ยุคพาลีโอซีน
แผนที่โลกเมื่อ 60 ล้านปีก่อน ในยุคพาลีโอซีน หรือยุคเซแลนเดียน
ลำดับเหตุการณ์
−66 — – −65 — – −64 — – −63 — – −62 — – −61 — – −60 — – −59 — – −58 — – −57 — – −56 — – เอ็มแซด ซีโนโซอิก​​​​ เค ยุคพาลีโอจีน​​​​​ เค. เลท ยุคมหาสมุทรโบราณ​​​​​​ อีโอซีน ดาเนียน เซแลนเดียน ชาวธาเนเชียน       ← การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุค K-Pg ← พีทีเอ็ม อายุของยุคพาลีโอซีน ตามข้อมูลของICSณเดือนมกราคม 2020 [ 1 ] มาตราส่วนแกน: ล้านปีที่แล้ว
นิรุกติศาสตร์
ความเป็นทางการของชื่อ	เป็นทางการ
ชื่อได้รับการรับรอง	พ.ศ. 2521
การสะกดคำแบบอื่น	ยุคพาลีโอซีน
ข้อมูลการใช้งาน
การใช้งานในระดับภูมิภาค	ทั่วโลก ( ICS )
มาตราเวลาที่ใช้	มาตราเวลา ICS
คำนิยาม
หน่วยตามลำดับเวลา	ยุค
หน่วยทางธรณีวิทยา	ชุด
เสนอครั้งแรกโดย	วิลเฮล์ม ฟิลิปป์ ชิมเปอร์ , 1874
พิธีการช่วงเวลา	เป็นทางการ
การกำหนดขอบเขตล่าง	ชั้นที่อุดมด้วย อิริเดียมซึ่งเกี่ยวข้องกับการชนของอุกกาบาตครั้งใหญ่และเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ในเวลาต่อมา [ 2 ]
ขอบเขตล่าง GSSP	ส่วน El Kef, El Kef , ตูนิเซีย36.1537°N 8.6486°E [ 2 ]36°09′13″เหนือ8°38′55″ตะวันออก / / 36.1537; 8.6486
GSSP ที่ต่ำกว่าได้รับการให้สัตยาบันแล้ว	1991 [ 2 ]
การกำหนดขอบเขตบน	ความผิดปกติเชิงลบที่รุนแรงในค่าδ 13 C ที่ PETM [ 3 ]
ขอบเขตบน GSSP	ส่วนดาบาบิยาห์ลักซอร์อียิปต์[ 3 ] 25.5000 °N 32.5311°E25°30′00″เหนือ32°31′52″ตะวันออก / / 25.5000; 32.5311
GSSP ตอนบนได้รับการให้สัตยาบันแล้ว	2546 [ 3 ]

พาลีโอซีน( IPA : /ˈpæli.əsiːn , -i.oʊ- , ˈpeɪli- / PAL - ee - ə-seen, -ee-oh-, PAY - lee- ) [ 4 ] หรือ^{พาลีโอ}ซีนเป็นยุคทางธรณีวิทยาที่กินเวลานานประมาณ 66 ถึง 56 ล้านปีก่อน^{[ 5 ]} เป็น ^{ยุค แรก}ของยุคพาลีโอจีนในยุคซีโนโซอิกสมัยใหม่ชื่อนี้มาจากภาษากรีกโบราณπαλαιός ( palaiós ) ซึ่งหมายถึง "เก่า" และκαινός ( kainós ) ซึ่งหมายถึง "ใหม่" แปลว่า "ส่วนเก่าของยุคอีโอซีน"

ยุคนี้ถูกคั่นด้วยเหตุการณ์สำคัญสองเหตุการณ์ในประวัติศาสตร์โลกเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pgซึ่งเกิดจากการชนของดาวเคราะห์น้อย ( การชนของชิกซูลูบ ) และอาจรวมถึงการระเบิดของภูเขาไฟ ( ที่ราบสูงเดคคาน ) เป็นจุดเริ่มต้นของยุคพาลีโอซีนและทำให้สิ่งมีชีวิต 75% สูญพันธุ์ไป โดยเฉพาะอย่างยิ่งไดโนเสาร์ที่ไม่ใช่นก จุดสิ้นสุดของยุคนี้ถูกกำหนดโดยเหตุการณ์อุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีน (PETM) ซึ่งเป็นเหตุการณ์ทางภูมิอากาศครั้งใหญ่ที่ปล่อยคาร์บอนประมาณ 2,500–4,500 กิกะตันสู่ชั้นบรรยากาศและระบบมหาสมุทร ทำให้เกิดการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิโลกและ ภาวะความเป็นกรด ใน มหาสมุทร

ในยุคพาลีโอซีน ทวีปต่างๆ ในซีกโลกเหนือยังคงเชื่อมต่อกันด้วยสะพานแผ่นดิน บางแห่ง และอเมริกาใต้ แอนตาร์กติกา และออสเตรเลียยังไม่ได้แยกออกจากกันอย่างสมบูรณ์เทือกเขาร็อกกี้กำลังยกตัวขึ้น ทวีปอเมริกายังไม่รวมกันแผ่นเปลือกโลกอินเดียเริ่มชนกับเอเชีย และเขตหินอัคนีแอตแลนติกเหนือ กำลังก่อตัวขึ้นในเหตุการณ์ การปะทุของแมกมาครั้งใหญ่เป็นอันดับสามในรอบ 150 ล้านปีที่ผ่านมา ในมหาสมุทรการไหลเวียนของกระแสน้ำตามอุณหภูมิและความเค็มอาจแตกต่างจากที่เป็นอยู่ในปัจจุบันมาก โดยมีการไหลลงของน้ำเกิดขึ้นในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือมากกว่ามหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ และความหนาแน่นของน้ำส่วนใหญ่ถูกควบคุมโดยความเค็มมากกว่าอุณหภูมิ

เหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่ของพืชและสัตว์ โดยชนิดพันธุ์ที่เคยมีอยู่มากมายถูกแทนที่ด้วยชนิดพันธุ์ที่เคยหายาก ในยุคพาลีโอซีน ซึ่งมีอุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกประมาณ 24–25 องศาเซลเซียส (75–77 องศาฟาเรนไฮต์) เมื่อเทียบกับ 14 องศาเซลเซียส (57 องศาฟาเรนไฮต์) ในยุคปัจจุบัน โลกมีสภาพภูมิอากาศแบบเรือนกระจกโดยไม่มีแผ่นน้ำแข็งถาวรที่ขั้วโลกเหมือนในยุคมีโซโซอิก ก่อนหน้านี้ ดังนั้นจึงมีป่าไม้ทั่วโลก รวมถึงที่ขั้วโลกด้วย แต่ป่าเหล่านั้นมีความหลากหลายของชนิด พืชต่ำ และส่วนใหญ่เป็นสิ่งมีชีวิตขนาดเล็กที่กำลังวิวัฒนาการอย่างรวดเร็วเพื่อใช้ประโยชน์จากโลกที่ว่างเปล่าไปเมื่อไม่นานมานี้ แม้ว่าสัตว์บางชนิดจะมีขนาดใหญ่มาก แต่ส่วนใหญ่ยังคงมีขนาดค่อนข้างเล็ก ป่าไม้เติบโตหนาแน่นมากเนื่องจากโดยทั่วไปแล้วไม่มีสัตว์กินพืชขนาดใหญ่ สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมแพร่หลายในยุคพาลีโอซีน และมี การบันทึกสัตว์ เลี้ยงลูกด้วยนมที่มีรกและ สัตว์เลี้ยง ลูกด้วยนม มีถุงหน้าท้องที่เก่าแก่ที่สุด จากช่วงเวลานี้ แต่กลุ่ม สิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่ในยุคพาลีโอซีน มีความสัมพันธ์ ที่ ไม่ ชัดเจน ในทะเลปลาที่มีครีบเป็นเส้นได้เพิ่มจำนวนขึ้นจนครองระบบนิเวศในมหาสมุทรเปิดและแนวปะการังที่กำลังฟื้นตัว

