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올리고세

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목차

1. 개요

올리고세는 지질 시대의 한 시기로, 3390만 년 전부터 2320만 년 전까지 지속되었다. 루페리안절과 차티안절로 세분되며, 이 시기 동안 대륙은 현재 위치로 이동하고 남극 대륙은 고립되었다. 기후는 에오세-올리고세 전환기에 냉각되었으며, Oi1, Oi2 사건과 같은 빙하기 기후 변화가 나타났다. 생물권에서는 포유류의 대형화가 진행되고, 식물상은 온대림으로 대체되었으며, 해양 순환의 변화가 일어났다.

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올리고세
지도
시대 구분
시대고제3기
세올리고세
시작33.9 Ma
끝23.03 Ma
하위 구분루펠절
채트절
이전에오세
다음마이오세
명칭
명칭 형식공식
승인 날짜1978년
어원그리스어 "ὀλίγος" (oligos, '적은')
그리스어 "καινός" (kainos, '새로운')
사용 정보
천체지구
사용전 지구 (ICS)
사용되는 시간 척도ICS 시간 척도
정의
시간 단위세
층서 단위계
시간 범위 형식공식
하한 경계 정의플랑크톤 유공충 Hantkenina 와 Cribrohantkenina 의 LAD
하한 GSSP 위치이탈리아, 안코나, 마시냐노의 마시냐노 채석장 단면
하한 GSSP 승인 날짜1992년
상한 경계 정의자기 극성 크로노존 C6Cn.2n의 기저
플랑크톤 유공충 Paragloborotalia kugleri 의 FAD
상한 GSSP 위치이탈리아, 카로시오의 레메-카로시오 단면
상한 GSSP 승인 날짜1996년
대기 및 기후 데이터

2. 지질학적 경계 및 세분

올리고세의 하한계(국제층서위원회(ICS)가 지정한 전 세계 표준 단면 및 점(GSSP))는 이탈리아 마시냐노(Massignano) 채석장에서 유공충 속인 *한트케니나*(Hantkenina)가 마지막으로 나타나는 지점으로 정의된다. 그러나 이 GSSP는 에오세 프리아보니안절 최상부를 제외하고 있으며, 남극 빙하의 확장을 나타내는 전 지구적 산소 동위원소 변화(Oi1 사건)와 같이 경계를 위한 자연적인 지표가 되는 중요한 기후 변화보다 약간 이전이라는 비판을 받고 있다.

올리고세의 상한계는 이탈리아 카로시오(Carrosio)의 GSSP로 정의되며, 이는 유공충 *파라고보로탈리아 쿠글레리*(*Paragloborotalia kugleri*)의 최초 출현 및 자기극성시대 C6Cn.2n의 기저와 일치한다.[7]

올리고세는 루펠리안절과 샤티안절로 세분된다.[1][8]

올리고세의 세분

2. 1. 루펠리안절 (Rupelian)

루펠리안절 또는 전기 올리고세는 Rupelian|루펠리안영어 (–) 시기를 말한다. 올리고세의 하한계(국제층서위원회(ICS)가 지정한 전 세계 표준 단면 및 점(GSSP))는 이탈리아 마시냐노(Massignano) 채석장에서 유공충 속인 *한트케니나*(Hantkenina)가 마지막으로 나타나는 지점으로 정의된다. 그러나 이 GSSP는 에오세 프리아보니안절 최상부를 제외하고 있으며, 남극 빙하의 확장을 나타내는 전 지구적 산소 동위원소 변화(Oi1 사건)와 같이 경계를 위한 자연적인 지표가 되는 중요한 기후 변화보다 약간 이전이라는 비판을 받고 있다.

2. 2. 챠티안절 (Chattian)

샤티안절(Chattian) 또는 후기 올리고세–

[1][8]

3. 지각 변동 및 고지리

올리고세 동안 대륙들은 현재 위치를 향해 계속 이동하였다.[9] 남극 대륙은 오스트레일리아, 남아메리카와의 사이에 심해 해협이 형성되면서 더욱 고립되었다. 남아메리카와 남극 대륙 사이의 드레이크 해협 형성 시기는 불확실하지만, 올리고세 초기 말에는 해양 순환이 존재했을 가능성이 있다.[10]

팔레오세에 시작된 북동 태평양의 해양판 재배열은 올리고세에 머레이 단층 및 멘도시노 단층대가 북아메리카 섭입대에 도착하면서 정점에 달했다. 이는 샌안드레아스 단층을 따라 주향 이동 운동과 분지와 범위 지방의 신장성 지각 운동을 시작시켰고, 캐스케이드 산맥 남쪽의 화산 활동을 종식시켰으며, 많은 서부 북아메리카 지괴의 시계 방향 회전을 일으켰다. 로키 산맥은 정점에 달했다. 멕시코 중부에서 모골론-다틸 화산 지대를 거쳐 샌후안 화산 지대를 지나 유타와 네바다, 그리고 북부 캐스케이드 산맥의 조상까지, 해안에서 멀리 내륙에 새로운 화산호가 형성되었다.

