АссистентНовый вопросИсторияОбласти знаний
Партнёрские проектыСпецпроектыСтать автором
Сменить язык
О РУВИКИ

Палеогеновый период

ИИ-обзор статьи
Палеогеновый период (палеоген) — первый геологический период кайнозойской эры, начавшийся 66,0 млн лет назад и закончившийся 23,04 млн лет назад, ознаменовавшийся бурным развитием млекопитающих и формированием современных горных систем.
Раннепалеогеновое потепление
После начального похолодания глобальные температуры резко возросли во время ПЭТМ, достигнув 31,6 °C из-за выброса парниковых газов.
Позднепалеогеновое похолодание
С середины эоцена началось похолодание; открытие проливов Дрейка и Тасманова привело к образованию Антарктического циркумполярного течения и оледенению Антарктиды. К олигоцену установился ледниковый период.
Появление китообразных и расцвет птиц и головоногих
В палеогене появились примитивные китообразные; в воздухе господствовали веерохвостые птицы (в том числе гасторнисы); вымерли последние белемниты, уступив место расцвету головоногих с редуцированной раковиной (осьминоги, каракатицы, кальмары). В конце периода произошло эоцен-олигоценовое вымирание.
Господство вечнозелёных лесов и расцвет цветковых
Европу покрывали вечнозелёные тропические леса, лишь на севере встречались листопадные. Разнообразие цветковых растений увеличилось.
Расширение Северной Атлантики в палеогене
В палеоцене спрединг распространился на север, открыв море Лабрадор и Баффинов залив. К раннему эоцену раскрылась северо-восточная Атлантика между Гренландией и Евразией, что привело к образованию Евразийского бассейна.
система отдел ярус Возраст,
млн лет назад
Неоген Миоцен Аквитанский меньше
Палеоген Олигоцен Хаттский 27,82—23,03
Рюпельский 33,9—27,82
Эоцен Приабонский 37,71—33,9
Бартонский 41,2—37,71
Лютетский 47,8—41,2
Ипрский 56,0—47,8
Палеоцен Танетский 59,2—56,0
Зеландский 61,6—59,2
Датский 66,0—61,6
Мел Верхний Маастрихтский больше
Деление дано в соответствии с IUGS
по состоянию на март 2020 года

Палеоге́новый пери́од (палеоге́н) — первый геологический период кайнозоя. Начался 66,0 млн лет назад, закончился 23,04 млн лет назад. Продолжался, таким образом, около 43 млн лет. Комплекс отложений (горных пород), соответствующих данному возрасту, называется палеоге́новой систе́мой[3]. Ранее палеоген и неоген входили в состав третичного периода.

Палеоген делят на три эпохи: палеоцен продолжительностью 10,0 млн лет, эоцен продолжительностью 22,1 млн лет и олигоцен продолжительностью 10,9 млн лет, которые, в свою очередь, делят на несколько веков.

Общие сведения
Часть геологической истории Земли
Палеогеновый период
сокр. Палеоген
66—23,04 млн лет назад
Геохронологические данные
Эон Фанерозой
Эра Кайнозой
Длительность 43 млн лет
Климат[1]
Уровень кислорода 21 %
Уровень CO2 0,4 %
Средняя температура 21—27 °C

Палеогеография

Последние этапы распада Пангеи произошли в палеогене, когда Атлантический океан рифтогенез и расширение морского дна распространились на север, разделив Северо-Американскую и Евразийскую плиты, а Австралия и Южная Америка отделились от Антарктиды, образовав Южный океан. Африка и Индия столкнулись с Евразией, образовав Альпийско-Гималайские горные цепи, а западная граница Тихоокеанской плиты превратилась из расходящейся в сходящуюся границу плит[4].

Альпийско-Гималайская складчатость

Альпийский горообразование

Альпийская складчатость сформировалась в результате столкновения Африканской и Евразийской тектонических плит во время закрытия океана Тетис и открытия Центральной Атлантики. В результате образовался ряд дугообразных горных хребтов, от Телль-Риф-Бетических гор в западной части Средиземного моря через Альпы, Карпаты, Апеннины, Динарские Альпы и Элладские горы до Таврских гор на востоке[5].

С позднего мелового периода до раннего палеоцена Африка начала сближаться с Евразией. Неровные очертания континентальных окраин, в том числе Адриатического полуострова (Адрии), простиравшегося на север от Африканской плиты, привели к образованию нескольких коротких зон субдукции, а не одной длинной системы. В западной части Средиземного моря Европейская плита погружалась под Африканскую плиту в южном направлении, а в восточной части Средиземного моря Африка погружалась под Евразию вдоль зоны субдукции, наклонённой к северу. Сближение Пиренейской и Европейской плит привело к Пиренейской складчатости[6][7] и, по мере продвижения Адриатической плиты на север, к образованию Альпийских и Карпатских складчатых поясов[8].

Map shows the location of subduction zones and extensional features of the western Alpine-Himalayan orogenic belt.

За столкновением Адриатики с Евразией в раннем палеоцене последовала примерно 10-миллионная пауза в сближении Африки и Евразии, связанная с началом формирования Североатлантического океана, когда Гренландия отделилась от Евразийской плиты в палеоцене. В раннем эоцене скорость сближения Африки и Евразии снова возросла, и оставшиеся океанические бассейны между Адриатикой и Европой закрылись[9].

Примерно 40-30 млн лет назад вдоль западной средиземноморской дуги Телл, Риф, Бетика и Апеннинских гор началась субдукция. Скорость сближения была меньше скорости субдукции плотной литосферы западного Средиземноморья, и откат субдуцирующей плиты привёл к образованию дугообразной структуры этих горных хребтов.

В восточной части Средиземного моря около 35 млн лет назад Анатолидско-Таврическая платформа (северная часть Адриатики) начала погружаться в желоб, что привело к образованию горных цепей Динариды, Хеллериды и Тавриды, поскольку пассивная окраина отложения Адриатики были сброшены на кору Евразии в процессе субдукции[10].

Горы Загрос

Горный массив Загрос простирается примерно на 2000 км от восточной границы Ирака до побережья Мекрана на юге Ирана. Он образовался в результате сближения и столкновения Аравийской и Евразийской плит при закрытии океана Неотетис и состоит из отложений, поднятых с опускающейся Аравийской плиты[11].