คำว่า "Paleocene" ถูกใช้ครั้งแรกโดยนักพฤกษศาสตร์ โบราณ และนักธรณีวิทยา ชาวฝรั่งเศส Wilhelm Philipp Schimperในปี 1874 ขณะอธิบายแหล่งสะสมตะกอนใกล้กรุงปารีส (สะกดว่า"Paléocène"ในตำราของเขา) ^{[ 6 ] [ 7 ]}ในเวลานั้น นักธรณีวิทยาชาวอิตาลีGiovanni Arduinoได้แบ่งประวัติศาสตร์ของสิ่งมีชีวิตบนโลกออกเป็นยุคปฐมภูมิ ( Paleozoic ) ยุคทุติยภูมิ ( Mesozoic ) และยุคตติยภูมิในปี 1759; นักธรณีวิทยาชาวฝรั่งเศสJules Desnoyersได้เสนอให้แยกยุคควอเทอร์นารี ออก จากยุคตติยภูมิในปี 1829; ^{[ 8 ]}และนักธรณีวิทยาชาวสก็อตCharles Lyell (โดยไม่สนใจยุคควอเทอร์นารี) ได้แบ่งยุคเทอร์เชียรีออกเป็นยุคอีโอซีนไมโอซีนพลิโอซีนและนิวพลิโอซีน ( โฮโลซีน ) ในปี 1833 ^{[ 9 ] [ n 1 ]}นักธรณีวิทยาชาวอังกฤษJohn Phillipsได้เสนอให้ใช้ยุคซีโนโซอิกในปี 1840 แทนยุคเทอร์เชียรี^{[ 10 ]}และนักบรรพชีวินวิทยาชาวออสเตรียMoritz Hörnesได้นำยุคพาลีโอจีน มาใช้ แทนยุคอีโอซีน และ ยุค นีโอจีน มาใช้ แทนยุคไมโอซีนและพลิโอซีนในปี 1853 ^{[ 11 ]}หลังจากใช้งานอย่างไม่สอดคล้องกันมาหลายทศวรรษคณะกรรมการระหว่างประเทศว่าด้วยการลำดับชั้นหิน (ICS) ที่จัดตั้งขึ้นใหม่ในปี 1969 ได้กำหนดมาตรฐานการลำดับชั้นหินตามความคิดเห็นที่แพร่หลายในยุโรป: ยุคซีโนโซอิกแบ่งออกเป็นยุคย่อยเทอร์เชียรีและควอเทอร์นารี และยุคเทอร์เชียรี แบ่งย่อยออกเป็นยุคพาลีโอจีนและยุคนีโอจีน^{[ 12 ]}ในปี พ.ศ. 2521 ยุคพาลีโอจีนได้รับการกำหนดอย่างเป็นทางการให้เป็นยุคพาลีโอซีน อีโอซีน และโอลิโกซีน และยุคนีโอจีนเป็นยุคไมโอซีนและพลิโอซีน^{[ 13 ]}ในปี พ.ศ. 2532 ยุคเทอร์เชียรีและยุคควอเทอร์นารีถูกลบออกจากมาตราเวลาเนื่องจากขอบเขตของยุคเหล่านั้นเป็นไปตามอำเภอใจ แต่ยุคควอเทอร์นารีได้รับการนำกลับมาใช้ใหม่ในปี พ.ศ. 2552 ^{[ 14 ]}

คำว่า "Paleocene" มาจากภาษากรีกโบราณπαλαιός ( palaiós ) ซึ่งหมายถึง "เก่า" และκαινός ( kainós ) ซึ่งหมายถึง "ใหม่" โดยเฉพาะมาจาก "Eocene" ดังนั้นจึงหมายถึง "ส่วนเก่าของยุค Eocene" ส่วนยุค Eocene นั้น มาจากภาษากรีกโบราณ Ἠώς ( Ēṓs ) ซึ่งหมายถึง " รุ่งอรุณ " และ καινός ( kainós ) ซึ่งหมายถึง "ใหม่" เนื่องจากยุคนี้เป็นยุคแห่งการเริ่มต้นของสิ่งมีชีวิตในยุคใหม่ คำว่า Paleocene เพิ่งเริ่มใช้กันอย่างแพร่หลายประมาณปี 1920 ในอเมริกาเหนือและยุโรปแผ่นดินใหญ่ การสะกดมาตรฐานคือ "Paleocene" ในขณะที่ในสหราชอาณาจักรใช้ "Palaeocene" นักธรณีวิทยา TCR Pulvertaft ได้โต้แย้งว่าการสะกดแบบหลังไม่ถูกต้อง เพราะจะหมายถึงการแปลคำว่า "เก่าเมื่อเร็ว ๆ นี้" หรือการสืบเนื่องมาจาก "pala" และ "Eocene" ซึ่งไม่ถูกต้อง เพราะคำนำหน้า palæo- ใช้ตัวอักษรæแทน "a" และ "e" ทีละตัว ดังนั้นจะต้องตัดตัวอักษรทั้งสองตัวออก หรือไม่ตัดออกเลย ไม่ใช่แค่ตัวใดตัวหนึ่ง^{[ 7 ]}

ยุคพาลีโอซีนเป็นช่วงเวลา 10 ล้านปีโดยตรงหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pgซึ่งสิ้นสุดยุคครีเทเชียสและยุคมีโซโซอิกและเริ่มต้นยุคซีโนโซอิกและ ยุค พาลีโอจีน ยุค นี้แบ่งออกเป็นสามยุคย่อย ได้แก่ ยุคดานิอันซึ่งกินเวลาระหว่าง 66 ถึง 61.6 ล้านปี ยุคเซลันเดียนซึ่งกินเวลาระหว่าง 61.6 ถึง 59.2 ล้านปี และยุคธาเนเทียนซึ่งกินเวลาระหว่าง 59.2 ถึง 56 ล้านปี ตามมาด้วยยุคอีโอซีน^{[ 15 ]}

ขอบเขตK–Pgถูกกำหนดไว้อย่างชัดเจนในบันทึกฟอสซิลในหลายแห่งทั่วโลกด้วย แถบ อิริเดียม สูง รวมถึงความไม่ต่อเนื่องกับพืชและสัตว์ฟอสซิล โดยทั่วไปเชื่อกันว่า การชน ของดาวเคราะห์น้อย ที่มีความกว้าง 10 ถึง 15 กม. (6 ถึง 9 ไมล์) ซึ่งก่อให้เกิดหลุม อุกกาบาต ชิกซูลูบในคาบสมุทรยูคาตันในอ่าวเม็กซิโกและ การระเบิดของภูเขาไฟ เดคคานแทรปทำให้เกิดเหตุการณ์หายนะที่ขอบเขต ส่งผลให้สิ่งมีชีวิต 75% สูญพันธุ์^{[ 16 ] [ 17 ] [ 18 ] [ 19 ]}

ยุคพาลีโอซีนสิ้นสุดลงด้วยช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีนซึ่งเป็นช่วงเวลาสั้นๆ ของภาวะโลกร้อนอย่างรุนแรงและการเป็นกรดของมหาสมุทรที่เกิดจากการปล่อยคาร์บอนจำนวนมากสู่ชั้นบรรยากาศและระบบมหาสมุทร^{[ 20 ]}ซึ่งนำไปสู่การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ของฟอรามินิเฟอราเบน ทิก 30-50% ซึ่งเป็นสายพันธุ์แพลงก์ตอนที่ใช้เป็นตัวบ่งชี้ทางชีวภาพของสุขภาพของระบบนิเวศทางทะเล ซึ่งเป็นหนึ่งในการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่สุดในยุคซีโนโซอิก^{[ 21 ] [ 22 ]}เหตุการณ์นี้เกิดขึ้นเมื่อประมาณ 55.8 ล้านปีก่อน และเป็นหนึ่งในยุคแห่งการเปลี่ยนแปลงระดับโลกที่สำคัญที่สุดในยุคซีโนโซอิก^{[ 20 ] [ 23 ] [ 24 ]}

นักธรณีวิทยาแบ่งหินในยุคพาลีโอซีนออกเป็นชุดชั้นหินย่อยที่เรียกว่ายุค(stages ) แต่ละยุคก่อตัวขึ้นในช่วงเวลาที่สอดคล้องกันที่เรียกว่ายุค (ages) ยุคต่างๆ สามารถกำหนดได้ทั้งในระดับโลกหรือระดับภูมิภาค สำหรับการเชื่อมโยงชั้นหินในระดับโลก ICS รับรองยุคต่างๆ ในระดับโลกโดยอิงจาก ส่วนและจุดกำหนดขอบเขตชั้นหินระดับโลก (GSSP) จากการก่อตัว เดียว ( stratotype ) ที่ระบุขอบเขตล่างของยุค ในปี 1989 ICS ได้ตัดสินใจแบ่งยุคพาลีโอซีนออกเป็นสามยุค ได้แก่ ยุคดานิอัน (Danian) ยุคเซลันเดียน (Selandian) และยุคธาเนเทียน (Thanetian) ^{[ 25 ]}

ยุคดานิอันได้รับการกำหนดครั้งแรกในปี พ.ศ. 2490 โดยนักธรณีวิทยาชาวเยอรมัน-สวิสPierre Jean Édouard Desorโดยอิงจากหินชอล์กเดนมาร์กที่Stevns KlintและFaxseและเป็นส่วนหนึ่งของยุคครีเทเชียส ตามด้วยยุคมอนเทียนในยุคเทอร์เชียรี^{[ 26 ] [ 27 ]}ในปี พ.ศ. 2525 หลังจากที่แสดงให้เห็นว่ายุคดานิอันและยุคมอนเทียนเป็นยุคเดียวกัน ICS จึงตัดสินใจกำหนดให้ยุคดานิอันเริ่มต้นที่ขอบเขต K–Pg ซึ่งเป็นการยุติการรวมยุคดานิอันไว้ในยุคครีเทเชียส ในปี พ.ศ. 2534 GSSP ได้รับการกำหนดให้เป็นส่วนที่ได้รับการอนุรักษ์ไว้อย่างดีในชั้นหิน El Hariaใกล้กับEl Kef ประเทศตูนิเซีย36.1537°N 8.6486°Eและข้อเสนอดังกล่าวได้รับการตีพิมพ์อย่างเป็นทางการในปี พ.ศ. 2549 ^{[ 28 ]}36°09′13″เหนือ8°38′55″ตะวันออก / / 36.1537; 8.6486

