и последующим неогеновым периодом; несмотря на то, что он больше не признается в качестве формального стратиграфического термина , «третичный» все еще иногда остается в неофициальном употреблении. [5] Палеоген часто обозначается аббревиатурой «Pg», хотя Геологическая служба США использует на своих геологических картах аббревиатуру « Pe » для палеогена. [6] [7]
В течение палеогенового периода млекопитающие продолжали диверсифицироваться от относительно небольших, простых форм до большой группы разнообразных животных в результате мел-палеогенового вымирания , которое завершило предыдущий меловой период. [8]
Период отмечен значительными изменениями климата от палеоценового-эоценового термического максимума , через глобальное похолодание в эоцене до первого появления постоянных ледяных щитов в Антарктике в начале олигоцена. [9]
Палеоген делится на три серии / эпохи : палеоцен, эоцен и олигоцен. Эти стратиграфические единицы могут быть определены глобально или регионально. Для глобальной стратиграфической корреляции Международная комиссия по стратиграфии (ICS) ратифицирует глобальные ярусы на основе Глобального стратотипического разреза и точки границы (GSSP) из одной формации ( стратотипа ), определяющей нижнюю границу яруса. [10]
Палеоцен — первая серия/эпоха палеогена, длившаяся с 66,0 до 56,0 млн лет. Она делится на три этапа: датский 66,0–61,6 млн лет; зеландский 61,6–59,2 млн лет; и танетский 59,2–56,0 млн лет. [11] GSSP для основания кайнозоя, палеогена и палеоцена находится в Уэд-Джерфане, к западу от Эль-Кефа , Тунис . Он отмечен иридиевой аномалией , вызванной ударом астероида , и связан с мел-палеогеновым вымиранием. Граница определяется как ржавое основание глинистого слоя толщиной 50 см , который мог отложиться всего за несколько дней. Похожие слои наблюдаются в морских и континентальных отложениях по всему миру. Эти слои включают аномалию иридия, микротектиты , богатые никелем кристаллы шпинели и шокированный кварц , все индикаторы крупного внеземного воздействия. Остатки кратера найдены в Чиксулубе на полуострове Юкатан в Мексике . Вымирание нептичьих динозавров , аммонитов и резкие изменения в морском планктоне и многих других группах организмов также используются для целей корреляции. [11]
Эоцен — вторая серия/эпоха палеогена, длившаяся с 56,0 до 33,9 млн лет. Он делится на четыре этапа: ипрский — 56,0–47,8 млн лет; лютетский — 47,8–41,2 млн лет; бартонский — 41,2–37,71 млн лет; и приабонский — 37,71–33,9 млн лет. GSSP для основания эоцена находится в Дабабии, недалеко от Луксора , Египет , и отмечен началом значительных изменений в глобальных соотношениях изотопов углерода , вызванных крупным периодом глобального потепления. Изменение климата было вызвано быстрым высвобождением замороженных клатратов метана из осадков морского дна в начале палеоцен-эоценового термического максимума (PETM). [11]
Олигоцен — третья и самая молодая серия/эпоха палеогена, длившаяся с 33,9 млн лет до 23,03 млн лет. Она делится на два этапа: рюпельский с 33,9 млн лет до 27,82 млн лет; и хаттский с 27,82 до 23,03 млн лет. GSSP для основания олигоцена находится в Массиньяно , недалеко от Анконы , Италия . Вымирание планктонных фораминифер ханткенинид является ключевым маркером границы эоцена и олигоцена, что было временем похолодания климата, приведшего к широкомасштабным изменениям в фауне и флоре. [11]
Заключительные стадии распада Пангеи произошли в палеогене, когда рифтинг Атлантического океана и расширение морского дна распространились на север, разделив Североамериканскую и Евразийскую плиты, а Австралия и Южная Америка отделились от Антарктиды , открыв Южный океан . Африка и Индия столкнулись с Евразией, образовав Альпийско-Гималайские горные цепи, а западная окраина Тихоокеанской плиты изменилась с расходящейся на сходящуюся границу плит. [12]
Альпийская орогенезия развилась в ответ на столкновение Африканской и Евразийской плит во время закрытия океана Неотетис и открытия Центральной Атлантики. Результатом стала серия дугообразных горных хребтов, от горных хребтов Телль - Риф - Бетик в западном Средиземноморье через Альпы , Карпаты , Апеннины , Динариды и Эллиниды до Тавриды на востоке. [13] [12]