Начиная с позднего мелового периода на окраине Евразии развивалась вулканическая дуга по мере того, как под неё погружалась кора Неотетиса. Отдельная внутриокеаническая зона субдукции в Неотетисе привела к обдукции океанической коры на окраине Аравийского моря в позднем меловом периоде и палеоцене, а в эоцене произошло отделение погрузившейся океанической плиты недалеко от окраины Аравийского моря. Столкновение континентов началось в эоцене около 35 млн лет назад и продолжалось в олигоцене около 26 млн лет назад[12].

Строение Гималаев

Map showing the outline of the Indian continent as it drifted north from close to Madagascar to its present day position.

Индийский континент отделился от Мадагаскара примерно 83 млн лет назад и быстро (около 18 см/год в палеоцене) дрейфовал на север, к южной окраине Евразии. Резкое снижение скорости до 5 см/год в раннем эоцене свидетельствует о столкновении Тетийского (Тибетского) Гималаи, передний край Большой Индии, с Лхасским террейномТибета (южная окраина Евразии), вдоль Индо-Ярлинг-Зангбоской шовной зоны. К югу от этой зоны Гималаи состоят из метаосадочных пород, соскобленных с ныне погрузившейся под воду индийской континентальной коры и мантийной литосферы в процессе столкновения[13].

Палеомагнитные данные указывают на то, что во время столкновения и снижения скорости тектонических плит современный Индийский субконтинент находился южнее, что свидетельствует о наличии крупного региона к северу от Индии, который сейчас погрузился под Евразийскую плиту или стал частью горного пояса. Этот регион, известный как Большая Индия, образовался в результате растяжения вдоль северной границы Индии во время открытия океана Неотетис. Тетийский Гималайский блок располагался вдоль его северного края, а между ним и южной частью Евразии находился океан Неотетис[14].

Споры о степени деформации, зафиксированной в геологических отложениях в зоне столкновения Индии и Евразии, в сравнении с размерами Большой Индии, о времени и характере столкновения в сравнении с уменьшением скорости движения плит, а также об объяснениях необычно высокой скорости движения Индийской плиты привели к появлению нескольких моделей Большой Индии:

  • Между Индией и Евразией в Неотетисе могла находиться зона субдукции, существовавшая с позднего мелового периода до раннего палеоцена, которая разделяла регион на две плиты. За субдукцией последовало столкновение Индии с Евразией в середине эоцена. В этой модели ширина Большой Индии составляла бы менее 900 км;
  • Большая Индия могла представлять собой единую плиту шириной в несколько тысяч километров, а Тетийский Гималайский микроконтинент был отделён от Индийского континента океаническим бассейном. Микроконтинент столкнулся с южной частью Евразии около 58 млн лет назад (поздний палеоцен), при этом скорость движения плиты не снижалась примерно до 50 млн лет назад, когда скорость субдукции упала из-за того, что в зону субдукции попала молодая океаническая кора[15];
  • Согласно этой модели, части Большой Индии имеют более древнее происхождение, что меняет её палеогеографическое положение относительно Евразии и создаёт Большую Индию, состоящую из протяжённой континентальной коры шириной 2000-3000 км[16].

Юго — Восточная Азия

Альпийско-Гималайский орогенный пояс в Юго-Восточной Азии простирается от Гималаев в Индии через Мьянму (блок Западной Бирмы) Суматру, Яву до Западного Сулавеси[17].

В период от позднего мелового до палеогенового века движение Индийской плиты на север привело к сильно наклонной субдукции Неотетиса вдоль края Западно-Бирманского блока и образованию крупного трансформного разлома с севера на юг вдоль границы Юго-Восточной Азии на юге. Примерно 60-50 млн лет назад ведущий северо-восточный край Большой Индии столкнулся с Западно-Бирманским блоком, что привело к деформации и метаморфизму. В середине эоцена вдоль южной границы Юго-Восточной Азии, от западной Суматры до Западного Сулавеси, возобновилась субдукция с северным наклоном, поскольку Австралийская плита медленно дрейфовала на север.

Столкновение между Индией и Западно-Бирманским блоком завершилось к концу олигоцена. По мере продолжения столкновения между Индией и Евразией перемещение материала из зоны столкновения происходило вдоль уже существовавших крупных сдвиговых систем региона и расширяло их[18].

Атлантический океан

В палеоцене спрединг морского дна вдоль Среднеатлантического хребта распространился из Центральной Атлантики на север между Северной Америкой и Гренландией в море Лабрадор (около 62 млн лет назад) и Баффиновом заливе (около 57 млн лет назад), а к раннему эоцену (около 54 млн лет назад) — в северо-восточную Атлантику между Гренландией и Евразией. Расширение территории между Северной Америкой и Евразией, также произошедшее в раннем эоцене, привело к образованию Евразийского бассейна в Арктике, который был связан с хребтом Баффина и Срединно-Атлантическим хребтом на юге крупными сдвиговыми разломами.[19]

С эоцена до раннего олигоцена Гренландия была независимой плитой, двигавшейся на север и вращавшейся против часовой стрелки. Это привело к сжатию Канадского Арктического архипелага, Шпицбергена и северной Гренландии, что привело к орогенезу Эврика. Примерно 47 млн лет назад восточная окраина Гренландии была разрезана хребтом Рейкьянес (северо-восточная ветвь Срединно-Атлантического хребта), который продвинулся на север и отделил микроконтинент Ян-Майен.

Примерно 33 млн лет назад расширение морского дна в море Лабрадор и Баффиновом заливе постепенно прекратилось, и расширение морского дна сосредоточилось в северо-восточной части Атлантического океана. К концу олигоцена граница между Северо-Американской и Евразийской плитами установилась вдоль Срединно-Атлантического хребта, при этом Гренландия снова присоединилась к Северо-Американской плите, а микроконтинент Ян-Майен стал частью Евразийской плиты, и его остатки сейчас находятся на востоке и, возможно, под юго-восточной частью Исландии[20].

Североатлантическая крупная магматическая провинция

Cliff face showing three layers of rock; the bottom layer is sedimentary rock; the middle layer forms columns, whilst the layer above is blocky in appearance.