ชั้น หินยุคเซลันเดียนและธาเนเตียนถูกกำหนดไว้ที่ชายหาดอิตซูรุน ใกล้กับเมืองซูไมอาในแคว้นบาสก์ ที่ พิกัด 43.3006 °N 2.2594°Wเนื่องจากพื้นที่ดังกล่าวเป็นแนวหินผาชายทะเล ต่อเนื่องตั้งแต่ ยุคซานโตเนียน ตอนต้น ถึงยุคอีโอซีนตอนต้น ชั้นหินยุค พาลีโอซีนเป็นบันทึกที่สมบูรณ์และปรากฏให้เห็น มีความหนา 165 เมตร (541 ฟุต) ส่วนใหญ่ประกอบด้วยตะกอนกึ่งทะเล ลึกสลับกันไป ซึ่งสะสมตัวที่ระดับความลึกประมาณ 1,000 เมตร (3,300 ฟุต) ตะกอนยุคดานิอันถูกแยกออกไปอยู่ในชั้นหินปูนไอทซ์กอร์ริและชั้นหินยุคเซลันเดียนและธาเนเตียนตอนต้น ถูกแยกออกไปอยู่ใน ชั้นหินอิตซูรุนชั้นหินอิตซูรุนแบ่งออกเป็นกลุ่ม A และ B ซึ่งสอดคล้องกับสองช่วงเวลาดังกล่าวตามลำดับ ทั้งสองขั้นตอนได้รับการอนุมัติในปี 2551 และพื้นที่นี้ถูกเลือกเนื่องจากเสร็จสมบูรณ์ มีความเสี่ยงต่อการกัดเซาะต่ำ อยู่ใกล้กับพื้นที่เดิมที่กำหนดขั้นตอนไว้ สามารถเข้าถึงได้ และสถานะการคุ้มครองของพื้นที่เนื่องจากมีความสำคัญทางธรณีวิทยา^{[ 25 ]}43°18′02″เหนือ2°15′34″ตะวันตก / / 43.3006; -2.2594

ยุคเซแลนเดียนได้รับการเสนอครั้งแรกโดยนักธรณีวิทยาชาวเดนมาร์ก อัลเฟรด โรเซนแครนซ์ ในปี 1924 โดยอิงจากชั้น หิน มาร์ลกลอโคไนต์ที่ มีฟอสซิลจำนวนมาก ซึ่งทับซ้อนด้วยดินเหนียวสีเทาที่วางตัว อยู่เหนือ หิน ชอล์ก และหินปูน ยุคดาเนียนอย่างไม่ต่อเนื่อง ปัจจุบันพื้นที่นี้ถูกแบ่งออกเป็นชั้น หินเอเบลอ ชั้นหินโฮล์ มฮั สและชั้นดินเหนียวเอิสเตอร์เรนเด จุดเริ่มต้นของยุคนี้ถูกกำหนดโดยการสิ้นสุดของ การสะสมตัว ของหินคาร์บอเนตจาก สภาพแวดล้อม มหาสมุทรเปิดใน ภูมิภาค ทะเลเหนือ (ซึ่งเกิดขึ้นมาแล้วกว่า 40 ล้านปี) ชั้นหินเซแลนเดียนในพื้นที่นี้ถูกทับซ้อนโดยตรงกับชั้นหินเฟอร์ ยุคอีโอซีน —ยุคธาเนเชียนไม่ได้ปรากฏอยู่ในบริเวณนี้—และความไม่ต่อเนื่องในบันทึกการสะสมตัวนี้เป็นเหตุผลที่ทำให้ GSSP ถูกย้ายไปยังซูไมอา ปัจจุบัน จุดเริ่มต้นของยุคเซลันเดียนถูกกำหนดโดยการปรากฏตัวของแนนโนฟอสซิลFasciculithus tympaniformis , Neochiastozygus perfectusและChiasmolithus edentulusแม้ว่าฟอรามินิเฟอราบางชนิดจะถูกใช้โดยผู้เขียนหลายคนก็ตาม^{[ 25 ]}

ยุคธาเนเชียนได้รับการเสนอครั้งแรกโดยนักธรณีวิทยาชาวสวิสEugène Renevierในปี 1873 โดยเขารวมถึง ชั้น หิน Thanet , WoolwichและReading ทางตอนใต้ของอังกฤษ ในปี 1880 นักธรณีวิทยาชาวฝรั่งเศสGustave Frédéric Dollfusได้จำกัดนิยามให้แคบลงเหลือเพียงชั้นหิน Thanet เท่านั้น ยุคธาเนเชียนเริ่มต้นหลังจากเหตุการณ์ทางชีวภาพช่วงกลางยุคพาลีโอซีน^{[ 25 ]}ซึ่งเป็นเหตุการณ์ทางภูมิอากาศที่เกิดขึ้นในช่วงสั้นๆ อันเนื่องมาจากการเพิ่มขึ้นของมีเทน^{[ 29 ]}ซึ่งบันทึกไว้ที่ Itzurun เป็นช่วงสีเข้ม 1 เมตร (3.3 ฟุต) จากการลดลงของแคลเซียมคาร์บอเนตที่ Itzurun ยุคธาเนเชียนเริ่มต้นที่ระดับประมาณ 29 เมตร (95 ฟุต) เหนือฐานของยุคเซลันเดียน และมีลักษณะเด่นคือการปรากฏตัวครั้งแรกของสาหร่ายDiscoasterและการกระจายตัวของHeliolithusแม้ว่าความสัมพันธ์ที่ดีที่สุดจะอยู่ในแง่ของธรณีแม่เหล็กโบราณก็ตาม โครนคือการเกิดการกลับขั้วแม่เหล็กโลก —เมื่อขั้วเหนือและขั้วใต้สลับขั้วกันโครน 1 (C1n) ถูกกำหนดให้เป็นช่วงเวลาตั้งแต่ปัจจุบันจนถึงประมาณ 780,000 ปีที่แล้ว โดย n หมายถึง "ปกติ" เช่นเดียวกับขั้วในปัจจุบัน และ r หมายถึง "กลับขั้ว" สำหรับขั้วตรงข้าม^{[ 30 ]}จุดเริ่มต้นของ Thanetian มีความสัมพันธ์ที่ดีที่สุดกับการกลับขั้ว C26r/C26n ^{[ 25 ]}

แหล่งถ่านหินที่มีความสำคัญทางเศรษฐกิจหลายแห่งก่อตัวขึ้นในช่วงยุคพาลีโอซีน เช่น แหล่งถ่านหินซับบิทูมินั ส Fort Union Formationในแอ่งPowder River Basinของรัฐไวโอมิงและมอนแทนา^{[ 31 ]}ซึ่งผลิตถ่านหินของอเมริกาได้ถึง 43% ^{[ 32 ]}กลุ่มWilcoxในรัฐเท็กซัส ซึ่งเป็นแหล่งถ่านหินที่อุดมสมบูรณ์ที่สุดของที่ราบชายฝั่งอ่าว [ ^{33 ]}และเหมือง Cerrejónในโคลอมเบีย ซึ่งเป็นเหมืองเปิดที่ใหญ่ที่สุด^ในประเทศ [ ^{34 ] ถ่านหิน}ยุคพาลีโอซีนถูกขุดอย่างกว้างขวางในสฟาลบาร์ดประเทศนอร์เวย์ ตั้งแต่ช่วงต้นศตวรรษที่ 20 ^{[ 35 ]}และถ่านหินยุคพาลีโอซีนตอนปลายและยุคอีโอซีนตอนต้นมีการกระจายอย่างกว้างขวางทั่วหมู่เกาะอาร์กติก ของแคนาดา ^{[ 36 ]}และไซบีเรียตอนเหนือ^{[ 37 ]}ในทะเลเหนือ แหล่งก๊าซธรรมชาติที่มาจากยุคพาลีโอซีน เมื่อถูกค้นพบ มีปริมาณรวมประมาณ 2.23 ล้านล้าน m³ ⁽ 7.89 ล้านล้าน ft³ ⁾และน้ำมันดิบในแหล่ง กักเก็บ 13.54 พันล้านบาร์เรล^{[ 38 ]} แหล่งแร่ ฟอสเฟตที่สำคัญซึ่งส่วนใหญ่เป็นฟรังโคไลต์ใกล้เมืองเมตลาอุยประเทศตูนิเซีย เกิดขึ้นตั้งแต่ปลายยุคพาลีโอซีนถึงต้นยุคอีโอซีน^{[ 39 ]}