3100만 년 전과 2600만 년 전 사이에는 에티오피아-예멘 대륙 홍수 현무암은 동아프리카 대규모 마그마 지대에 의해 형성되었는데, 이는 또한 홍해와 아덴 만을 따라 균열을 시작시켰다.

알프스 산맥은 아프리카 판이 유라시아 판으로 계속 북쪽으로 이동하면서 유럽에서 빠르게 상승하고 있었다.[9] 올리고세의 해수면은 초기 에오세보다 낮아 유럽과 북아메리카의 걸프 해안 및 대서양 연안에 광대한 해안 평야가 드러났다. 유럽과 아시아를 분리했던 오비크 해는 올리고세 초기에 후퇴하여 두 대륙 사이에 지속적인 육지 연결을 만들었다.[9] 파라테티스 해는 현재 발칸 반도에서 중앙아시아를 가로질러 현재 신장 위구르 자치구의 톈산 산맥 지역까지 뻗어 있었다.[12]

올리고세 동안 히말라야 산맥의 상승은 여전히 잘 이해되지 않고 있다. 최근의 한 가설에 따르면, 별개의 소대륙이 초기 에오세에 남아시아와 충돌했고, 인도 자체는 올리고세 말까지 남아시아와 충돌하지 않았다고 한다.[16] 티베트 고원은 올리고세 후기에 거의 현재의 고도에 도달했을 수 있다.[17]

안데스 산맥은 섭입이 해안선으로 더 직접적으로 이루어지면서 올리고세에 주요 산맥이 되었다.[18]

4. 기후

올리고세의 기후는 초기 에오세 최적기 이후 전반적으로 냉각되는 경향을 보여, 지구 기후가 온실 기후에서 빙하기 기후로 변화하였다. 초기에는 일시적으로 기온이 하강하여 기후가 불안정했다. 이 기후 변동은 동시기의 대양퇴거와 동물의 대량 멸종과 관련이 있으며, 지구 외부에 원인이 있다는 설도 있지만 확실하지 않다. 중기 이후는 온난하고 안정된 기후가 되었다. 그러나, 종래에는 중신세가 되어서야 형성되었다고 생각되었던 북극의 해빙과 남극 대륙의 빙상은 이미 이 시대에 형성되었다고 보는 견해도 있다.

4. 1. 에오세-올리고세 전환과 Oi1 사건

올리고세의 기후는 초기 에오세 최적기 이후 전반적으로 냉각되는 경향을 보였으며, 이는 지구 기후를 온실 기후에서 빙하기 기후로 변화시켰다.

에오세-올리고세 경계는 주요 냉각 사건이자 생물권 재편성 시기로, 바르토니절부터 루펠절까지 이어진 광범위한 지구 냉각 추세의 일부였다.[22][23] 이 경계는 약 3355만 년 전에 발생한 산소 동위원소 변화인 Oi1 사건으로 특징지어진다.[24] 이 기간 동안 산소 동위원소 비율이 1.3‰ 감소했는데, 이 중 약 0.3~0.4‰는 남극 대륙빙상의 주요 확장으로 인한 것이고, 나머지 0.9~1.0‰는 약 5°C의 지구 냉각 때문이었다. 이 경계는 3380만 년 전부터 3350만 년 전까지 세 단계로 이루어진 것으로 보이며, 경계가 끝날 무렵 해수면은 하강했고, 빙상은 현대보다 25% 더 넓어졌다.[25]

이 경계의 영향은 전 세계 여러 지역의 지질 기록에서 확인할 수 있다. 온도와 해수면이 하강함에 따라 빙하의 양이 증가했다.[26] 티베트 고원의 플라야 호수는 이 경계에서 사라졌는데, 이는 중앙 아시아의 냉각과 건조화를 나타낸다.[27] 노르웨이-그린란드 해의 해양 퇴적물에서 얻은 꽃가루와 포자 수는 Oi1 사건 직전 고위도 지역의 겨울철 온도가 약 5°C 하강했음을 나타낸다.[28] 남동 페로 제도 해역의 시추공 연대 측정 결과에 따르면 북극해에서 북대서양으로의 심해 순환이 초기 올리고세에 시작되었음을 알 수 있다.[29]