Североатлантическая магматическая провинция простирается вдоль берегов Гренландии и северо-западной Европы и связана с протоисландским мантийным плюмом, который поднялся под литосферу Гренландии примерно 65 млн лет назад. Выделяют две основные фазы вулканической активности с пиками около 60 млн лет назад и около 55 млн лет назад. Магматизм в Британской и Северо-Атлантической вулканических провинциях происходил в основном в раннем палеоцене, что связано с увеличением скорости спрединга в море Лабрадор, в то время как магматизм в Северо-Атлантической провинции происходил в основном в раннем эоцене и связан с изменением направления спрединга в море Лабрадор и дрейфом Гренландии на север. Места проявления магматизма совпадают с местами пересечения распространяющихся рифтов и крупномасштабных, ранее существовавших литосферных структур, которые служили каналами для выхода магмы на поверхность.

Появление прото-исландского плюма считается движущей силой рифтогенеза в Северной Атлантике. Однако тот факт, что рифтогенез и начальное расширение морского дна произошли до появления плюма, крупномасштабный магматизм наблюдался на некотором расстоянии от рифтогенеза, а рифтогенез распространялся в сторону плюма, а не от него, позволяет предположить, что плюм и связанный с ним магматизм могли быть скорее следствием, чем причиной тектонических сил, которые привели к распространению рифтогенеза из Центральной Атлантики в Северную[22].

Америка

Северная Америка

Горное строительство продолжалось вдоль Кордильер Северной Америки в ответ на субдукцию плиты Фараллон под Северо-Американскую плиту. В центральной части североамериканской окраины сокращение земной коры в меловой и палеоценовый периоды Севирским орогенезом уменьшилось, и деформация сместилась на восток. Уменьшение угла наклона погружающейся плиты Фараллон привело к образованию плоского сегмента, что усилило трение между ним и основанием Северо-Американской плиты. В результате Ларамийской складчатости, положившей начало формированию Скалистых гор, образовалась широкая зона толстокорой деформации с разломами, уходящими на глубину в среднюю часть земной коры, и поднятием подстилающих пород, которые залегали к востоку от Севьерского пояса, на расстоянии более 700 км от желоба. В результате Ларамийского поднятия Западный внутренний морской путь был разделён, а затем отступил.

В середине и конце эоцена (50-35 млн лет назад) скорость сближения плит уменьшилась, и наклон плиты Фараллон стал более крутым. Поднятие прекратилось, и регион в значительной степени выровнялся в результате эрозии. К олигоцену сближение сменилось растяжением, рифтогенезом и повсеместным вулканизмом в Ларамийском поясе[23][24].

Южная Америка

Конвергенция океана и континента, обусловленная погружением плиты Фараллон под западную часть Южной Америки в зоне субдукции с восточным наклоном, продолжалась с мезозоя[25].

В течение палеогена изменения в движении тектонических плит и эпизоды регионального утонения и утолщения плиты привели к колебаниям величины сокращения земной коры и объёмов магматизма по всей протяжённости Анд. В Северных Андах в позднем меловом периоде и палеоцене произошло слияние океанического плато с вулканической дугой, в то время как в Центральных Андах преобладала субдукция океанической коры, а на Южные Анды повлияла субдукция океанического хребта Фараллон-Восточная Антарктика[26].

Карибы

Карибская плита в основном состоит из океанической коры Карибской крупной магматической провинции, сформировавшейся в позднем меловом периоде. В позднем меловом периоде и в палеоцене вдоль её северной границы происходила субдукция атлантической коры, в то время как на юго-западе островная дуга столкнулась с северными Андами, образовав зону субдукции с восточным наклоном, где карибская литосфера погружалась под южноамериканскую окраину.

В эоцене (около 45 млн лет назад) была (повторно) установлена субдукция плиты Фараллон вдоль Центральноамериканской зоны субдукции. 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 и соединяющегося с северной границей Карибской плиты. Теперь субдукция сосредоточена вдоль южной части Карибской дуги (Малые Антильские острова)[27][28].

К олигоцену внутриокеаническая Центральноамериканская вулканическая дуга начала сталкиваться с северо-западной частью Южной Америки.

Тихий океан

В начале палеогена Тихий океан состоял из Тихоокеанской, Фараллонской, Кульской и Изанаги плит. Центральная часть Тихоокеанской плиты росла за счёт расширения морского дна, в то время как остальные три плиты погружались в мантию и разрушались. В южной части Тихого океана расширение морского дна продолжалось с позднего мелового периода на срединно-океанических хребтах Тихоокеанско-Антарктическом, Тихоокеанско-Фараллонском и Фараллонско-Антарктическом.

Тихоокеанский хребет Изанаги располагался почти параллельно Восточно-Азиатской зоне субдукции, и в период от 60 до 50 млн лет назад хребет начал погружаться. Примерно 50 млн лет назад Тихоокеанская плита перестала быть окружённой хребтами, но вдоль её западного края образовалась зона субдукции. Это изменило силы, действующие на Тихоокеанскую плиту, и привело к серьёзной реорганизации движений плит во всём Тихоокеанском регионе. В результате изменения напряжения между Тихоокеанской и Филиппинским морем плитами началась субдукция вдоль Идзу-Бонин-Марианской и Тонга-Кермадекской дуг.[29]

Субдукция плиты Фараллон под Американскую плиту продолжалась с позднего мелового периода. Срединно-океанический хребет Кула-Фараллон располагался к северу от него до эоцена (около 55 млн лет назад), когда северная часть плиты раскололась, образовав Ванкуверскую плиту/плиту Хуан-де-Фука. В олигоцене (около 28 млн лет назад) первый сегмент Тихоокеанско-Фараллонского срединно-океанического хребта вошёл в зону субдукции Северной Америки в районе Нижней Калифорнии, что привело к крупным сдвиговым движениям и образованию разлома Сан-Андреас. На границе палеогена и неогена спрединг между Тихоокеанской и Фараллонской плитами прекратился, и Фараллонская плита снова раскололась, образовав современные плиту Наска и плиту Кокос.

Кулаская плита располагалась между Тихоокеанской плитой и Северной Америкой. На севере и северо-западе она погружалась под Алеутский жёлоб. Растяжение между Кулаской и Тихоокеанской плитами, а также плитой Фараллон прекратилось около 40 млн лет назад, и Кулаская плита стала частью Тихоокеанской плиты[30]

Горячая точка на Гавайях

Гавайский хребет подводных гор образовалась над Гавайской горячей точкой. Первоначально считалось, что горячая точка находится в мантии неподвижно, но теперь известно, что в период от палеоцена до раннего эоцена она сместилась на юг, а Тихоокеанская плита — на север. Примерно 47 млн лет назад движение горячей точки прекратилось, а движение Тихоокеанской плиты изменилось с северного на северо-западное в связи с началом субдукции вдоль её западной границы. Это привело к изгибу цепи подводных гор на 60 градусов. Другие цепи подводных гор, связанные с горячими точками в южной части Тихого океана, в это время также меняют свою ориентацию[31].