หลุมอุกกาบาตที่เกิดขึ้นในยุคพาลีโอซีน ได้แก่หลุมอุกกาบาต Connolly Basinในออสเตรเลียตะวันตกที่มีอายุน้อยกว่า 60 ล้านปี^{[ 41 ]}หลุมอุกกาบาต Marquezในเท็กซัสที่มีอายุ 58 ล้านปี^{[ 42 ]}หลุมอุกกาบาต Hiawatha Glacierในกรีนแลนด์ที่มีอายุ 58 ล้านปี^{[ 40 ]}และอาจเป็นหลุมอุกกาบาต Jabel Waqf as Suwwan ในจอร์แดน ซึ่งมีอายุระหว่าง 56 ถึง 37 ล้านปี^{[ 43 ]}ออสบอร์ไนต์ที่อุดมด้วยวาเนเดียมจากเกาะสกายประเทศสกอตแลนด์ ซึ่งมีอายุ 60 ล้านปี อาจเป็นเศษวัสดุที่เกิดจากการพุ่งชน^{[ 44 ]}หลุมอุกกาบาตยังเกิดขึ้นใกล้กับขอบเขต K–Pg โดยหลุมอุกกาบาตที่ใหญ่ที่สุด คือ หลุมอุกกาบาต Chicxulub ของเม็กซิโก ซึ่งการพุ่งชนของมันเป็นปัจจัยสำคัญที่ทำให้เกิดการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุค K–Pg ^{[ 45 ]}และยังมีหลุมอุกกาบาต Boltysh ของยูเครน ซึ่งมีอายุ 65.4 ล้านปี^{[ 46 ]}หลุมอุกกาบาต Eagle Butteของแคนาดา(แม้ว่าอาจจะมีอายุน้อยกว่า) ^{[ 47 ]} และหลุมอุกกาบาต Vista Alegre ^{[ 48 ]} (แม้ว่าหลุมนี้อาจมีอายุประมาณ 115 ล้านปี^{[ 49 ]} ) ทรงกลม แก้วซิลิเกตตามแนวชายฝั่งมหาสมุทรแอตแลนติกของสหรัฐอเมริกาบ่งชี้ถึงการพุ่งชนของอุกกาบาตในภูมิภาคนี้ในช่วง PETM ^{[ 50 ]}

ในช่วงยุคพาลีโอซีน ทวีปต่างๆ ยังคงเคลื่อนตัวไปสู่ตำแหน่งปัจจุบัน^{[ 51 ]}ในซีกโลกเหนือ ส่วนประกอบเดิมของลอราเซีย (อเมริกาเหนือและยูเรเซีย) เคยเชื่อมต่อกันด้วยสะพานแผ่นดินในบางครั้ง ได้แก่เบริงเกีย (เมื่อ 65.5 และ 58 ล้านปีก่อน) ระหว่างอเมริกาเหนือและเอเชียตะวันออก เส้นทางเดอเกียร์ (ตั้งแต่ 71 ถึง 63 ล้านปีก่อน) ระหว่างกรีนแลนด์และสแกนดิเนเวียเส้นทางทูเลียน (เมื่อ 57 และ 55.8 ล้านปีก่อน) ระหว่างอเมริกาเหนือและยุโรปตะวันตกผ่านกรีนแลนด์ และเส้นทางทูร์ไกที่เชื่อมต่อยุโรปกับเอเชีย (ซึ่งในขณะนั้นถูกแยกออกจากกันด้วยช่องแคบทูร์ไก ) ^{[ 52 ] [ 53 ]}

การเกิดเทือกเขาลาราไมด์ซึ่งเริ่มต้นในช่วงปลายยุคครีเทเชียส ได้ทำให้เทือกเขาร็อก กี้สูงขึ้นอย่างต่อเนื่อง และสิ้นสุดลงในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน^{[ 54 ]}ด้วยเหตุนี้และการลดลงของระดับน้ำทะเลอันเป็นผลมาจากกิจกรรมทางธรณีวิทยา ทำให้ทะเลภายในตะวันตกซึ่งเคยแบ่งทวีปอเมริกาเหนือออกเป็นสองส่วนในช่วงยุคครีเทเชียสส่วนใหญ่ ได้ถอยร่นไป^{[ 55 ]}

ระหว่างประมาณ 60.5 ถึง 54.5 ล้านปีก่อน มีกิจกรรมภูเขาไฟเพิ่มสูงขึ้นในภูมิภาคแอตแลนติกเหนือ ซึ่งเป็นเหตุการณ์แมกมาครั้ง ใหญ่เป็นอันดับสามในรอบ 150 ล้านปีที่ผ่านมา ก่อให้เกิด เขตหินอัคนีแอตแลนติกเหนือ^{[ 56 ] [ 57 ]} บางครั้งมีการอ้างว่า จุดร้อนโปรโต ไอซ์แลนด์ เป็นสาเหตุของการเกิดภูเขาไฟครั้งแรก แม้ว่าการแยกตัวและการเกิดภูเขาไฟที่เกิดขึ้นตามมาก็มีส่วนร่วมด้วยเช่นกัน^{[ 57 ] [ 58 ] [ 59 ]}การเกิดภูเขาไฟนี้อาจมีส่วนทำให้เกิดการเปิดของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและการขยายตัวของพื้นทะเลการแยกตัวของแผ่นกรีนแลนด์ออกจากแผ่นอเมริกาเหนือ [ ^{60 ]}และในเชิงภูมิอากาศ PETM โดยการแตกตัวของ ผลึก มีเทนแค ลทเรตบนพื้นทะเล ส่งผลให้ ^มีการปล่อยคาร์บอนออกมาเป็นจำนวนมาก^{[ 56 ] [ 61 ]}

ทวีป อเมริกาเหนือและอเมริกาใต้ยังคงแยกจากกันด้วยทางน้ำอเมริกากลางแม้ว่าหมู่ เกาะโค้ง (หมู่เกาะโค้งอเมริกากลางตอนใต้) จะก่อตัวขึ้นแล้วเมื่อประมาณ 73 ล้านปีก่อนเขตหินอัคนีขนาดใหญ่แคริบเบียน (ปัจจุบันคือแผ่นเปลือกโลกแคริบเบียน ) ซึ่งก่อตัวขึ้นจากจุดร้อนกาลาปากอสในมหาสมุทรแปซิฟิกในช่วงปลายยุคครีเทเชียส กำลังเคลื่อนตัวไปทางตะวันออก ในขณะที่แผ่นเปลือกโลกอเมริกาเหนือและอเมริกาใต้ถูกผลักไปในทิศทางตรงกันข้ามเนื่องจากการเปิดของมหาสมุทรแอตแลนติก ( ธรณีแปรสัณฐานแบบเลื่อนตามแนวราบ ) ^{[ 62 ] [ 63 ]}การเคลื่อนที่นี้ในที่สุดจะยกคอคอดปานามา ขึ้น เมื่อ 2.6 ล้านปีก่อน แผ่นเปลือกโลกแคริบเบียนยังคงเคลื่อนที่ต่อไปจนกระทั่งประมาณ 50 ล้านปีก่อนจึงมาถึงตำแหน่งปัจจุบัน^{[ 64 ]}

ส่วนประกอบของอดีตมหาทวีปทางใต้ กอนด์ วานาแลนด์ในซีกโลกใต้ ยังคงเคลื่อนตัวแยกออกจากกัน แต่แอนตาร์กติกายังคงเชื่อมต่อกับอเมริกาใต้และออสเตรเลีย แอฟริกากำลังมุ่งหน้าไปทางเหนือสู่ยุโรป และอนุทวีปอินเดียมุ่งหน้าไปทางเอเชีย ซึ่งในที่สุดจะปิดมหาสมุทรเททิส [ ^{51 ] แผ่น}เปลือกโลกอินเดียและยูเรเซียเริ่มชนกันในยุคพาลีโอซีน^{[ 65 ]}โดยมีการยกตัวขึ้น (และการเชื่อมต่อของแผ่นดิน) เริ่มต้นในยุคไมโอซีนเมื่อประมาณ 24–17 ล้านปีก่อน มีหลักฐานว่าพืชและสัตว์บางชนิดสามารถอพยพระหว่างอินเดียและเอเชียได้ในช่วงยุคพาลีโอซีน อาจผ่านทางหมู่เกาะโค้งที่เป็นตัวกลาง^{[ 66 ]}

ใน ระบบหมุนเวียนเทอร์โมฮาไลน์สมัยใหม่น้ำอุ่นในเขตร้อนจะเย็นลงและเค็มขึ้นที่ขั้วโลกและจมลง ( การไหลลงหรือการก่อตัวของน้ำลึก) ซึ่งเกิดขึ้นในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือใกล้ขั้วโลกเหนือและมหาสมุทรใต้ใกล้คาบสมุทรแอนตาร์กติกในยุคพาลีโอซีน ทางน้ำระหว่างมหาสมุทรอาร์กติกและมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือค่อนข้างจำกัด ดังนั้นน้ำลึกในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ (NADW) และการหมุนเวียนน้ำในมหาสมุทรแอตแลนติกตอนเหนือ (AMOC) ซึ่งหมุนเวียนน้ำเย็นจากอาร์กติกไปยังเส้นศูนย์สูตร จึงยังไม่เกิดขึ้น และการก่อตัวของน้ำลึกจึงอาจไม่ได้เกิดขึ้นในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ อาร์กติกและแอตแลนติกจะไม่เชื่อมต่อกันด้วยน้ำลึกเพียงพอจนกระทั่งถึงยุคอีโอซีนตอนต้นถึงตอนกลาง^{[ 67 ]}