С позднего мела до раннего палеоцена Африка начала сходиться с Евразией. Неровные очертания континентальных окраин, включая Адриатический мыс (Адрия) , который простирался на север от Африканской плиты, привели к развитию нескольких коротких зон субдукции , а не одной длинной системы. [13] В западном Средиземноморье Европейская плита была погружена на юг под Африканскую плиту, в то время как в восточном Средиземноморье Африка была погружена под Евразию вдоль наклонной на север зоны субдукции. [12] [14] Конвергенция между Иберийской и Европейской плитами привела к Пиренейской орогенезу [15], и, по мере того как Адрия продвигалась на север, начали развиваться Альпийские и Карпатские орогены. [16] [14]
За столкновением Адрии с Евразией в раннем палеоцене последовала пауза в сближении Африки и Евразии продолжительностью около 10 миллионов лет, связанная с началом раскрытия северной части Атлантического океана, когда Гренландия отделилась от Евразийской плиты в палеоцене. [16] Скорость сближения между Африкой и Евразией снова возросла в раннем эоцене, а оставшиеся океанические бассейны между Адрией и Европой закрылись. [13] [17]
Между 40 и 30 млн лет назад субдукция началась вдоль западной средиземноморской дуги горных цепей Телль, Риф, Бетик и Апеннин. Скорость конвергенции была меньше скорости субдукции плотной литосферы западного Средиземноморья, и откат субдуцирующей плиты привел к дугообразной структуре этих горных хребтов. [13] [15]
В восточном Средиземноморье около 35 млн лет назад Анатолийско-Таврическая платформа (северная часть Адрии) начала входить в желоб, что привело к развитию горных цепей Динариды, Эллиниды и Тавриды, поскольку пассивные пограничные отложения Адрии были соскребаны на кору Евразии во время субдукции. [13] [18]
Горный пояс Загрос простирается примерно на 2000 км от восточной границы Ирака до побережья Макрана на юге Ирана . Он образовался в результате схождения и столкновения Аравийской и Евразийской плит при закрытии океана Неотетис и состоит из осадков, соскобленных с нисходящей Аравийской плиты. [19] [20]
С позднего мела на окраине Евразии образовалась вулканическая дуга , поскольку кора Неотетиса была погружена под нее. Отдельная внутриокеаническая зона субдукции в Неотетисе привела к надвиганию океанической коры на аравийскую окраину в позднем мелу и палеоцене, при этом откол субдуцированной океанической плиты вблизи аравийской окраины произошел в эоцене. [19] [20] Континентальное столкновение началось в эоцене около 35 млн лет назад и продолжалось в олигоцене до 26 млн лет назад. [19] [20]
Индийский континент отделился от Мадагаскара около 83 млн лет назад и быстро дрейфовал (около 18 см/год в палеоцене) на север к южной окраине Евразии. Быстрое снижение скорости до около 5 см/год в раннем эоцене регистрирует столкновение Тетических (Тибетских) Гималаев , передового края Большой Индии, с Лхасским террейном Тибета (южная окраина Евразии), вдоль зоны сутуры Инд-Ярлинг-Зангбо . [12] [21] К югу от этой зоны Гималаи состоят из метаосадочных пород , соскобленных с ныне субдуцированной индийской континентальной коры и мантийной литосферы по мере развития столкновения. [12]
Палеомагнитные данные помещают современный Индийский континент дальше на юг во время столкновения и уменьшения скорости плит, указывая на наличие большого региона к северу от Индии, который теперь был погружен под Евразийскую плиту или включен в горный пояс. Этот регион, известный как Большая Индия, образовался путем расширения вдоль северной окраины Индии во время открытия Неотетиса. Тетический Гималайский блок лежал вдоль его северного края, а океан Неотетис лежал между ним и южной Евразией. [12] [22]