올리고세 기후에 대한 가장 좋은 육상 기록은 북아메리카에서 나오는데, 이곳에서는 초기 올리고세에 온도가 7°C 하강했다. 이 변화는 알래스카에서 걸프 해안까지 관찰된다. 후기 에오세 고토양은 1미터가 넘는 강우량을 나타내지만, 초기 올리고세 강우량은 이의 절반 미만이었다.[30] 북아메리카 중부에서는 40만 년 동안 8.2 ± 3.1 °C의 냉각이 있었지만, 이 기간 동안 건조화가 크게 증가했다는 징후는 거의 없다.[31] 노르웨이-그린란드 해의 빙하 부유 퇴적물은 그린란드에 올리고세 초기에 빙하가 나타났음을 나타낸다.[32]

남극 대륙의 대륙 빙상은 이 경계 동안 해수면에 도달했다.[33] 웨델 해와 케르겔렌 고원의 초기 올리고세 빙하 부유 퇴적물은 Oi1 동위원소 변화와 결합하여 초기 올리고세에 남극 대륙에 대륙 빙상이 존재했다는 명확한 증거를 제공한다.

에오세-올리고세 경계의 원인은 아직 완전히 밝혀지지 않았다. 알려진 충돌 사건이나 에티오피아 고원의 화산 활동으로 인한 것으로 보기에는 시기가 맞지 않다. 서로 배타적이지 않은 두 가지 다른 기후 변화의 원인이 제시되었다. 첫 번째는 남극 순환류의 발달에 의한 남극 대륙의 열적 고립이다.[9] 뉴질랜드 남쪽의 심해 코어는 초기 올리고세에 차가운 심해 해류가 존재했음을 시사한다. 그러나 이 사건의 시기는 여전히 논란의 여지가 있다.[34] 상당한 증거가 있는 또 다른 가능성은 이 경계 동안 대기 이산화탄소 수준(pCO2)의 감소이다.[35][22] pCO2는 이 경계 직전에 감소하여 빙상 성장의 정점에서 760 ppm에 달했으며, 그 후 약간 반등한 후 더 점진적인 감소를 재개했다.[36] 기후 모델링에 따르면 남극 대륙의 빙하 작용은 pCO2가 임계값 이하로 떨어질 때만 일어났다.

뉴질랜드의 완족류 산소 동위원소 비율은 초기 올리고세 동안 원시 아열대 수렴대가 발달했으며, 북쪽 뉴질랜드는 아열대 지역이고 남쪽과 동쪽 뉴질랜드는 차가운 아남극 해수에 의해 냉각되었음을 시사한다.[37]

초기에는 일시적으로 기온이 하강하여 기후가 불안정해졌다. 이 기후 변동은 동시기의 대양퇴거와 동물의 대량 멸종과 관련이 있으며, 지구 외부에 원인이 있다(예를 들어 거대 운석이나 혜성의 충돌)는 설도 있지만, 확실하지 않다.

4. 2. 중기 올리고세 기후와 Oi2 사건

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올리고세 동안의 기후는 초기 에오세 최적기 이후 일반적인 냉각 경향을 반영하여 지구의 기후를 온실 기후에서 빙하기 기후로 변화시켰다.[19] 에오세-올리고세 경계 사건 이후 올리고세 기후에 대해서는 아직 잘 알려져 있지 않다. 올리고세 중기에는 Oi2 산소 동위원소 변화 시기에 여러 차례 빙하 작용이 있었고, 이로 인해 지난 1억 년 동안 해수면이 약 75m가량 가장 크게 하강했다. 이는 전 세계 해양 암석에서 확인되는 올리고세 중기 대륙붕 침식과 부정합으로 나타난다.[19]

일부 증거는 고위도 지역의 기후가 따뜻한 상태를 유지했음을 시사한다.[38] 궤도 강제력 및 기타 기후 요인에 따라 빙상이 주기적으로 성장과 후퇴를 반복했음에도 불구하고 말이다.[39] 그러나 다른 증거는 고위도 지역에서 상당한 냉각이 있었음을 보여준다.[40] 이러한 어려움의 일부는 기후 변화에 대한 반응에 강한 지역적 차이가 있었기 때문일 수 있다. 비교적 따뜻했던 올리고세의 증거는 온실 기후도 빙하기 기후도 아닌 수수께끼 같은 기후 상태를 시사한다.