มีหลักฐานการก่อตัวของน้ำลึกในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือที่ระดับความลึกอย่างน้อยประมาณ 2,900 เมตร (9,500 ฟุต) อุณหภูมิน้ำลึกทั่วโลกที่สูงขึ้นในยุคพาลีโอซีนอาจอุ่นเกินไปสำหรับการไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์ที่ขับเคลื่อนด้วยความร้อนเป็นหลัก^{[ 68 ] [ 69 ]}เป็นไปได้ว่าสภาพภูมิอากาศเรือนกระจกได้เปลี่ยนแปลงรูปแบบการตกตะกอน ทำให้ซีกโลกใต้มีปริมาณน้ำฝนมากกว่าซีกโลกเหนือ หรือซีกโลกใต้มีการระเหย น้อย กว่าซีกโลกเหนือ ไม่ว่าในกรณีใดก็ตาม จะทำให้ซีกโลกเหนือมีความเค็มมากกว่าซีกโลกใต้ ทำให้เกิดความแตกต่างของความหนาแน่นและการไหลลงในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือไปทางใต้^{[ 68 ]}การก่อตัวของน้ำลึกอาจเกิดขึ้นในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ด้วย^{[ 70 ]}

ยังไม่เป็นที่ทราบแน่ชัดว่ากระแสน้ำทั่วโลกอาจส่งผลกระทบต่ออุณหภูมิโลกอย่างไร การก่อตัวของ Northern Component Waters โดยกรีนแลนด์ในยุคอีโอซีน ซึ่งเป็นต้นกำเนิดของ AMOC อาจทำให้เกิดภาวะโลกร้อนอย่างรุนแรงในซีกโลกเหนือและภาวะโลกร้อนในซีกโลกใต้ รวมทั้งอุณหภูมิน้ำลึกที่เพิ่มขึ้น^{[ 67 ]}ใน PETM เป็นไปได้ว่าการก่อตัวของน้ำลึกเกิดขึ้นในน้ำเขตร้อนที่มีความเค็มสูงกว่าและเคลื่อนตัวไปทางขั้วโลก ซึ่งจะเพิ่มอุณหภูมิพื้นผิวโลกโดยการทำให้ขั้วโลกร้อนขึ้น^{[ 22 ] [ 69 ]}นอกจากนี้ แอนตาร์กติกายังคงเชื่อมต่อกับอเมริกาใต้และออสเตรเลีย และด้วยเหตุนี้กระแสน้ำวนรอบทวีปแอนตาร์กติกาซึ่งดักจับน้ำเย็นรอบทวีปและป้องกันไม่ให้น้ำอุ่นจากเส้นศูนย์สูตรไหลเข้ามา จึงยังไม่เกิดขึ้น การก่อตัวของกระแสน้ำวนนี้อาจเกี่ยวข้องกับการแข็งตัวของทวีป^{[ 71 ]}การไหลขึ้นของน้ำอุ่นตามชายฝั่งที่ขั้วโลกจะยับยั้งการปกคลุมด้วยน้ำแข็งถาวร^{[ 69 ]}ในทางกลับกัน เป็นไปได้ว่าการไหลเวียนของน้ำลึกไม่ได้เป็นปัจจัยหลักที่ทำให้เกิดสภาพภูมิอากาศเรือนกระจก และอุณหภูมิของน้ำลึกมีแนวโน้มที่จะเปลี่ยนแปลงเพื่อตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิโลกมากกว่าที่จะส่งผลกระทบต่ออุณหภูมิโลก^{[ 68 ] [ 69 ]}

ในแถบอาร์กติก การไหลขึ้นของน้ำชายฝั่งอาจได้รับอิทธิพลจากอุณหภูมิและลมเป็นส่วนใหญ่ ในฤดูร้อน อุณหภูมิพื้นผิวโลกน่าจะสูงกว่าอุณหภูมิของมหาสมุทร และในฤดูหนาวจะเป็นไปในทางตรงกันข้าม ซึ่งสอดคล้องกับฤดูมรสุมในเอเชีย การไหลขึ้นของน้ำในมหาสมุทรเปิดก็อาจเป็นไปได้เช่นกัน^{[ 69 ]}

อุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลก ทั้งบนพื้นดิน (ด้านบน) และในทะเลลึก (ด้านล่าง) ตลอดช่วงยุคซีโนโซอิก

สภาพภูมิอากาศในยุคพาลีโอซีนนั้นคล้ายกับในยุคครีเทเชียส คือเป็นเขตร้อนหรือกึ่งเขตร้อน [ ^{72 ] [ 73 ] [ 74 ] และ}ขั้วโลกมี อุณหภูมิ ปานกลาง^{[ 75 ]}โดยมีอุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกประมาณ 24–25 °C (75–77 °F) ^{[ 76 ]}สำหรับการเปรียบเทียบ อุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกในช่วงระหว่างปี 1951 ถึง 1980 คือ 14 °C (57 °F) ^{[ 77 ]}ความชันของอุณหภูมิตามละติจูดอยู่ที่ประมาณ 0.24 °C ต่อองศาละติจูด^{[ 78 ]}ขั้วโลกยังไม่มีแผ่นน้ำแข็ง^{[ 79 ]} แม้ว่าจะมีธารน้ำแข็งบนเทือกเขาแอลป์เกิดขึ้นใน เทือกเขาทรานส์แอนตาร์กติกบ้างก็ตาม^{[ 80 ]}

บริเวณขั้วโลกน่าจะมี อากาศ อบอุ่นเย็นสบายทางตอนเหนือของแอนตาร์กติกา ออสเตรเลีย ปลายสุดทางใต้ของทวีปอเมริกาใต้ บริเวณที่เป็นสหรัฐอเมริกาและแคนาดาในปัจจุบัน ไซบีเรียตะวันออก และยุโรปมีอากาศอบอุ่นปานกลาง ตอนกลางของทวีปอเมริกาใต้ ตอนใต้และตอนเหนือของแอฟริกา ตอนใต้ของอินเดีย ตอนกลางของทวีปอเมริกา และจีนมีอากาศแห้งแล้ง และตอนเหนือของทวีปอเมริกาใต้ ตอนกลางของแอฟริกา ตอนเหนือของอินเดีย ตอนกลางของไซบีเรีย และบริเวณที่เป็นทะเลเมดิเตอร์เรเนียนใน ปัจจุบันมีอากาศเขตร้อน ^{[ 81 ]}ตอนกลางและตอนใต้ของทวีปอเมริกาเหนือมีอากาศชื้นแบบมรสุมตามที่ราบชายฝั่ง แต่สภาพอากาศจะแห้งกว่าทางตะวันตกและที่ระดับความสูงที่สูงกว่า^{[ 82 ]}สฟาลบาร์ดมีอากาศอบอุ่น โดยมีอุณหภูมิเฉลี่ย 19.2 ± 2.49 °C ในเดือนที่ร้อนที่สุดและ 1.7 ± 3.24 °C ในเดือนที่หนาวที่สุด^{[ 83 ]}

อุณหภูมิน้ำลึกทั่วโลกในยุคพาลีโอซีนน่าจะอยู่ในช่วง 8–12 °C (46–54 °F) ^{[ 68 ] [ 69 ]}เมื่อเทียบกับ 0–3 °C (32–37 °F) ในปัจจุบัน^{[ 84 ]}จากขีดจำกัดบนอุณหภูมิผิวน้ำทะเล เฉลี่ย (SST) ที่ละติจูด 60° เหนือและใต้จะเท่ากับอุณหภูมิน้ำลึก ที่ละติจูด 30° เหนือและใต้ประมาณ 23 °C (73 °F) และที่เส้นศูนย์สูตรประมาณ 28 °C (82 °F) ^{[ 69 ]}ในทะเลพาลีโอซีนของเดนมาร์ก SST เย็นกว่าในยุคครีเทเชียสตอนปลายก่อนหน้าและยุคอีโอซีนที่ตามมา^{[ 85 ]} กลุ่มฟอรามินิเฟอราในยุคพาลีโอซีนทั่วโลกบ่งชี้ถึง เทอร์โมไคลน์น้ำลึกที่ชัดเจน(มวลน้ำที่อุ่นกว่าใกล้ผิวน้ำอยู่เหนือมวลน้ำที่เย็นกว่าใกล้ก้นทะเล) ซึ่งคงอยู่ตลอดช่วงยุค^{[ 86 ]}ฟอรามินิเฟอราแอตแลนติกบ่งชี้ถึงอุณหภูมิผิวน้ำทะเลที่อุ่นขึ้นโดยทั่วไป โดยมีกลุ่มสิ่งมีชีวิตเขตร้อนอยู่ในบริเวณละติจูดที่สูงขึ้น จนกระทั่งถึงช่วงปลายยุคพาลีโอซีน เมื่อเทอร์โมไคลน์มีความชันมากขึ้น และฟอรามินิเฟอราเขตร้อนก็ถอยกลับไปยังละติจูดที่ต่ำกว่า^{[ 87 ]}