Дискуссия о количестве деформаций, наблюдаемых в геологической летописи в зоне столкновения Индии и Евразии, по сравнению с размером Большой Индии, о времени и характере столкновения относительно уменьшения скорости плиты и объяснениях необычно высокой скорости Индийской плиты привела к нескольким моделям для Большой Индии: 1) Зона субдукции от позднего мела до раннего палеоцена могла находиться между Индией и Евразией в Неотетисе, разделяя регион на две плиты, за субдукцией последовало столкновение Индии с Евразией в среднем эоцене. В этой модели Большая Индия была бы менее 900 км в ширину; [22] 2) Большая Индия могла образовать единую плиту шириной в несколько тысяч километров с микроконтинентом Тетисские Гималаи, отделенным от Индийского континента океаническим бассейном . Микроконтинент столкнулся с южной Евразией около 58 млн лет назад (поздний палеоцен), в то время как скорость плиты не уменьшалась до около 58 млн лет назад. 50 млн лет назад, когда темпы субдукции упали, поскольку молодая океаническая кора вошла в зону субдукции; [23] 3) Эта модель присваивает более древние даты частям Большой Индии, что меняет ее палеогеографическое положение относительно Евразии и создает Большую Индию, образованную протяженной континентальной корой шириной 2000–3000 км. [24]
Альпийско-Гималайский орогенный пояс в Юго-Восточной Азии простирается от Гималаев в Индии через Мьянму ( Западно-Бирманский блок ) , Суматру , Яву до Западного Сулавеси . [25]
В период с позднего мела до палеогена движение Индийской плиты на север привело к сильно наклонной субдукции Неотетиса вдоль края блока Западной Бирмы и развитию крупного трансформного разлома с севера на юг вдоль границы Юго-Восточной Азии на юге. [26] [25] Между 60 и 50 млн лет назад ведущий северо-восточный край Большой Индии столкнулся с блоком Западной Бирмы, что привело к деформации и метаморфизму . [26] В среднем эоцене возобновилась субдукция с падением на север вдоль южного края Юго-Восточной Азии, от западной Суматры до Западного Сулавеси, по мере того как Австралийская плита медленно дрейфовала на север. [25]
Столкновение между Индией и блоком Западной Бирмы завершилось к концу олигоцена. По мере продолжения столкновения Индии и Евразии перемещение материала из зоны столкновения было приспособлено вдоль и расширяло уже существующие основные сдвиговые системы региона. [26]
В палеоцене распространение морского дна вдоль Срединно-Атлантического хребта распространялось от Центральной Атлантики на север между Северной Америкой и Гренландией в море Лабрадор (около 62 млн лет назад) и заливе Баффина (около 57 млн лет назад), а к раннему эоцену (около 54 млн лет назад) — в северо-восточную Атлантику между Гренландией и Евразией. [12] [27] Расширение между Северной Америкой и Евразией, также в раннем эоцене, привело к открытию Евразийского бассейна через Арктику, который был связан с хребтом Баффина залива и Срединно-Атлантическим хребтом на юге через крупные сдвиговые разломы. [12] [28]
С эоцена и до раннего олигоцена Гренландия действовала как независимая плита, двигавшаяся на север и вращавшаяся против часовой стрелки. Это привело к сжатию Канадского Арктического архипелага , Шпицбергена и северной Гренландии, что привело к орогенезу Эврика . [12] [28] Примерно с 47 млн лет назад восточная окраина Гренландии была прорезана хребтом Рейкьянес (северо-восточная ветвь Срединно-Атлантического хребта), распространяющимся на север и отколовшимся от микроконтинента Ян-Майен . [12]
Примерно через 33 млн лет распространение морского дна в море Лабрадор и заливе Баффина постепенно прекратилось, и распространение морского дна сосредоточилось вдоль северо-восточной части Атлантического океана. К концу олигоцена граница плит между Северной Америкой и Евразией была установлена вдоль Срединно-Атлантического хребта, при этом Гренландия снова присоединилась к Северо-Американской плите, а микроконтинент Ян-Майен был частью Евразийской плиты, где его остатки сейчас лежат на востоке и, возможно, под юго-востоком Исландии. [12] [28]