Антарктида

Между Австралией и Восточной Антарктидой продолжалось медленное расширение морского дна. Вероятно, к югу от Тасмании образовались мелководные каналы, открывшие Тасманово море в эоцене, а с середины олигоцена стали открываться глубоководные пути. В результате рифтогенеза между Антарктическим полуостровом и южной оконечностью Южной Америки образовался пролив Дрейка и открылся Южный океан, что также завершило распад Гондваны. Открытие этих проливов и создание Южного океана привели к формированию Антарктического циркумполярного течения. Ледники начали формироваться на континенте Антарктида, который теперь был изолирован в южной полярной области и окружён холодными океанскими водами. Эти изменения привели к снижению глобальной температуры и началу ледникового периода.

Photo of a cliff face showing layers of basalt lava flows

Красное Море и Восточная Африка

Растягивающие напряжения в зоне субдукции вдоль северной части Неотетиса привели к рифтообразованию между Африкой и Аравией, в результате чего в позднем эоцене образовался Аденский залив На западе в раннем олигоцене потоковые базальты извергались на территории Эфиопии, северо-восточного Судана и юго-западного Йемена, когда Афарский мантийный плюм начал воздействовать на основание африканской литосферы. Рифтогенез на юге Красного моря начался в середине олигоцена, а в центральной и северной частях Красного моря — в конце олигоцена и начале миоцена[32].

Климат

Климатические условия в палеогене значительно менялись. После того как последствия астероидного удара в районе Чиксулуб сошли на нет, с позднего мелового периода продолжался период прохладных и засушливых условий. На границе палеоцена и эоцена глобальные температуры резко возросли с наступлением палеоцен-эоценового термального максимума (ПЭТМ). К середине эоцена температуры снова начали снижаться, а к концу эоцена (около 37 млн лет назад) они упали настолько, что в Антарктиде образовались ледяные щиты. На границе эоцена и олигоцена глобальный климат стал «ледяным», и начался современный позднекайнозойский ледниковый период.

Палеоген начался с короткой, но интенсивной «воздействии зимы», вызванной Чиксулубским столкновением, за которой последовал резкий период потепления. После стабилизации температуры продолжилось устойчивое похолодание и высыхание позднемелового — раннепалеогенового холодного интервала, охватившего последние два периода позднего мелового периода,[33] с лишь кратковременным перерывом в виде последнего данийского события (около 62,2 млн лет назад), когда глобальные температуры повысились.[34][35][36] Нет никаких свидетельств того, что в палеоцене на полюсах были ледяные щиты

Относительно прохладным условиям пришёл конец из-за термального явления в Танетии и начала Палеоцено-эоценового термического максимума. Это было одно из самых тёплых времён фанерозойской эры, в течение которого глобальные средние температуры поверхности повысились до 31,6 ° C.[37]Согласно исследованию, опубликованному в 2018 году, примерно с 56 по 48 млн лет годовая температура воздуха над сушей и в средних широтах составляла в среднем около 23-29 ° C (± 4,7 °C).[38][39] Для сравнения, это было на 10-15 ° C выше текущих среднегодовых температур в этих районах[40].

Такой стремительный рост глобальной температуры и интенсивное парниковое воздействие были вызваны внезапным повышением уровня атмосферного углекислого газа (CO2) и других парниковых газов. Сопутствующее повышение влажности привело к увеличению количества каолинита в отложениях, который образуется в результате химического выветривания в жарких и влажных условиях. Тропические и субтропические леса процветали и распространялись в полярных регионах. Водяной пар (парниковый газ), связанный с этими лесами, также способствовал парниковому эффекту.

Первоначальный рост глобальной температуры был связан с внедрением магматических силлов в богатые органикой отложения во время вулканической активности в Североатлантической магматической провинции примерно 56-54 млн лет назад, что привело к быстрому выбросу большого количества парниковых газов в атмосферу. Это потепление привело к таянию замороженных гидратов метана на континентальных склонах, что привело к дальнейшему выбросу парниковых газов. Это также снизило скорость захоронения органических веществ, поскольку более высокие температуры ускорили процесс бактериального разложения, в результате которого CO2 снова попал в океаны.

(Относительно) внезапные климатические изменения, связанные с поздним эоцен-палеоценовым термовымбросом, привели к вымиранию одних групп фауны и флоры и появлению других. Например, из-за потепления в Северном Ледовитом океане вымерло около 70 % глубоководных фораминифер, в то время как на суше появились многие современные млекопитающие, в том числе приматы. Из-за колебаний уровня моря во время отливов между Северной Америкой и Евразией образовывался сухопутный мост через Берингов пролив, по которому между двумя континентами перемещались наземные животные[41].

За палеогеновым периодом последовал менее интенсивный второй эоценовый термальный максимум (около 53,69 млн лет назад),[42] Тёплые условия раннего эоцена закончились событием Азолла. Считается, что изменение климата, произошедшее около 48,5 млн лет назад, было вызвано распространением водных папоротников рода Азолла, в результате чего растения поглощали из атмосферы большое количество CO2. С этого времени и примерно до 34 млн лет назад наблюдалась тенденция к медленному похолоданию, известная как средне-позднеэоценовое похолодание. По мере снижения температуры в высоких широтах наличие холодной воды диатомовых водорослей указывает на то, что зимой в Северном Ледовитом океане мог образовываться морской лёд, а к концу эоцена (около 37 млн лет назад) появились свидетельства оледенения в Антарктиде[43].

Изменения в глубинных океанических течениях, вызванные тем, что Австралия и Южная Америка отошли от Антарктиды, открыв проливы Дрейка и Тасманова, привели к снижению глобальной температуры. Тёплые воды Южной Атлантики, Индийского и южной части Тихого океанов распространились на юг, в открывшийся Южный океан, и стали частью холодного циркумполярного течения. Плотные полярные воды опустились в глубины океанов и двинулись на север, снизив глобальную температуру океана. Это похолодание могло произойти менее чем за 100 000 лет и привести к массовому вымиранию морских обитателей. На границе эоцена и олигоцена отложения, принесённые в океан ледниками, указывают на наличие ледникового щита в западной Антарктиде, который простирался до океана[44].