_{ระดับ CO2}ในบรรยากาศช่วงต้นยุค Paleocene ณ บริเวณที่ปัจจุบันคือCastle Rockรัฐโคโลราโด ถูกคำนวณว่าอยู่ระหว่าง 352 ถึง 1,110 ส่วนในล้านส่วน (ppm) โดยมี ค่า มัธยฐานอยู่ที่ 616 ppm จากข้อมูลนี้และ อัตรา การแลกเปลี่ยนก๊าซของพืชที่ ประมาณไว้ และอุณหภูมิพื้นผิวโลกความไวต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศถูกคำนวณว่าอยู่ที่ +3 °C เมื่อระดับ CO2 _{เพิ่ม}ขึ้นเป็นสองเท่า เมื่อเทียบกับ 7 °C หลังจากการก่อตัวของน้ำแข็งที่ขั้วโลก ระดับ CO2 _{เพียง}อย่างเดียวอาจไม่เพียงพอที่จะรักษาสภาพภูมิอากาศเรือนกระจก และ ต้องมี ปฏิกิริยาตอบสนองเชิงบวก บางอย่าง เกิดขึ้น เช่น การรวมกันของกระบวนการที่เกี่ยวข้องกับเมฆ ละอองลอย หรือพืชพรรณ^{[ 88 ]}การศึกษาในปี 2019 ระบุว่าการเปลี่ยนแปลงในความเยื้องศูนย์กลางของวงโคจรเป็นตัวขับเคลื่อนหลักของสภาพภูมิอากาศระหว่างปลายยุคครีเทเชียสและต้นยุคอีโอซีน^{[ 89 ]}

ผลกระทบจากการชนของอุกกาบาตและภูเขาไฟเมื่อ 66 ล้านปีก่อน และสภาพภูมิอากาศในช่วงรอยต่อ K–Pgน่าจะเกิดขึ้นเพียงชั่วคราว และสภาพภูมิอากาศก็กลับคืนสู่สภาวะปกติในระยะเวลาอันสั้น^{[ 90 ]}อุณหภูมิเยือกแข็งน่าจะกลับคืนสู่สภาวะปกติหลังจากสามปี^{[ 91 ]}และกลับสู่สภาวะปกติภายในไม่กี่ทศวรรษ^{[ 92 ]}ละอองกรดซัลฟิว ริก ที่ทำให้เกิดฝนกรดน่าจะสลายไปหลังจาก 10 ปี^{[ 93 ]}และฝุ่นจากการชนที่บดบังแสงแดดและยับยั้งการสังเคราะห์แสงน่าจะคงอยู่ได้นานถึงหนึ่งปี^{[ 94 ]}แม้ว่าไฟป่า ทั่วโลกที่อาจเกิดขึ้นและ ลุกลามเป็นเวลาหลายปีจะปล่อยอนุภาค จำนวนมากขึ้น สู่ชั้นบรรยากาศ^{[ 95 ]}ในช่วงครึ่งล้านปีต่อมา ความลาดชันของไอโซโทปคาร์บอน ซึ่งเป็นความแตกต่างใน อัตราส่วน ¹³ C / ¹² Cระหว่างน้ำทะเลผิวดินและน้ำทะเลลึก ทำให้คาร์บอนหมุนเวียนลงสู่ทะเลลึก อาจหยุดลง สิ่งนี้เรียกว่า "มหาสมุทรแห่งความรักแปลก" ซึ่งบ่งชี้ถึงผลผลิตของ มหาสมุทรที่ต่ำ ^{[ 96 ]} กิจกรรม ของแพลงก์ตอนพืชที่ลดลงอาจนำไปสู่การลดลงของเมล็ดเมฆและส่งผลให้เมฆในทะเลสว่างขึ้นส่งผลให้อุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้น 6 °C ( สมมติฐาน CLAW ) ^{[ 97 ]}หลังจากการหยุดชะงักอย่างรุนแรงภายหลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K-Pg สภาพอากาศที่ค่อนข้างเย็น แต่ยังคงเป็นเรือนกระจก ในช่วงปลายยุคครีเทเชียสถึงต้นยุคพาลีโอจีน (LKEPCI) ที่เริ่มต้นในปลายยุคครีเทเชียสยังคงดำเนินต่อไป^{[ 98 ]}

เหตุการณ์Dan –C2 เมื่อ 65.2 ล้านปีก่อนในยุค Danian ตอนต้นกินเวลาราว 100,000 ปี และมีลักษณะเด่นคือการเพิ่มขึ้นของคาร์บอน โดยเฉพาะในทะเลลึก นับตั้งแต่ช่วงกลางยุคMaastrichtianคาร์บอนจำนวนมากขึ้นเรื่อยๆ ถูกกักเก็บไว้ในทะเลลึก ซึ่งอาจเป็นผลมาจากแนวโน้มการเย็นตัวลงของโลกและการไหลเวียนที่เพิ่มขึ้นในทะเลลึก เหตุการณ์ Dan–C2 อาจแสดงถึงการปลดปล่อยคาร์บอนนี้หลังจากอุณหภูมิในทะเลลึกสูงขึ้นถึงระดับหนึ่ง เนื่องจากน้ำที่อุ่นกว่าสามารถละลายคาร์บอนได้น้อยลง^{[ 99 ]}หรืออีกทางหนึ่ง สาเหตุของเหตุการณ์ Dan-C2 อาจเกิดจากการปะทุของภูเขาไฟ Deccan Traps ^{[ 100 ]}ทุ่งหญ้าสะวันนาอาจเข้ามาแทนที่ป่าไม้ชั่วคราวในช่วงเวลานี้^{[ 101 ]}

เมื่อราว 62.2 ล้านปีก่อน ในช่วงปลายยุคดานิอัน มีเหตุการณ์อุณหภูมิสูงขึ้นและมีหลักฐานของการเกิดภาวะกรดในมหาสมุทรที่เกี่ยวข้องกับการเพิ่มขึ้นของคาร์บอน^{[ 102 ]}ในช่วงเวลานี้ มีการขยายตัวของพื้นทะเลครั้งใหญ่ในมหาสมุทรแอตแลนติกและกิจกรรมภูเขาไฟตามแนวชายฝั่งตะวันออกเฉียงใต้ของกรีนแลนด์ เหตุการณ์ดานิอันล่าสุด หรือที่รู้จักกันในชื่อเหตุการณ์ Top Chron C27n กินเวลานานประมาณ 200,000 ปี และส่งผลให้อุณหภูมิเพิ่มขึ้น 1.6–2.8 °C ตลอดทั้งมวลน้ำแม้ว่าอุณหภูมิในช่วงปลายยุคดานิอันจะผันผวนในระดับใกล้เคียงกัน แต่เหตุการณ์นี้เกิดขึ้นพร้อมกับการเพิ่มขึ้นของคาร์บอน^{[ 103 ]}

เมื่อประมาณ 60.5 ล้านปีก่อน ณ ขอบเขต Danian/Selandian มีหลักฐานของ การแพร่กระจายของ ภาวะขาดออกซิเจนไปยังน่านน้ำชายฝั่ง และระดับน้ำทะเลลดลง ซึ่งน่าจะอธิบายได้ว่าเกิดจากการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิและการระเหย เนื่องจากไม่มีน้ำแข็งที่ขั้วโลกเพื่อกักเก็บน้ำ^{[ 104 ]}

ในช่วงเหตุการณ์ทางชีวภาพกลางยุคพาลีโอซีน (MPBE) หรือที่รู้จักกันในชื่อเหตุการณ์พาลีโอซีนตอนปลายตอนต้น (ELPE) ^{[ 105 ] [ 106 ]}เมื่อราว 59 ล้านปีก่อน (ประมาณ 50,000 ปีก่อนขอบเขตเซแลนเดียน/ธาเนเทียน) อุณหภูมิพุ่งสูงขึ้น อาจเนื่องมาจากการปล่อยมีเทนไฮเดรต จากทะเลลึกจำนวนมาก สู่ชั้นบรรยากาศและระบบมหาสมุทร คาร์บอนน่าจะถูกปล่อยออกมาเป็นเวลา 10–11,000 ปี และผลกระทบที่เกิดขึ้นน่าจะลดลงเมื่อราว 52–53,000 ปีต่อมา^{[ 107 ]}นอกจากนี้ยังมีหลักฐานว่าเหตุการณ์นี้เกิดขึ้นอีกครั้งในอีก 300,000 ปีต่อมาในยุคธาเนเทียนตอนต้น ซึ่งเรียกว่า MPBE-2 ตามลำดับ คาร์บอนที่ได้จากมีเทนประมาณ 83 และ 132 กิกะตันถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งบ่งชี้ว่าอุณหภูมิจะสูงขึ้น 2–3 °C (3.6–5.4 °F) และน่าจะทำให้ฤดูกาลเปลี่ยนแปลงมากขึ้นและสภาพแวดล้อมไม่เสถียรมากขึ้น นอกจากนี้ยังอาจทำให้หญ้าขึ้นในบางพื้นที่ด้วย^{[ 29 ]}