Североатлантическая магматическая провинция простирается через Гренландию и северо-западные европейские окраины и связана с прото-исландским мантийным плюмом , который поднялся под литосферой Гренландии около 65 млн лет назад. [28] Было две основные фазы вулканической активности с пиками около 60 млн лет назад и около 55 млн лет назад. Магматизм в британской и северо-западной атлантической вулканических провинциях произошел в основном в раннем палеоцене, последний связан с повышенной скоростью спрединга в Лабрадорском море, в то время как северо-восточный атлантический магматизм произошел в основном в раннем эоцене и связан с изменением направления спрединга в Лабрадорском море и дрейфом Гренландии на север. Места магматизма совпадают с пересечением распространяющихся рифтов и крупномасштабных, ранее существовавших литосферных структур, которые действовали как каналы на поверхность для магмы . [ 28] [30]
Прибытие прото-Исландского плюма считалось движущим механизмом рифтинга в Северной Атлантике. Однако, рифтинг и первоначальное расширение морского дна произошли до прибытия плюма, крупномасштабный магматизм произошел на расстоянии от рифтинга, и рифтинг распространялся по направлению к плюму, а не от него, что привело к предположению, что плюм и связанный с ним магматизм могли быть результатом, а не причиной тектонических сил плит, которые привели к распространению рифтинга из Центральной в Северную Атлантику. [28] [30]
Горообразование продолжалось вдоль Североамериканских Кордильер в ответ на субдукцию плиты Фараллон под Североамериканскую плиту. Вдоль центральной части североамериканской окраины сокращение земной коры мелового-палеоценового орогена Севьер уменьшилось, и деформация сместилась на восток. Уменьшающееся падение субдуцирующей плиты Фараллон привело к образованию плоского сегмента плиты , что увеличило трение между ним и основанием Североамериканской плиты. Возникшая в результате орогенеза Ларамида , которая начала развитие Скалистых гор , представляла собой широкую зону толстослойной деформации с разломами , простирающимися до глубин средней коры, и подъемом пород фундамента , которые лежали к востоку от пояса Севьера и более чем в 700 км от желоба. [31] [32] С подъемом Ларамида Западный Внутренний Морской Путь был разделен, а затем отступил. [31]
В период от середины до конца эоцена (50–35 млн лет назад) скорость конвергенции плит снизилась, а наклон плиты Фараллон начал становиться круче. Подъем прекратился, и регион в значительной степени выровнялся эрозией . К олигоцену конвергенция уступила место растяжению, рифтингу и широко распространенному вулканизму по всему поясу Ларамид. [31] [32]
Конвергенция океана и континента, обусловленная восточной зоной субдукции плиты Фараллон под западным краем Южной Америки, продолжалась с мезозоя. [33]
В течение палеогена изменения в движении плит и эпизоды регионального обмеления и увеличения крутизны плит привели к изменениям в величине сокращения земной коры и количестве магматизма вдоль длины Анд . [33] В Северных Андах океаническое плато с вулканической дугой было аккретировано в течение позднего мела и палеоцена, в то время как Центральные Анды находились под влиянием субдукции океанической коры, а Южные Анды подверглись влиянию субдукции хребта Фараллон-Восточная Антарктида. [34] [35]
Карибская плита в основном состоит из океанической коры Карибской большой магматической провинции , которая образовалась в позднем меловом периоде. [35] В период с позднего мелового периода до палеоцена вдоль ее северной окраины произошла субдукция атлантической коры, в то время как на юго-западе островная дуга столкнулась с северными Андами, образовав зону субдукции с востока, где литосфера Карибского моря погрузилась под южноамериканскую окраину. [36]
В эоцене (ок. 45 млн лет назад) субдукция плиты Фараллон вдоль зоны субдукции Центральной Америки была (восстановлена) [35] . Субдукция вдоль северной части Карибской вулканической дуги прекратилась, когда Багамская карбонатная платформа столкнулась с Кубой, и была заменена сдвиговыми движениями в виде трансформного разлома, простирающегося от Срединно-Атлантического хребта, связанного с северной границей Карибской плиты. Субдукция теперь была сосредоточена вдоль южной Карибской дуги ( Малые Антильские острова ). [35] [37]
К олигоцену внутриокеаническая вулканическая дуга Центральной Америки начала сталкиваться с северо-западной частью Южной Америки. [36]