4. 3. 후기 올리고세 온난화

올리고세 동안의 기후는 초기 에오세 최적기 이후 일반적인 냉각 경향을 보였지만, 후기 올리고세(2650만 년 전~2400만 년 전)는 낮은 pCO₂ 수치에도 불구하고 전반적으로 온난화 경향을 보였다. 그러나 지역에 따라 차이가 있는 것으로 보인다.[41][42] 후기 올리고세 온난화는 티베트 고원의 꽃가루 수치에서 확인되며, 이는 후기 올리고세까지 남아시아 계절풍이 이미 발달했음을 보여준다.[43] 약 2580만 년 전, 티베트 고원의 융기로 인해 남아시아 계절풍이 급격히 강화되는 시기가 있었다.[44]

맥머도 해협과 킹 조지 섬에서는 40만 년 동안 지속된 깊은 빙하 작용을 보여주는 올리고세-마이오세 경계 사건이 기록되었다.[45]

5. 생물권

터틀 코브 지층에서 복원된 ''니무라부스''(맨 왼쪽)와 다른 동물들


초기 에오세의 따뜻한 기후는 올리고세까지 지속된 냉각 추세로 이어져, 양극이 영하로 내려갔다. 이로 인해 생물권의 재편성과 다양성 손실이 발생했다. 육지와 해양 생물 다양성은 후기 올리고세에 최저 수준에 도달했고, 에오세의 온대림과 정글은 숲과 관목 지대로 대체되었다. 테티스 해의 폐쇄는 그곳의 열대 생물군계를 파괴했다.[44]

5. 1. 식물상

에오세-올리고세 경계의 OI1 사건으로 남극 대륙은 빙상으로 뒤덮였고, 남극 주변부의 툰드라 환경에서 참나무속(Nothofagus)과 이끼류, 양치류가 간신히 생존해 있었다.[45]

전 세계적으로 속씨식물의 확산이 계속되면서 열대 및 아열대 삼림은 온대 활엽수림으로 대체되었다. 개방된 평원과 사막이 더 흔해졌고, 풀은 에오세 시대의 물가 서식지에서 개방된 지역으로 확산되었다.[46] pCO2의 감소는 C4 광합성을 선호했는데,[46] 이는 속씨식물에서만 발견되며 특히 풀의 특징이다.[47] 그러나 이 시대 말에도 풀은 현대 사바나에 충분할 만큼 흔하지 않았다.[46]

북아메리카에서는 울창한 숲의 많은 부분이 하천변 삼림이 있는 산발적인 관목지로 대체되었다.[30] 캐슈[48]와 라이치 나무[49]가 있는 아열대 종이 우세했고, 장미, 너도밤나무[50], 소나무와 같은 온대 목본 식물이 흔했다.[46] 콩과식물이 퍼져 나갔고,[51] 사초과(sedge)[52]와 양치류는 계속해서 증가했다.[53]

유럽에서는 계절성이 강화됨에 따라 산불 활동과 관련하여 식물 군집에 대한 영향이 점점 더 커졌다.[54]

올리고세 시대 동호층(Dong Ho Formation)의 하롱(Ha Long) 거대 화석 식물군은 현재 베트남의 올리고세 식물상이 현재의 식물상과 매우 유사했음을 보여준다.[55]

켈프는 올리고세 초기의 화석 기록에 처음 등장한다.[56]

5. 2. 동물상

대부분의 현존하는 포유류 과는 올리고세 말기에 나타났다. 여기에는 원시적인 세 발가락 말, 코뿔소, 낙타, 사슴, 페카리 등이 포함된다. 개과 동물, 님라비드, 곰, 족제비, 너구리와 같은 육식 동물은 구세계에서 팔레오세를 지배했던 크레오돈트를 대체하기 시작했다. 설치류와 토끼는 땅에 사는 씨앗을 먹는 동물에게 적합한 서식지가 증가함에 따라 엄청난 다양화를 거쳤으며, 다람쥐 같은 견과류와 과일을 먹는 동물의 서식지는 감소했다. 유라시아에 서식했던 영장류는 아프리카와 남아메리카로 서식 범위가 축소되었다.[59] 말과,[57] 엔텔로돈트, 코뿔소과, 메리코이도돈트, 낙타과와 같은 많은 무리는 이 기간 동안 더 잘 달릴 수 있게 되었으며, 에오세 열대우림이 후퇴함에 따라 확장되는 평원에 적응했다.[58] 브론토테리움과는 초기 올리고세에 멸종했고, 크레오돈트는 이 시대 말기에 아프리카와 중동을 제외한 지역에서 멸종했다. 쥐라기 시대에 처음 나타난 고대 원시 포유류 계통인 다구치목 또한 올리고세에 멸종했는데, 곤드와나테리아를 제외하고는 말이다.[59]