Развитие циркумполярного течения привело к изменениям в океанах, что, в свою очередь, ещё больше снизило содержание CO2 в атмосфере. Усиление подъёма холодных вод стимулировало продуктивность фитопланктона, а более холодные воды снизили скорость бактериального разложения органических веществ и способствовали росту метановых гидратов в морских отложениях. Это создало цикл положительной обратной связи, в котором глобальное похолодание снижало содержание CO2 в атмосфере, а это снижение содержания CO2 приводило к изменениям, которые ещё больше снижали глобальную температуру. Уменьшение испарения с поверхности более холодных океанов также привело к снижению влажности в атмосфере и повышению засушливости. К началу олигоцена тропические и субтропические леса Северной Америки и Евразии сменились сухими лесами и обширными лугами.

Раннеолигоценовый ледниковый максимум длился около 200 000 лет, и средняя глобальная температура поверхности продолжала постепенно снижаться в течение рупельского периода. Падение уровня Мирового океана в середине олигоцена свидетельствует о значительном росте антарктического ледникового щита. В позднем олигоцене глобальные температуры начали немного повышаться, хотя они по-прежнему были значительно ниже, чем в предыдущие эпохи палеогена, и полярный лёд сохранялся[45].

Растительный мир

Практически вся Европа была покрыта вечнозелёными тропическими лесами, и лишь в северных областях произрастали листопадные растения. Увеличивается разнообразие цветковых растений.

Животный мир

В этом периоде начался бурный расцвет млекопитающих. После мел-палеогенового вымирания большого количества рептилий возникло множество свободных экологических ниш, которые начали занимать новые виды млекопитающих. Были распространены яйцекладущие, сумчатые и плацентарные. Через 100 тыс. лет после падения метеорита таксономическое разнообразие млекопитающих удвоилось, а максимальная масса млекопитающих увеличилась почти до уровней, предшествующих мел-палеогеновому вымиранию. Приблизительно трёхкратное увеличение максимальной массы тела млекопитающих произошло через 300 тыс. лет после мел-палеогенового вымирания, первые крупные млекопитающие появились через 700 тысяч лет после мел-палеогенового вымирания, что совпадает с первым появлением растений семейства бобовых[46].

В лесах и лесостепях Азии в среднем олигоцене возникла так называемая «индрикотериевая фауна».

В воздухе господствуют веерохвостые беззубые птицы. Широко распространены крупные бегающие хищные птицы (гасторнисы). Увеличивается разнообразие насекомых.

В морях процветают костистые рыбы. Появляются примитивные китообразные, новые группы кораллов, морских ежей. Фораминиферы-нуммулитиды достигают нескольких сантиметров (в исключительных случаях — даже 19 см[47]) в диаметре, что очень много для одноклеточных. Вымирают последние белемниты или похожие на них формы, начинается расцвет головоногих с редуцированной или вовсе исчезнувшей раковиной — осьминогов, каракатиц и кальмаров, вместе с белемнитами объединяемых в группу колеоидей. Происходит эоцен-олигоценовое вымирание.

Иллюстрации

Открытие восточной части Индийского океана 40 млн лет назад: Индийская и Австралийская плиты сливаются
Море Неотетис в эпоху олигоцена (рюпельский век, 33,9—27,8 млн лет назад)