В начале палеогена Тихий океан состоял из плит Тихоокеанской, Фараллон, Кула и Изанаги . Центральная Тихоокеанская плита росла за счет расширения морского дна, в то время как остальные три плиты были субдуцированы и раздроблены. В южной части Тихого океана расширение морского дна продолжалось с позднего мела через Тихоокеанско-Антарктический, Тихоокеанско-Фараллонский и Фараллон-Антарктический срединные океанические хребты. [12]
Спрединговый хребет Изанаги-Тихоокеанского моря лежал почти параллельно зоне субдукции Восточной Азии, и между 60–50 млн лет назад спрединговый хребет начал субдуцироваться. Примерно к 50 млн лет назад Тихоокеанская плита уже не была окружена спрединговыми хребтами, но имела зону субдукции вдоль своего западного края. Это изменило силы, действующие на Тихоокеанскую плиту, и привело к крупной реорганизации движений плит по всему Тихоокеанскому региону. [38] Результирующие изменения напряжения между плитами Тихоокеанского и Филиппинского морей инициировали субдукцию вдоль дуг Изу-Бонин-Мариана и Тонга-Кермадек . [38] [35]
Субдукция плиты Фараллон под американские плиты продолжалась с позднего мела. [12] Спрединговый хребет Кула-Фараллон лежал к северу от нее до эоцена (около 55 млн лет назад), когда северная часть плиты раскололась, образовав плиту Ванкувер/Хуан де Фука . [35] В олигоцене (около 28 млн лет назад) первый сегмент спредингового хребта Тихоокеанско-Фараллон вошел в североамериканскую зону субдукции около Нижней Калифорнии [39], что привело к крупным сдвиговым движениям и образованию разлома Сан-Андреас . [12] На границе палеогена и неогена спрединг прекратился между плитами Тихоокеанской и Фараллон, и плита Фараллон снова раскололась, образовав современные плиты Наска и Кокос . [35] [39]
Плита Кула лежала между Тихоокеанской плитой и Северной Америкой. На севере и северо-западе она погружалась под Алеутский желоб . [12] [35] Распространение между плитами Кула и Тихоокеанской и Фараллон прекратилось около 40 млн лет назад, и плита Кула стала частью Тихоокеанской плиты. [12] [35]
Подводная горная цепь Гавайско -Императорская образовалась над Гавайской горячей точкой . Первоначально считавшаяся неподвижной в мантии, горячая точка, как теперь полагают, дрейфовала на юг в палеоцене и раннем эоцене, когда Тихоокеанская плита двигалась на север. Примерно 47 млн лет назад движение горячей точки прекратилось, и движение Тихоокеанской плиты изменилось с северного на северо-западное в ответ на начало субдукции вдоль ее западного края. Это привело к изгибу цепи подводных гор на 60 градусов. Другие цепи подводных гор, связанные с горячими точками в южной части Тихого океана, демонстрируют аналогичное изменение ориентации в это время. [40]
Медленное расширение морского дна продолжалось между Австралией и Восточной Антарктидой. Мелководные каналы, вероятно, образовались к югу от Тасмании, открыв Тасманийский проход в эоцене, а глубоководные океанские пути открылись с середины олигоцена. Рифтование между Антарктическим полуостровом и южной оконечностью Южной Америки образовало пролив Дрейка и открыло Южный океан также в это время, завершив распад Гондваны. Открытие этих проходов и создание Южного океана создали Антарктическое циркумполярное течение . Ледники начали формироваться по всему континенту Антарктида, который теперь лежит изолированно в южной полярной области и окружен холодными водами океана. Эти изменения способствовали падению глобальной температуры и началу ледниковых условий. [31]
Растягивающие напряжения от зоны субдукции вдоль северного Неотетиса привели к рифтингу между Африкой и Аравией, образовав Аденский залив в конце эоцена. [41] На западе, в раннем олигоцене, извержения базальтов происходили по всей Эфиопии , северо-востоку Судана и юго-западу Йемена , когда мантийный плюм Афар начал воздействовать на основание африканской литосферы. [12] [41] Рифтование поперек южного Красного моря началось в середине олигоцена, а поперек центрального и северного регионов Красного моря — в конце олигоцена и начале миоцена. [41]