ตั้งแต่ 59.7 ถึง 58.1 ล้านปีก่อน ในช่วงปลายยุคเซลันเดียนและต้นยุคธาเนเทียน การฝังตัวของคาร์บอนอินทรีย์ส่งผลให้เกิดช่วงเวลาของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่เย็นลง ระดับน้ำทะเลลดลง และการเติบโตของน้ำแข็งชั่วคราว ช่วงเวลานี้มี ค่า δ ¹⁸ O สูงที่สุด ในยุค^{[ 108 ]}

ช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีนเป็นเหตุการณ์ที่มีระยะเวลาประมาณ 200,000 ปี โดยอุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกเพิ่มขึ้นประมาณ 5 ถึง 8 องศาเซลเซียส (9 ถึง 14 องศาฟาเรนไฮต์) ^{[ 56 ]}และบริเวณละติจูดกลางและขั้วโลกอาจมีอุณหภูมิสูงกว่าอุณหภูมิเขตร้อนในปัจจุบันที่ 24–29 องศาเซลเซียส (75–84 องศาฟาเรนไฮต์) ^{[ 109 ]}ซึ่งเป็นผลมาจากการปล่อยคาร์บอน 2,500–4,500 กิกะตันสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งโดยทั่วไปแล้วอธิบายได้ว่าเกิดจากการรบกวนและการปลดปล่อยสารสะสมมีเทนแคลทเรตในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือจากกิจกรรมทางธรณีวิทยาและส่งผลให้อุณหภูมิน้ำที่ก้นทะเลเพิ่มขึ้น^{[ 56 ]}สมมติฐานอื่นๆ ที่เสนอ ได้แก่ การปลดปล่อยมีเทนจากการให้ความร้อนแก่สารอินทรีย์ที่พื้นทะเลมากกว่ามีเทนแคลทเรต^{[ 110 ] [ 111 ]}หรือการละลาย ของชั้นดินเยือก แข็งถาวร^{[ 112 ]}

ระยะเวลาของการปล่อยคาร์บอนยังเป็นที่ถกเถียงกันอยู่ แต่มีแนวโน้มว่าน่าจะประมาณ 2,500 ปี^{[ 113 ]}คาร์บอนนี้ยังรบกวนวัฏจักรคาร์บอนและทำให้เกิดภาวะกรดในมหาสมุทร^{[ 114 ] [ 115 ]}และอาจเปลี่ยนแปลง^{[ 70 ]}และทำให้กระแสน้ำในมหาสมุทรช้าลง ซึ่งนำไปสู่การขยายตัวของเขตที่มีออกซิเจนต่ำสุด (OMZs) ในทะเลลึก^{[ 116 ]}ในน้ำผิวดิน OMZs อาจเกิดจากการก่อตัวของเทอร์โมไคลน์ที่แข็งแกร่งซึ่งป้องกันการไหลเข้าของออกซิเจน และอุณหภูมิที่สูงขึ้นเทียบเท่ากับผลผลิตที่สูงขึ้นซึ่งนำไปสู่การแย่งชิงออกซิเจนที่สูงขึ้น^{[ 117 ]}นอกจากนี้ การขยายตัวของ OMZs อาจทำให้เกิดการแพร่กระจายของจุลินทรีย์ที่ลดซัลเฟตซึ่งสร้างไฮโดรเจนซัลไฟด์ H ₂ S ที่เป็นพิษสูงเป็นของเสีย ในระหว่างเหตุการณ์ ปริมาณน้ำที่มีซัลไฟด์อาจอยู่ที่ 10–20% ของปริมาณมหาสมุทรทั้งหมด เมื่อเทียบกับ 1% ในปัจจุบัน สิ่งนี้อาจทำให้เกิด การไหลขึ้น ของเคมีคลินตามแนวทวีปและการกระจายตัวของ H2S _เข้าสู่ชั้นบรรยากาศ^{[ 118 ]}ในช่วง PETM พบว่าสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมมีขนาดเล็กกว่าปกติชั่วคราว ซึ่งเห็นได้ชัดว่าเกิดจากการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิ^{[ 119 ]}

สภาพอากาศที่อบอุ่นและชื้นเอื้อต่อการเจริญเติบโตของป่าเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนทั่วโลก โดยส่วนใหญ่ประกอบด้วยต้นสนและต้นไม้ใบกว้าง^{[ 120 ] [ 79 ]} ในปาตาโก เนียภูมิทัศน์เอื้อต่อป่าฝนเขตร้อนป่า ฝน เมฆป่าชายเลน ป่าพรุทุ่งหญ้าสะวันนาและป่าสเคลอโรฟิลล์^{[ 79 ]}ในการก่อตัวของ Cerrejón ในโคลอมเบีย พืชฟอสซิลอยู่ในวงศ์เดียวกันกับพืชในปัจจุบัน เช่นต้นปาล์ม พืชตระกูลถั่วพืชวงศ์ AraceaeและMalvale ^{[ 121 ]}และเช่นเดียวกันในAlmont/Beicegel Creek ของนอร์ทดาโคตา เช่นOchnaceae , CyclocaryaและGinkgo cranei ^{[ 122 ]}ซึ่งบ่งชี้ว่าวงศ์พืชเดียวกันนี้เป็นลักษณะเฉพาะของป่าฝนในอเมริกาใต้และอเมริกาตะวันตกตอนในมาตั้งแต่ยุคพาลีโอซีน^{[ 121 ] [ 122 ]}

การสูญพันธุ์ของไดโนเสาร์กินพืชขนาดใหญ่อาจทำให้ป่าเติบโตหนาแน่นขึ้น^{[ 75 ]}และมีหลักฐานเพียงเล็กน้อยเกี่ยวกับที่ราบโล่งกว้าง^{[ 120 ]}พืชได้พัฒนาเทคนิคหลายอย่างเพื่อรับมือกับความหนาแน่นของพืชสูง เช่นการสร้างรากค้ำยันเพื่อดูดซับสารอาหารได้ดีขึ้นและแข่งขันกับพืชชนิดอื่น การเพิ่มความสูงเพื่อรับแสงแดด การ มีเมล็ดขนาดใหญ่ขึ้นเพื่อเพิ่มสารอาหารบนพื้นป่าที่มืด และการเจริญเติบโตบนพืชชนิดอื่นเพื่อตอบสนองต่อพื้นที่บนพื้นป่าที่ลดลง^{[ 120 ]}แม้ว่าความหนาแน่นจะเพิ่มขึ้น ซึ่งอาจทำหน้าที่เป็นเชื้อเพลิง แต่ไฟป่าก็ลดลงในความถี่ตั้งแต่ยุคครีเทเชียสจนถึงต้นยุคอีโอซีน เนื่องจากระดับออกซิเจนในบรรยากาศลดลงจนถึงระดับปัจจุบัน แม้ว่าไฟป่าอาจมีความรุนแรงมากขึ้นก็ตาม^{[ 123 ]}

มีการตายของพันธุ์พืชจำนวนมากข้ามเขตแดน ตัวอย่างเช่น ในแอ่งวิลลิสตันของนอร์ทดาโคตา มีการประเมินว่าพันธุ์พืชประมาณ 1/3 ถึง 3/5 สูญพันธุ์ไป^{[ 124 ]}เหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg นำมาซึ่งการเปลี่ยนแปลงของพืชพรรณ ตัวอย่างเช่น ต้นสน Araucariaceae ที่เคยพบเห็นได้ทั่วไป ถูกแทนที่ด้วย ต้นสน Podocarpaceae เกือบทั้งหมด และCheirolepidiaceaeซึ่งเป็นกลุ่มต้นสนที่เคยครองพื้นที่ส่วนใหญ่ในยุคมีโซโซอิก แต่กลับหายากในช่วงปลายยุคครีเทเชียส กลายเป็นต้นไม้ที่เด่นในปาตาโกเนีย ก่อนที่จะสูญพันธุ์ไป^{[ 125 ] [ 120 ] [ 126 ]}ชุมชนพืชบางแห่ง เช่น ในอเมริกาเหนือตะวันออก กำลังประสบกับเหตุการณ์การสูญพันธุ์ในช่วงปลายยุคมาสทริชเชียน โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วง 1 ล้านปีก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ^{[ 127 ]} “พืชภัยพิบัติ” ที่เข้ามาเติมเต็มพื้นที่ว่างเปล่าได้เบียดบังพืชในยุคครีเทเชียสจำนวนมาก และส่งผลให้พืชหลายชนิดสูญพันธุ์ไปในช่วงกลางยุคพาลีโอซีน^{[ 72 ]}