다이오돈 생태 복원도


파라케라테리움과 히아이노돈 복원도


유럽과 아시아의 에오세-올리고세 경계는 그랑드 꾸퓨르(Grande Coupure)로 특징지어진다.[60] 해수면 하강으로 오비크 해를 가로지르는 투르가이 해협이 닫히면서 이전에 아시아와 유럽을 분리했던 것이 막혔다. 이로 인해 코뿔소과와 반추동물과 같은 아시아 포유류가 유럽으로 들어와 토착종을 멸종시켰다.[60] 더 작은 동물군 교체는 Oi2 사건과 동시에 그리고 올리고세 말기에 발생했다.[61] 유라시아에서는 거대한 인드리코테리움을 포함하여 포유류의 상당한 다양화가 있었는데, 어깨 높이가 6m에 달하고 무게는 최대 20톤에 달했다. 파라케라테리움는 지구상을 걸어 다녔던 가장 큰 육상 포유류 중 하나였다.[62] 그러나 인드리코테리움은 올리고세 포유류가 에오세 포유류보다 훨씬 작은 일반적인 경향에 대한 예외였다. 가장 초기의 사슴, 기린, 돼지, 소는 유라시아의 중기 올리고세에 나타났다. 최초의 고양잇과인 프로아일루루스는 후기 올리고세에 아시아에서 유래하여 유럽으로 퍼져나갔다.[63]

파라피소르니스 생태 복원도


아시아와 북아메리카 사이의 이동은 제한적이었다. 에오세-올리고세 경계에서 중앙 북아메리카의 냉각은 복족류, 양서류, 파충류의 대규모 교체로 이어졌다. 포유류는 훨씬 적게 영향을 받았다.[31] 악어와 연못 거북은 육지 거북으로 대체되었다. 연체동물은 더욱 가뭄에 강한 형태로 변했다. 중앙 북아메리카의 화이트 리버 동물군은 반건조 초원에 서식했으며, 아르케오테리움과 같은 엔텔로돈트, 포에브로테리움과 같은 낙타과 동물, 달리는 코뿔소과 코뿔소류, 메소히푸스와 같은 세 발가락 말, 님라비드, 프로토케라톱스과, 헤스페로키온과 같은 초기 개과가 포함되었다.[64] 토착 미국 그룹인 메리코이도돈트는 이 기간 동안 매우 다양했다.[65]

아이깁토피테쿠스는 협비원류의 초기 화석으로, 유인원과 구세계원숭이의 분화 이전 시대의 것이다.


오스트레일리아와 남아메리카는 지리적으로 고립되어 고유한 고유 동물군을 발전시켰다. 여기에는 신세계원숭이와 구세계원숭이가 포함되었다. 남아메리카 대륙에는 피로테리움과, 아스트라포테리움과, 리토프테르나, 노툰굴라타와 같은 동물들이 서식했다. 세베코수쿠스류, 테러 조류, 그리고 보르히아이니드와 같은 육식성 후수류가 우점 포식자로 남아 있었다.[66]

아프리카 또한 상대적으로 고립되어 고유한 동물군을 유지했다. 여기에는 마스토돈, 나무늘보, 아르시노이테리움과, 그리고 기타 고대 형태가 포함되었다. 올리고세의 이집트는 무성한 삼림 델타 환경이었다.[67] 그럼에도 불구하고, 초기 올리고세에는 히아이노돈트, 영장류, 히스트리코그나트 설치류, 아노말루로이드 설치류를 포함한 많은 아프로-아라비아 포유류 분류군의 다양성이 크게 감소했다.[68]

올리고세 동안 테티스 해가 축소됨에 따라 테티스 해양 생물 다양성 핫스팟이 붕괴되었다. 동남아시아와 오스트레일리아 주변 바다는 새로운 주요 해양 생물 다양성 핫스팟이 되었다.[69] 바다에서는 걸프 코스트의 해양 달팽이 종의 97%, 조개의 89%, 극피동물의 50%가 초기 올리고세 이후로 생존하지 못했다. 새로운 종이 진화했지만 전반적인 다양성은 감소했다. 냉수성 연체동물은 알래스카와 시베리아에서 태평양 연안으로 이동했다. 올리고세 해양 동물은 이매패류와 같은 오늘날의 동물군과 유사했다. 석회질 삽목갯지렁이과는 올리고세에 나타났다.[70]