Примечания

  1. ↑ History of Earth's Climate. Дата обращения: 9 ноября 2020. Архивировано 30 октября 2020 года.
  2. ↑ Latest version of the International Chronostratigraphic Chart (англ.). International Commission on Stratigraphy. Дата обращения: 26 августа 2026.
  3. ↑ Стратиграфический кодекс России. — М.: Межведомственный стратиграфический комитет России; ВСЕГЕИ, 2006. — ISBN 593761075X. Приложение 3, п. 3.6.
  4. ↑ Torsvik, Trond H. Earth history and palaeogeography / Trond H. Torsvik, Leonard Robert Morrison Cocks. — Cambridge : Cambridge university press, 2017. — ISBN 978-1-107-10532-4.
  5. ↑ Royden, Leigh; Faccenna, Claudio (2018-05-30). “Subduction Orogeny and the Late Cenozoic Evolution of the Mediterranean Arcs”. Annual Review of Earth and Planetary Sciences [англ.]. 46 (1): 261—289. Bibcode:2018AREPS..46..261R. DOI:10.1146/annurev-earth-060115-012419. ISSN 0084-6597.
  6. ↑ Martín-Martín, Manuel; Perri, Francesco; Critelli, Salvatore (2023-08-01). “Cenozoic detrital suites from the Internal Betic-Rif Cordilleras (S Spain and N Morocco): implications for paleogeography and paleotectonics”. Earth-Science Reviews. 243. Bibcode:2023ESRv..24304498M. DOI:10.1016/j.earscirev.2023.104498. HDL:10045/136199. ISSN 0012-8252.
  7. ↑ Brunsmann, Quentin; Rosenberg, Claudio Luca; Bellahsen, Nicolas (2024). “The Western Alpine arc: a review and new kinematic model”. Comptes Rendus. Géoscience [фр.]. 356 (S2): 231—263. DOI:10.5802/crgeos.253. ISSN 1778-7025.
  8. ↑ Stephenson, Randell; Schiffer, Christian; Peace, Alexander; Nielsen, Søren Bom; Jess, Scott (2020-11-01). “Late Cretaceous-Cenozoic basin inversion and palaeostress fields in the North Atlantic-western Alpine-Tethys realm: Implications for intraplate tectonics”. Earth-Science Reviews. 210. Bibcode:2020ESRv..21003252S. DOI:10.1016/j.earscirev.2020.103252. HDL:2164/16706. ISSN 0012-8252.
  9. ↑ Brombin, Valentina; Bonadiman, Costanza; Jourdan, Fred; Roghi, Guido; Coltorti, Massimo; Webb, Laura E.; Callegaro, Sara; Bellieni, Giuliano; De Vecchi, Giampaolo; Sedea, Roberto; Marzoli, Andrea (2019-05-01). “Intraplate magmatism at a convergent plate boundary: The case of the Cenozoic northern Adria magmatism”. Earth-Science Reviews. 192: 355—378. Bibcode:2019ESRv..192..355B. DOI:10.1016/j.earscirev.2019.03.016. HDL:11392/2403525. ISSN 0012-8252. Архивировано из оригинала 2024-04-17. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  10. ↑ Schmid, Stefan M.; Fügenschuh, Bernhard; Kounov, Alexandre; Maţenco, Liviu; Nievergelt, Peter; Oberhänsli, Roland; Pleuger, Jan; Schefer, Senecio; Schuster, Ralf; Tomljenović, Bruno; Ustaszewski, Kamil; van Hinsbergen, Douwe J. J. (2020-02-01). “Tectonic units of the Alpine collision zone between Eastern Alps and western Turkey”. Gondwana Research. 78: 308—374. Bibcode:2020GondR..78..308S. DOI:10.1016/j.gr.2019.07.005. HDL:1874/394073. ISSN 1342-937X. Архивировано из оригинала 2024-04-14. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  11. ↑ Koshnaw, Renas I.; Schlunegger, Fritz; Stockli, Daniel F. (2021-11-03). “Detrital zircon provenance record of the Zagros mountain building from the Neotethys obduction to the Arabia–Eurasia collision, NW Zagros fold–thrust belt, Kurdistan region of Iraq”. Solid Earth [англ.]. 12 (11): 2479—2501. Bibcode:2021SolE...12.2479K. DOI:10.5194/se-12-2479-2021. ISSN 1869-9510. Архивировано из оригинала 2024-08-19. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  12. ↑ Fu, Xiaofei; Feng, Zhiqiang; Zhang, Faqiang; Zhang, Zhongmin; Guo, Jinrui; Cao, Zhe; Kor, Ting; Cheng, Ming; Yan, Jianzhao; Zhou, Yu (2024-03-01). “Wilson cycles of the Zagros fold and thrust belt: A comprehensive review”. Journal of Asian Earth Sciences. 262. Bibcode:2024JAESc.26205993F. DOI:10.1016/j.jseaes.2023.105993. ISSN 1367-9120.
  13. ↑ Metcalfe, Ian (2021-12-01). “Multiple Tethyan ocean basins and orogenic belts in Asia”. Gondwana Research. SPECIAL ISSUE: GR-100. 100: 87—130. Bibcode:2021GondR.100...87M. DOI:10.1016/j.gr.2021.01.012. ISSN 1342-937X.
  14. ↑ Martin, Craig R.; Jagoutz, Oliver; Upadhyay, Rajeev; Royden, Leigh H.; Eddy, Michael P.; Bailey, Elizabeth; Nichols, Claire I. O.; Weiss, Benjamin P. (2020-11-24). “Paleocene latitude of the Kohistan–Ladakh arc indicates multistage India–Eurasia collision”. Proceedings of the National Academy of Sciences [англ.]. 117 (47): 29487—29494. Bibcode:2020PNAS..11729487M. DOI:10.1073/pnas.2009039117. ISSN 0027-8424. PMC 7703637. PMID 33148806.
  15. ↑ van Hinsbergen, Douwe J. J.; Lippert, Peter C.; Li, Shihu; Huang, Wentao; Advokaat, Eldert L.; Spakman, Wim (2019-06-05). “Reconstructing Greater India: Paleogeographic, kinematic, and geodynamic perspectives”. Tectonophysics. Linking Plate Tectonics and Volcanism to Deep Earth Dynamics – a tribute to Trond H. Torsvik. 760: 69—94. Bibcode:2019Tectp.760...69V. DOI:10.1016/j.tecto.2018.04.006. HDL:1874/380963. ISSN 0040-1951. Архивировано из оригинала 2024-04-15. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  16. ↑ Meng, Jun; Gilder, Stuart A.; Tan, Xiaodong; Li, Xin; Li, Yalin; Luo, Hui; Suzuki, Noritoshi; Wang, Zihao; Chi, Yuchen; Zhang, Chunyang; Wang, Chengshan (2023-08-15). “Strengthening the argument for a large Greater India”. Proceedings of the National Academy of Sciences [англ.]. 120 (33). Bibcode:2023PNAS..12005928M. DOI:10.1073/pnas.2305928120. ISSN 0027-8424. PMID 37552758.
  17. ↑ Metcalfe, Ian (2021-12-01). “Multiple Tethyan ocean basins and orogenic belts in Asia”. Gondwana Research. SPECIAL ISSUE: GR-100. 100: 87—130. Bibcode:2021GondR.100...87M. DOI:10.1016/j.gr.2021.01.012. ISSN 1342-937X. Архивировано из оригинала 2024-04-18. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  18. ↑ Morley, C. K. (2012-10-01). “Late Cretaceous–Early Palaeogene tectonic development of SE Asia”. Earth-Science Reviews. 115 (1): 37—75. Bibcode:2012ESRv..115...37M. DOI:10.1016/j.earscirev.2012.08.002. ISSN 0012-8252.
  19. ↑ Gaina, Carmen; Jakob, Johannes (2019-06-05). “Global Eocene tectonic unrest: Possible causes and effects around the North American plate”. Tectonophysics. Linking Plate Tectonics and Volcanism to Deep Earth Dynamics – a tribute to Trond H. Torsvik. 760: 136—151. Bibcode:2019Tectp.760..136G. DOI:10.1016/j.tecto.2018.08.010. HDL:10852/72851. ISSN 0040-1951. Архивировано из оригинала 2024-04-15. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  20. ↑ Abdelmalak, M. M.; Planke, S.; Polteau, S.; Hartz, E. H.; Faleide, J. I.; Tegner, C.; Jerram, D. A.; Millett, J. M.; Myklebust, R. (2019-06-05). “Breakup volcanism and plate tectonics in the NW Atlantic”. Tectonophysics. Linking Plate Tectonics and Volcanism to Deep Earth Dynamics – a tribute to Trond H. Torsvik. 760: 267—296. Bibcode:2019Tectp.760..267A. DOI:10.1016/j.tecto.2018.08.002. HDL:2164/12816. ISSN 0040-1951.
  21. ↑ Upton, Brian. "Volcanoes and the Making of Scotland". — 2nd. — Edinburgh : Dunedin Academic Press, 2015. — ISBN 978-1-78046-541-8.
  22. ↑ Peace, Alexander L.; Phethean, J. J. J.; Franke, D.; Foulger, G. R.; Schiffer, C.; Welford, J. K.; McHone, G.; Rocchi, S.; Schnabel, M.; Doré, A. G. (2020-07-01). “A review of Pangaea dispersal and Large Igneous Provinces – In search of a causative mechanism”. Earth-Science Reviews. A new paradigm for the North Atlantic Realm. 206. Bibcode:2020ESRv..20602902P. DOI:10.1016/j.earscirev.2019.102902. HDL:11568/992336. ISSN 0012-8252.
  23. ↑ Stanley, Steven. Earth System Science / Steven Stanley, John Luczaj. — 4th. — New York : W.H.Freeman and Company, 2015. — ISBN 978-1-319-15402-8.