Климатические условия значительно различались в течение палеогена. После того, как разрушение Чиксулубом завершилось , период прохладных и сухих условий продолжался с позднего мела. На границе палеоцена и эоцена глобальные температуры быстро росли с наступлением палеоцен-эоценового термического максимума (PETM). [12] К середине эоцена температуры снова начали падать и к позднему эоцену (около 37 млн лет назад) снизились достаточно для образования ледяных щитов в Антарктиде. Глобальный климат вошел в условия ледника на границе эоцена и олигоцена, и начался современный позднекайнозойский ледниковый период . [31]
Палеоген начался с короткой, но интенсивной « зимы удара », вызванной ударом Чиксулуб , за которой последовал резкий период потепления. После того, как температуры стабилизировались, продолжалось устойчивое охлаждение и высыхание позднемелового-раннепалеогенового холодного интервала, который охватывал последние два периода позднего мела , [ 9] с кратковременным перерывом в виде позднедатского события (ок. 62,2 млн лет назад), когда глобальные температуры повысились. [42] [43] [44] Нет никаких доказательств существования ледяных щитов на полюсах во время палеоцена. [12]
Относительно прохладные условия были прекращены Танетским термическим событием и началом PETM. [9] Это был один из самых теплых периодов фанерозоя, в течение которого глобальные средние температуры поверхности увеличились до 31,6 °C. [45] Согласно исследованию, опубликованному в 2018 году, примерно с 56 до 48 млн лет назад годовые температуры воздуха над сушей и в средних широтах составляли в среднем около 23–29 °C (± 4,7 °C). [46] [47] [48] Для сравнения, это было на 10–15 °C выше, чем текущие годовые средние температуры в этих областях. [48]
Этот быстрый рост глобальной температуры и интенсивные парниковые условия были вызваны внезапным увеличением уровня углекислого газа в атмосфере (CO 2 ) и других парниковых газов . [31] Сопутствующий рост влажности отражается в увеличении каолинита в отложениях, который образуется в результате химического выветривания в жарких, влажных условиях. [12] Тропические и субтропические леса процветали и распространялись в полярные регионы. Водяной пар (парниковый газ), связанный с этими лесами, также способствовал парниковым условиям. [31]
Первоначальный рост глобальной температуры был связан с вторжением магматических силлов в богатые органикой отложения во время вулканической активности в Североатлантической магматической провинции, примерно между 56 и 54 млн лет назад, что быстро высвободило большое количество парниковых газов в атмосферу. [12] Это потепление привело к таянию замороженных гидратов метана на континентальных склонах, что добавило еще больше парниковых газов. Оно также снизило скорость захоронения органического вещества, поскольку более высокие температуры ускорили скорость бактериального разложения , которое высвободило CO2 обратно в океаны. [31]
(Относительно) внезапные климатические изменения, связанные с PETM, привели к вымиранию некоторых групп фауны и флоры и появлению других. Например, с потеплением Северного Ледовитого океана вымерло около 70% видов глубоководных фораминифер , [31] в то время как на суше появилось много современных млекопитающих, включая приматов . [49] Колебания уровня моря привели к тому, что во время низких уровней воды через Берингов пролив между Северной Америкой и Евразией образовался сухопутный мост, что позволило наземным животным перемещаться между двумя континентами. [12]
За PETM последовал менее суровый Эоценовый термический максимум 2 (ок. 53,69 млн лет назад) [50] и Эоценовый термический максимум 3 (ок. 53 млн лет назад). Ранние теплые условия эоцена были прекращены событием Azolla . Считается, что это изменение климата около 48,5 млн лет назад было вызвано распространением водных папоротников рода Azolla , что привело к секвестрации больших объемов CO 2 из атмосферы растениями. С этого времени и примерно до 34 млн лет назад наблюдалась медленная тенденция к охлаждению, известная как похолодание среднего и позднего эоцена. [9] Поскольку температура в высоких широтах падала, присутствие холодноводных диатомовых водорослей предполагает , что морской лед мог образовываться зимой в Северном Ледовитом океане [31] , а к позднему эоцену (ок. 37 млн лет назад) появились свидетельства оледенения в Антарктиде. [12]