올리고세에는 해양 생물 다양성의 중심이 중앙 테티스에서 동쪽의 인도-태평양으로 이동함에 따라 앵무조개가 출현했다.[71] 이 시대의 해양 포유류 화석 기록은 다소 불완전하며 에오세나 마이오세만큼 잘 알려져 있지 않지만 일부 화석이 발견되었다. 수염고래와 이빨고래가 막 나타났고, 그 조상인 원시고래 고래하목은 음파탐지 능력이 부족하여 물이 더 차갑고 흐려짐에 따라 다양성이 감소하기 시작했다. 쇠퇴의 다른 요인으로는 기후 변화와 오늘날의 현대 고래 및 청상아리와의 경쟁이 포함될 수 있는데, 이들도 이 시대에 나타났다. 베헤모톱스와 같은 초기 데스모스틸리아는 올리고세에서 알려져 있다. 기각류는 이 시대 말기에 수달과 같은 조상으로부터 나타났다.[72]

대륙의 분리로 인해 동물상에는 지역별 차이가 나타나기 시작했다. 이전 신생대 에오세에 번성했던 많은 동물들이 에오세와 올리고세의 경계 부근에서 멸종하고, 그들을 대체하는 새로운 종의 발전이 나타났다. 포유류의 진화, 특히 대형화가 진행되었다. 역사상 최대급의 육상 포유류로 여겨지는 아시아산 기제목(코뿔소류)의 파라케라테리움(인드리코테리움)이 그 정점이라고 할 수 있다. 코끼리류(장비목)는 아프리카에서 진화하여 큰 체구를 가졌지만, 아직 다른 대륙에는 진출하지 않았다. 영장목에서는 긴꼬리원숭이상과와 분화되는 형태로 유인원(사람상과)이 출현하여 큰 발전을 이루었다. 현재의 긴팔원숭이와 비슷한 소형 유인원들이 번성하여, 이어지는 중신세에 걸쳐 아프리카에서 유럽, 아시아에 걸쳐 세력을 확장했다. 육식성 포유류에서는, 지금까지 번성했던 원시적인 육치목이 쇠퇴하고, 현재의 호랑이, 사자, 늑대 등으로 이어지는 식육목이 그 자리를 대체했다. 초식성 포유류에서는 중생대부터 존속했던 소형 초식성 포유류인 다구치목이 사라지고, 대형 초식성 포유류에서도 많은 종이 이 시대를 넘기지 못하고 멸종했다. 코끼리와 원연이고 아프리카를 중심으로 서식했던 중각목, 말과 원연이고 북미와 아시아에 서식했던 기제목의 브론토테리움과(뇌우), 전술한 파라케라테리움 등 아시아의 대형 코뿔소류가 그 대표적인 예이다. 해양에서는 이전 에오세에 테티스해를 중심으로 발전했던 고래하목의 대부분이 기후 변동과 해퇴로 멸망했지만, 일부 살아남은 것이 현생고래류로 발전했다. 멸종한 고래하목을 대신하여, 식육목의 곰에 가까운 그룹이 이 시대에 해양으로의 진출을 시작하여 기각류(바다사자와 물개류)의 조상이 되었다.

오스트레일리아에서는 올리고세가 되어도 유대류의 화석은 발견되지 않았지만, 이미 일부 유대류가 존재했을 가능성은 있다. 남아메리카 대륙은 다른 대륙과 고립되어 독자적인 생물 진화를 시작하여 과치목이라 불리는 유제류가 분포했다. 또한, 이 시대에, 아직 비교적 가까운 위치에 있었던 아프리카 대륙에서 남미 대륙으로 몇몇 소형 동물(광비하목의 조상이 되는 영장류와 설치류)이 유입된 것 같다.

포에브로테리움

6. 해양

올리고세에는 판구조 운동으로 인해 해양 통로가 열리고 닫히면서 현대적인 해양 순환이 시작되었다. 해양 냉각은 에오세-올리고세 경계에서 이미 시작되었고, 올리고세 동안 계속해서 냉각되었다. 초기 올리고세에 남극 대륙 빙상이 형성되고 북극에서 빙하 활동이 있었을 가능성이 이러한 해양 냉각에 영향을 미쳤을 수 있지만, 그 영향의 정도는 여전히 논쟁의 여지가 있다.