  24. ↑ Yonkee, W. A.; Weil, A. B.; Wells, M. L. (2024-07-01). “Integrating structural, paleomagnetic, and thermo/geochronologic studies to understand evolution of the Sevier and Laramide belts, northern Utah to Wyoming”. Journal of Structural Geology. 184. Bibcode:2024JSG...18405104Y. DOI:10.1016/j.jsg.2024.105104. ISSN 0191-8141.
  25. ↑ Horton, Brian K. (February 2018). “Tectonic Regimes of the Central and Southern Andes: Responses to Variations in plate Coupling During Subduction”. Tectonics [англ.]. 37 (2): 402—429. Bibcode:2018Tecto..37..402H. DOI:10.1002/2017TC004624. ISSN 0278-7407.
  26. ↑ Pfiffner, O. Adrian; Gonzalez, Laura (June 2013). “Mesozoic–Cenozoic Evolution of the Western Margin of South America: Case Study of the Peruvian Andes”. Geosciences [англ.]. 3 (2): 262—310. Bibcode:2013Geosc...3..262P. DOI:10.3390/geosciences3020262. ISSN 2076-3263.
  27. ↑ Seton, M.; Müller, R. D.; Zahirovic, S.; Gaina, C.; Torsvik, T.; Shephard, G.; Talsma, A.; Gurnis, M.; Turner, M.; Maus, S.; Chandler, M. (2012-07-01). “Global continental and ocean basin reconstructions since 200 Ma”. Earth-Science Reviews. 113 (3): 212—270. Bibcode:2012ESRv..113..212S. DOI:10.1016/j.earscirev.2012.03.002. ISSN 0012-8252.
  28. ↑ van Benthem, Steven; Govers, Rob; Spakman, Wim; Wortel, Rinus (2013). “Tectonic evolution and mantle structure of the Caribbean”. Journal of Geophysical Research: Solid Earth [англ.]. 118 (6): 3019—3036. Bibcode:2013JGRB..118.3019V. DOI:10.1002/jgrb.50235. ISSN 2169-9313. Архивировано из оригинала 2024-09-27. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  29. ↑ Seton, Maria; Flament, Nicolas; Whittaker, Joanne; Müller, R. Dietmar; Gurnis, Michael; Bower, Dan J. (2015-03-28). “Ridge subduction sparked reorganization of the Pacific plate-mantle system 60–50 million years ago”. Geophysical Research Letters [англ.]. 42 (6): 1732—1740. Bibcode:2015GeoRL..42.1732S. DOI:10.1002/2015GL063057. ISSN 0094-8276.
  30. ↑ Wright, Nicky M.; Seton, Maria; Williams, Simon E.; Müller, R. Dietmar (2016-03-01). “The Late Cretaceous to recent tectonic history of the Pacific Ocean basin”. Earth-Science Reviews. 154: 138—173. Bibcode:2016ESRv..154..138W. DOI:10.1016/j.earscirev.2015.11.015. HDL:2123/20839. ISSN 0012-8252.
  31. ↑ Jiang, Zhaoxia; Li, Sanzhong; Liu, Qingsong; Zhang, Jianli; Zhou, Zaizheng; Zhang, Yuzhen (2021-04-01). “The trials and tribulations of the Hawaii hot spot model”. Earth-Science Reviews. 215. Bibcode:2021ESRv..21503544J. DOI:10.1016/j.earscirev.2021.103544. ISSN 0012-8252. Архивировано из оригинала 2023-11-08. Дата обращения 2024-08-19. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  32. ↑ Boone, Samuel C.; Balestrieri, Maria-Laura; Kohn, Barry (2021). “Tectono-Thermal Evolution of the Red Sea Rift”. Frontiers in Earth Science [англ.]. 9: 588. Bibcode:2021FrEaS...9..588B. DOI:10.3389/feart.2021.713448. HDL:11343/289555. ISSN 2296-6463.
  33. ↑ Scotese, Christopher Robert; Song, Haijun; Mills, Benjamin J.W.; van der Meer, Douwe G. (April 2021). “Phanerozoic paleotemperatures: The earth's changing climate during the last 540 million years”. Earth-Science Reviews [англ.]. 215. Bibcode:2021ESRv..21503503S. DOI:10.1016/j.earscirev.2021.103503. S2CID 233579194. Архивировано из оригинала 10 August 2023. Дата обращения 23 September 2023. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  34. ↑ Jehle, Sofie; Bornemann, André; Lägel, Anna Friederike; Deprez, Arne; Speijer, Robert P. (1 July 2019). “Paleoceanographic changes across the Latest Danian Event in the South Atlantic Ocean and planktic foraminiferal response”. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 525: 1—13. Bibcode:2019PPP...525....1J. DOI:10.1016/j.palaeo.2019.03.024. S2CID 134929774. Дата обращения 30 December 2022.
  35. ↑ Jehle, Sofie; Bornemann, André; Deprez, Arne; Speijer, Robert P. (25 November 2015). “The Impact of the Latest Danian Event on Planktic Foraminiferal Faunas at ODP Site 1210 (Shatsky Rise, Pacific Ocean)”. PLOS ONE. 10 (11). Bibcode:2015PLoSO..1041644J. DOI:10.1371/journal.pone.0141644. PMC 4659543. PMID 26606656.
  36. ↑ Sprong, M.; Youssef, J. A.; Bornemann, André; Schulte, P.; Steurbaut, E.; Stassen, P.; Kouwenhoven, T. J.; Speijer, Robert P. (September 2011). “A multi-proxy record of the Latest Danian Event at Gebel Qreiya, Eastern Desert, Egypt” (PDF). Journal of Micropalaeontology. 30 (2): 167—182. Bibcode:2011JMicP..30..167S. DOI:10.1144/0262-821X10-023. S2CID 55038043. Архивировано из оригинала (PDF) 28 June 2023. Дата обращения 30 December 2022.
  37. ↑ Sauermilch, Isabel; Whittaker, Joanne M.; Klocker, Andreas; Munday, David R.; Hochmuth, Katharina; Bijl, Peter K.; LaCasce, Joseph H. (9 November 2021). “Gateway-driven weakening of ocean gyres leads to Southern Ocean cooling”. Nature Communications [англ.]. 12 (1): 6465. Bibcode:2021NatCo..12.6465S. DOI:10.1038/s41467-021-26658-1. ISSN 2041-1723. PMC 8578591. PMID 34753912.
  38. ↑ Naafs, B. D. A.; Rohrssen, M.; Inglis, G. N.; Lähteenoja, O.; Feakins, S. J.; Collinson, M. E.; Kennedy, E. M.; Singh, P. K.; Singh, M. P.; Lunt, D. J.; Pancost, R. D. (2018). “High temperatures in the terrestrial mid-latitudes during the early Palaeogene” (PDF). Nature Geoscience. 11 (10): 766—771. Bibcode:2018NatGe..11..766N. DOI:10.1038/s41561-018-0199-0. HDL:1983/82e93473-2a5d-4a6d-9ca1-da5ebf433d8b. S2CID 135045515. Архивировано из оригинала (PDF) 2019-04-27. Дата обращения 2019-09-24. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  39. ↑ Ever-increasing CO2 levels could take us back to the tropical climate of Paleogene Period, ScienceDaily (30 July 2018).
  40. ↑ Ever-increasing CO2 levels could take us back to the tropical climate of Paleogene Period. University of Bristol (2018). Дата обращения: 10 августа 2018. Архивировано 31 октября 2019 года.
  41. ↑ van der Meulen, Bas; Gingerich, Philip D.; Lourens, Lucas J.; Meijer, Niels; van Broekhuizen, Sjors; van Ginneken, Sverre; Abels, Hemmo A. (2020-03-15). “Carbon isotope and mammal recovery from extreme greenhouse warming at the Paleocene–Eocene boundary in astronomically-calibrated fluvial strata, Bighorn Basin, Wyoming, USA”. Earth and Planetary Science Letters. 534. Bibcode:2020E&PSL.53416044V. DOI:10.1016/j.epsl.2019.116044. ISSN 0012-821X. Архивировано из оригинала 2024-04-19. Дата обращения 2024-09-05. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  42. ↑ Stap, L.; Lourens, L.J.; Thomas, E.; Sluijs, A.; Bohaty, S.; Zachos, J.C. (1 July 2010). “High-resolution deep-sea carbon and oxygen isotope records of Eocene Thermal Maximum 2 and H2”. Geology. 38 (7): 607—610. Bibcode:2010Geo....38..607S. DOI:10.1130/G30777.1. HDL:1874/385773. S2CID 41123449.
  43. ↑ Палеогеновая система (период), Большая российская энциклопедия. Дата обращения: 16 октября 2025.
  44. ↑ К 1. Глава 18 Палеогеновый период (Николай Владимирович Милованов) / Проза.ру. proza.ru. Дата обращения: 16 октября 2025.
  45. ↑ Zachos, James C.; Lohmann, Kyger C.; Walker, James C. G.; Wise, Sherwood W. (March 1993). “Abrupt Climate Change and Transient Climates during the Paleogene: A Marine Perspective”. The Journal of Geology [англ.]. 101 (2): 191—213. Bibcode:1993JG....101..191Z. DOI:10.1086/648216. ISSN 0022-1376. PMID 11537739. S2CID 29784731. Архивировано из оригинала 9 November 2023. Дата обращения 23 September 2023. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  46. ↑ Lyson T. R.; et al. (2019). “Exceptional continental record of biotic recovery after the Cretaceous-Paleogene mass extinction”. Science. DOI:10.1126/science.aay226. Архивировано из оригинала 2019-11-01. Дата обращения 2019-10-26. Используется устаревший параметр |url-status= (справка)
  47. ↑ Ferràndez-Cañadell C. (2002). “Multicellular-like compartmentalization of cytoplast in fossil larger foraminifera”. Lethaia. 35 (2): 121—130. DOI:10.1111/j.1502-3931.2002.tb00073.x.