Изменения в глубоководных течениях океана, когда Австралия и Южная Америка отошли от Антарктиды, открыв проливы Дрейка и Тасманийский пролив, стали причиной падения глобальной температуры. Теплые воды южной части Атлантического, Индийского и южной части Тихого океанов распространились на юг в открывающийся Южный океан и стали частью холодного циркумполярного течения. Плотные полярные воды погрузились в глубокие океаны и двинулись на север, снижая глобальную температуру океана. Это охлаждение могло произойти менее чем за 100 000 лет и привело к повсеместному вымиранию морской жизни. К границе эоцена и олигоцена осадки, отложившиеся в океане из ледников, указывают на наличие ледяного щита в западной Антарктиде, который простирался до океана. [31]
Развитие циркумполярного течения привело к изменениям в океанах, что в свою очередь еще больше уменьшило содержание CO2 в атмосфере . Увеличение подъема холодной воды стимулировало продуктивность фитопланктона , а более прохладные воды снизили скорость бактериального распада органического вещества и способствовали росту гидратов метана в морских отложениях. Это создало цикл положительной обратной связи, в котором глобальное похолодание уменьшило содержание CO2 в атмосфере , и это уменьшение содержания CO2 привело к изменениям, которые еще больше снизили глобальные температуры. Уменьшение испарения из более прохладных океанов также уменьшило влажность в атмосфере и увеличило засушливость. К раннему олигоцену североамериканские и евразийские тропические и субтропические леса были заменены сухими лесами и широко распространенными лугами. [31]
Максимум раннего олигоцена оледенения продолжался около 200 000 лет, [51] и глобальная средняя температура поверхности продолжала постепенно снижаться в течение рюпельского века . [9] Падение уровня мирового океана в середине олигоцена указывает на значительный рост ледникового покрова Антарктиды. [31] В позднем олигоцене глобальные температуры начали немного повышаться, хотя они продолжали быть значительно ниже, чем в предыдущие эпохи палеогена, и полярные льды сохранялись. [9]
Тропические таксоны диверсифицировались быстрее, чем те, что находились в более высоких широтах, после мел-палеогенового вымирания, что привело к развитию значительного широтного градиента разнообразия. [52] Млекопитающие начали быстро диверсифицироваться в этот период. После мел-палеогенового вымирания, которое привело к исчезновению нептичьих динозавров , млекопитающие начали эволюционировать из нескольких небольших и обобщенных форм в большинство современных разновидностей, которые мы видим в настоящее время. Некоторые из этих млекопитающих эволюционировали в крупные формы, которые доминировали на суше, в то время как другие стали способны жить в морской , специализированной наземной и воздушной среде. Те, кто приспособился к океанам, стали современными китообразными , в то время как те, кто приспособился к деревьям, стали приматами , группой, к которой принадлежат люди. Птицы , существующие динозавры , которые уже хорошо обосновались к концу мелового периода , также испытали адаптивную радиацию , когда они заняли небеса, опустевшие после ныне вымерших птерозавров . Некоторые нелетающие птицы, такие как пингвины , бескилевые и жуткие птицы, также заполнили ниши, оставленные гесперорнисами и другими вымершими динозаврами.
Выраженное похолодание в олигоцене привело к массивному изменению флоры, и многие современные растения появились в это время. Злаки и травы, такие как полынь , начали размножаться за счет тропических растений, количество которых начало уменьшаться. Хвойные леса развивались в горных районах. Эта тенденция к похолоданию продолжалась, с большими колебаниями, до конца плейстоценового периода. [53] Это доказательство этого изменения флоры обнаружено в палинологической записи. [54]