6. 1. 해양 통로의 영향

올리고세 동안 대륙들은 현재 위치를 향해 계속 이동했다.[9] 남극 대륙은 오스트레일리아, 남아메리카와의 사이에 심해 해협이 형성되면서 더욱 고립되었다. 오스트레일리아와 남극 사이의 해협 형성 시기는 불확실하지만, 올리고세 초기 말까지 심해 해협이 존재했다는 추정이 있다. 남아메리카와 남극 사이의 드레이크 해협 형성 시기도 불확실하며, 4900만 년 전에서 1700만 년 전까지 다양한 추정치가 존재한다.[10] 하지만 드레이크 해협을 통한 해양 순환은 올리고세 초기 말까지 존재했을 가능성이 있으며, 올리고세 중기~후기(2900만 년 전~2200만 년 전)부터 중기 마이오세(1500만 년 전)까지 일시적으로 수축되었을 수 있다.[11]

알프스 산맥은 아프리카 판이 유라시아 판으로 계속 북쪽으로 이동하면서 테티스 해의 잔재를 고립시키면서 유럽에서 빠르게 상승하고 있었다.[9] 올리고세의 해수면은 초기 에오세보다 낮아 유럽과 북아메리카의 걸프 해안 및 대서양 연안에 광대한 해안 평야가 드러났다. 유럽과 아시아를 분리했던 오비크 해는 올리고세 초기에 후퇴하여 두 대륙 사이에 지속적인 육지 연결을 만들었다. 파라테티스 해는 현재 발칸 반도에서 중앙아시아를 가로질러 현재 신장 위구르 자치구의 톈산 산맥 지역까지 뻗어 있었다.[12]

에오세-올리고세 남극해 변화


드레이크 해협, 태즈메이니아 해협의 개방과 테티스 해 해로의 폐쇄, 그린란드-아이슬란드-페로 제도 해령의 형성은 올리고세 동안 해양 흐름을 재편하는 데 중요한 역할을 했다. 대륙이 현대적인 형태로 이동함에 따라 해양 순환도 변화했다.

드레이크 해협은 남아메리카와 남극 대륙 사이에 위치해 있다. 오스트레일리아와 남극 대륙 사이의 태즈메이니아 해협이 열린 후, 남극 대륙이 남극해에 의해 완전히 고립되는 것을 막았던 것은 남아메리카와의 연결뿐이었다. 남아메리카 대륙이 북쪽으로 이동함에 따라 드레이크 해협이 열리고 남극 순환류가 형성되었는데, 이는 남극의 차가운 물이 그 대륙 주변을 순환하게 하고 남극 저층수 형성을 강화했을 것이다. 남극 주변에 차가운 물이 집중되면서 해수면 온도가 떨어지고 결과적으로 대륙의 온도도 떨어졌을 것이다. 남극 빙하 작용의 시작은 초기 올리고세에 발생했으며, 드레이크 해협 개방이 이 빙하 작용에 미친 영향은 많은 연구의 주제가 되어 왔다.

드레이크 해협 개방 시기에 대한 논쟁은 드레이크 해협 개방이 지구 기후에 얼마나 큰 영향을 미쳤는지에 대한 논쟁으로 이어진다. 초기 연구자들은 남극 순환류의 출현이 남극 빙하 작용과 지구 냉각에 매우 중요하거나 심지어 방아쇠 역할을 했다고 결론지었지만, 다른 연구들은 δ18O 신호가 빙하 작용이 냉각의 주요 방아쇠가 되기에는 너무 강하다고 제안했다.

드레이크 해협 개방에 대한 최근 가설 시기는 초기 마이오세이다. 만약 가설처럼 늦게 개방이 일어났다면, 남극 순환류는 초기 올리고세 냉각에 큰 영향을 미치지 못했을 것이다.

드레이크 해협 개방에 대한 가장 초기 가설 시기는 약 3000만 년 전이다. 이 시기에 대한 가능한 문제점 중 하나는 문제의 두 판 사이의 해로를 막고 있는 대륙 잔해였다. 이 잔해는 섀클턴 단층대와 함께 최근 연구에서 약 800만 년밖에 되지 않은 매우 젊은 것으로 밝혀졌다. 이 연구는 드레이크 해협이 약 3100만 년 경에 상당한 심해 유동을 허용할 수 있게 될 것이라고 결론짓는다. 이는 남극 순환류의 초기 시작을 용이하게 했을 것이다.

이 시기에 열린 또 다른 주요 해양 통로는 호주와 남극 대륙 사이의 태즈먼(또는 태즈메이니아) 해협이었다. 이 해협의 개방 시기는 대체로 3400만 년 전경으로 여겨진다. 해협이 넓어짐에 따라 남극 순환류가 강화되었다.