Литература

  • Иорданский Н. Н. Развитие жизни на земле. — М.: Просвещение, 1981.
  • Короновский Н. В., Хаин В. Е., Ясаманов Н. А. Историческая геология : Учебник. — М.: Академия, 2006.
  • Ушаков С. А., Ясаманов Н. А. Дрейф материков и климаты Земли. — М.: Мысль, 1984.
  • Ясаманов Н. А. Древние климаты Земли. — Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
  • Ясаманов Н. А. Популярная палеогеография. — М.: Мысль, 1985.
М
е
з
о
з
о
й 		К а й н о з о й (66,0 млн лет назад — настоящее время)
Палеоген (66,0—23,03) Неоген (23,03—2,58) Четвертичный (2,58—…)
Палеоцен
(66,0—56,0) 		Эоцен
(56,0—33,9) 		Олигоцен
(33,9—23,03) 		Миоцен
(23,03—5,333) 		Плиоцен
(5,333—2,58) 		Плейстоцен
(2,58—11,7 тыс.) 		Голоцен
(11,7 тыс. —…)

Дополнительно по теме

Геохронологическая шкала млн
лет
назад
Эон Эра Период 0
Ф
а
н
е
р
о
з
о
й 		Кайнозой Четвертичный 2,58
Неоген 23
Палеоген 66
Мезозой Мел 143
Юра 201
Триас 252
Палеозой Пермь 299
Карбон 359
Девон 420
Силур 443
Ордовик 487
Кембрий 539
Докембрий Протерозой Нео-
протерозой 		Эдиакарий 635
Криогений 720
Тоний 1000
Мезо-
протерозой 		Стений 1200
Эктазий 1400
Калимий 1600
Палео-
протерозой 		Статерий 1800
Орозирий 2050
Рясий 2300
Сидерий 2500
Архей Неоархей 2800
Мезоархей 3200
Палеоархей 3600
Эоархей 4031
Катархей 4567
Данные в соответствии с IUGS
по состоянию на июнь 2026 года[2]

Категории