테티스 해는 올리고세 동안 폐쇄되면서 해양 순환과 기후 모두에 상당한 영향을 미쳤다. 아프리카 판과 유럽 판의 충돌, 그리고 인도 아대륙과 아시아 판의 충돌은 저위도 해양 순환을 제공했던 테티스 해를 차단했다. 테티스 해의 폐쇄는 새로운 산맥(자그로스 산맥)을 형성했고 대기 중 이산화탄소를 더 많이 흡수하여 전 지구적 냉각에 기여했다.

그린란드, 아이슬란드, 페로 제도가 될 북대서양의 대륙 지각 덩어리가 점차 분리되고 해저 산맥이 깊어짐에 따라 해당 지역의 심해수 유동이 증가했다.

6. 2. 해양 냉각

초기 에오세 최적기 이후 올리고세 동안의 기후는 전반적인 냉각 경향을 보였으며, 지구의 기후는 온실 기후에서 빙하기 기후로 변화했다.[19] 에오세-올리고세 경계 사건 이후 올리고세 기후에 대해서는 아직 명확하게 밝혀지지 않았다. 올리고세 중기에는 Oi2 산소 동위원소 변화 시기에 여러 차례 빙하 작용이 발생했다. 이로 인해 지난 1억 년 동안 해수면이 약 75m가량 가장 크게 하강했으며, 이는 전 세계 해양 암석에서 확인되는 올리고세 중기 대륙붕 침식과 부정합으로 나타난다.

일부 증거에 따르면 고위도 지역의 기후는 따뜻한 상태를 유지했지만,[38] 궤도 강제력 및 기타 기후 요인에 따라 빙상이 주기적으로 성장과 후퇴를 반복했다.[39] 그러나 다른 증거는 고위도 지역에서 상당한 냉각이 있었음을 보여준다.[40] 이러한 어려움은 기후 변화에 대한 반응에 강한 지역적 차이가 있었기 때문일 수 있다. 비교적 따뜻했던 올리고세의 증거는 온실 기후도 빙하기 기후도 아닌 수수께끼 같은 기후 상태를 시사한다.

올리고세에는 판구조 운동으로 인한 해양 통로의 개방과 폐쇄로 현대적인 해양 순환이 시작되었다. 해양의 냉각은 에오세-올리고세 경계에서 이미 시작되었으며, 올리고세가 진행됨에 따라 계속해서 냉각되었다. 초기 올리고세 동안 남극 대륙 빙상의 형성과 북극에서의 빙하 활동 가능성이 이러한 해양 냉각에 영향을 미쳤을 수 있지만, 그 영향의 정도는 여전히 논쟁의 여지가 있다.

동위원소 증거에 따르면, 초기 올리고세 동안 심해수의 주요 공급원은 북태평양과 남극해였다. 그린란드-아이슬란드-페로 제도 해령이 침강하여 노르웨이해-그린란드 해를 대서양과 연결함에 따라 북대서양의 심해수도 영향을 미치기 시작했다. 컴퓨터 모델에 따르면, 이러한 현상이 발생하자 외형적으로 더 현대적인 열염 순환이 시작되었다.

초기 올리고세에 차가운 북대서양 심해수가 시작되었다는 증거는 북대서양에서 페니 해류와 남동 페로 해류와 같은 퇴적물 표류 퇴적의 시작에서 찾아볼 수 있다.

남극해 심해수의 냉각은 태즈메이니아 해협과 드레이크 해협이 완전히 열린 후 본격적으로 시작되었다. 드레이크 해협 개방 시점에 관계없이 남극해 냉각에 미치는 영향은 동일했을 것이다.

7. 충돌 사건 및 화산 폭발

올리고세 동안 전 해양의 냉각에 대한 증거는 대부분 동위원소 대용 지표에서 찾아볼 수 있다. 멸종 패턴과 종 이동 패턴을 연구하여 해양 조건에 대한 통찰력을 얻을 수도 있다. 한때 남극 대륙의 빙하 작용이 해양 냉각에 상당히 기여했다고 생각되었지만, 최근 증거는 이를 부정하는 경향이 있다.

기록된 외계 물체 충돌:

충돌구위치연대 (Ma)직경비고
호턴 충돌구누나부트 준주, 캐나다2324km현재는 올리고세 사건으로 간주되는 것에 대해 의문이 제기됨; 후속 분석 결과 크레이터의 연대는 39 Ma로 밝혀져, 이 사건은 에오세에 발생한 것으로 밝혀짐.[74][75]
라 가리타 칼데라28~26
와 와 스프링스 칼데라30


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