ชั้นหินที่ทับซ้อนอยู่เหนือเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg นั้นมีฟอสซิลเฟิร์นอยู่มากเป็นพิเศษ เฟิร์นมักเป็นพืชชนิดแรกที่เข้ามาตั้งรกรากในพื้นที่ที่ได้รับความเสียหายจากไฟป่าดังนั้น " การเพิ่มขึ้นของเฟิร์น " นี้อาจเป็นสัญญาณของการฟื้นตัวของชีวภาคหลังจากการชน (ซึ่งทำให้เกิดไฟป่าลุกลามไปทั่วโลก) ^{[ 128 ] [ 129 ]}พืชสมุนไพรที่หลากหลายในยุคพาลีโอซีนตอนต้นอาจเป็นตัวแทนของพืชบุกเบิกที่เข้ามาตั้งรกรากในภูมิทัศน์ที่ว่างเปล่าเมื่อไม่นานมานี้ หรือเป็นการตอบสนองต่อปริมาณร่มเงาที่เพิ่มขึ้นในภูมิทัศน์ที่เป็นป่า^{[ 127 ]}ไลโคพอด เฟิร์น และไม้ พุ่มดอก อาจเป็นองค์ประกอบที่สำคัญของพืชชั้นล่างในยุคพาลีโอซีน^{[ 120 ]}

โดยทั่วไป ป่าในยุคพาลีโอซีนมีชนิดพันธุ์น้อย และความหลากหลายทางชีวภาพก็ไม่ฟื้นตัวอย่างเต็มที่จนกระทั่งสิ้นสุดยุคพาลีโอซีน^{[ 72 ] [ 130 ]}ตัวอย่างเช่น ความหลากหลายของพืชพรรณในบริเวณที่ปัจจุบันคือ ภูมิภาค โฮลาร์กติก (ซึ่งประกอบด้วยซีกโลกเหนือส่วนใหญ่) ส่วนใหญ่เป็นสมาชิกยุคแรกๆ ของ^{Ginkgo, Metasequoia, Glyptostrobus, Macginitiea, Platanus, Carya, Ampelopsis และ Cercidiphyllum [ 120 ]}รูปแบบการฟื้นตัวของพืชแตกต่างกันอย่างมากตามละติจูดสภาพภูมิ^{อากาศและ}ระดับความสูงตัวอย่างเช่น บริเวณที่ปัจจุบันคือ Castle Rock รัฐโคโลราโด มีป่าฝนที่อุดมสมบูรณ์เพียง 1.4 ล้านปีหลังจากเหตุการณ์ดังกล่าว ซึ่งอาจเป็นผลมาจาก ปรากฏการณ์ เงาฝน ที่ทำให้เกิด ฤดูมรสุมเป็นประจำ^{[ 130 ]}ในทางกลับกัน ความหลากหลายของพืชที่ต่ำและการขาดความเชี่ยวชาญเฉพาะด้านในแมลงในชั้นหิน Cerrejón ของโคลอมเบีย ซึ่งมีอายุ 58 ล้านปีก่อน บ่งชี้ว่าระบบนิเวศยังคงฟื้นตัวจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ในอีก 7 ล้านปีต่อมา^{[ 121 ]}

พืชดอก ( angiosperms ) ซึ่งกลายเป็นพืชเด่นในกลุ่มพืช ป่า ในช่วงกลางยุคครีเทเชียส 110–90 ล้านปีก่อน^{[ 131 ]}ยังคงพัฒนาและขยายพันธุ์ต่อไป โดยเฉพาะอย่างยิ่งเพื่อใช้ประโยชน์จากช่องว่างที่ว่างลงและปริมาณน้ำฝนที่เพิ่มขึ้น^{[ 127 ]}ควบคู่ไปกับพืชเหล่านี้ แมลงที่กินพืชเหล่านี้และช่วยผสมเกสรก็วิวัฒนาการร่วมกัน การล่าเหยื่อโดยแมลงมีสูงเป็นพิเศษในช่วง PETM ^{[ 132 ]} พืชที่ออกผลจำนวนมากปรากฏขึ้นในยุคพาลีโอซีนโดยเฉพาะ อาจเป็นเพราะต้องการใช้ประโยชน์จากนกและสัตว์เลี้ยงลูกด้วย นมที่เพิ่งวิวัฒนาการขึ้นมาเพื่อช่วยกระจายเมล็ด^{[ 133 ]}

ในบริเวณที่ปัจจุบันคือชายฝั่งอ่าวเม็กซิโกความหลากหลายของพืชดอกเพิ่มขึ้นอย่างช้าๆ ในช่วงต้นยุคพาลีโอซีน และเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วมากขึ้นในช่วงกลางและปลายยุคพาลีโอซีน นี่อาจเป็นเพราะผลกระทบจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ยังคงส่งผลอยู่บ้างในช่วงต้นยุคพาลีโอซีน ยุคพาลีโอซีนตอนต้นอาจไม่มีช่องว่างทางนิเวศวิทยามากนัก พืชดอกในยุคแรกอาจไม่สามารถวิวัฒนาการได้ในอัตราเร่งเท่ากับพืชดอกในยุคหลัง ความหลากหลายต่ำหมายถึงอัตราการวิวัฒนาการต่ำ หรืออาจไม่มีการอพยพของพืชดอกเข้ามาในภูมิภาคนี้มากนักในช่วงต้นยุคพาลีโอซีน^{[ 127 ]}ในช่วงเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg พืชดอกมีอัตราการสูญพันธุ์สูงกว่าพืชเมล็ดเปลือย (ซึ่งรวมถึงสน ไซแคดและญาติๆ) และเฟิร์น (เฟิร์น หญ้าหางม้าและญาติๆ) พืช ดอกที่อาศัยสัตว์ในการผสมเกสรจะมีอัตราสูงกว่า พืชดอก ที่อาศัยลมในการผสมเกสรและ พืชดอกที่ เขียวชอุ่มตลอดปีจะมีอัตราสูงกว่า พืชดอก ที่ผลัดใบเนื่องจากพืชผลัดใบสามารถเข้าสู่ภาวะพักตัวได้ในสภาวะที่รุนแรง^{[ 127 ]}

ในบริเวณชายฝั่งอ่าว พืชดอกประสบกับเหตุการณ์การสูญพันธุ์อีกครั้งในช่วง PETM ซึ่งพวกมันฟื้นตัวได้อย่างรวดเร็วในยุคอีโอซีนผ่านการอพยพมาจากแคริบเบียนและยุโรป ในช่วงเวลานี้ สภาพอากาศอบอุ่นและชื้นขึ้น และเป็นไปได้ว่าพืชดอกได้วิวัฒนาการให้สามารถอาศัยอยู่ในช่วงอุณหภูมิและความชื้นที่แคบได้ หรือเนื่องจากระบบนิเวศของพืชที่โดดเด่นคือป่าฝนที่มีเรือนยอดปิดที่ซับซ้อนและบูรณาการสูงในช่วงกลางยุคพาลีโอซีน ระบบนิเวศของพืชจึงมีความเปราะบางต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศมากขึ้น[ 127 ^{]มีหลักฐาน}บางอย่างที่บ่งชี้ว่าในบริเวณชายฝั่งอ่าว มีเหตุการณ์การสูญพันธุ์เกิดขึ้นในช่วงปลายยุคพาลีโอซีนก่อน PETM ซึ่งอาจเป็นเพราะความเปราะบางของป่าฝนที่ซับซ้อนดังกล่าว และระบบนิเวศอาจถูกรบกวนจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศเพียงเล็กน้อย^{[ 134 ]}

สภาพภูมิอากาศที่อบอุ่นในยุคพาลีโอซีน คล้ายกับยุคครีเทเชียสทำให้เกิดป่าขั้วโลกที่หลากหลาย ในขณะที่ปริมาณน้ำฝนเป็นปัจจัยสำคัญต่อความหลากหลายของพืชใกล้เส้นศูนย์สูตร พืชขั้วโลกต้องปรับตัวให้เข้ากับปริมาณแสงที่แตกต่างกัน ( กลางคืนขั้วโลกและพระอาทิตย์เที่ยงคืน ) และอุณหภูมิ ด้วยเหตุนี้ พืชจากทั้งสองขั้วโลกจึงวิวัฒนาการลักษณะที่คล้ายคลึงกันบางอย่างโดยอิสระ เช่น ใบกว้าง ความหลากหลายของพืชที่ทั้งสองขั้วโลกเพิ่มขึ้นตลอดช่วงยุคพาลีโอซีน โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วงปลายยุค ควบคู่ไปกับอุณหภูมิโลกที่เพิ่มสูงขึ้น^{[ 135 ]}

ที่ขั้วโลกเหนือ พืชดอกที่มีลำต้นเป็นไม้กลายเป็นพืชเด่น ซึ่งเป็นการเปลี่ยนแปลงจากยุคครีเทเชียสที่พืชล้มลุกแพร่หลาย การก่อตัวของอ่าวไอซ์เบิร์กบนเกาะเอลเลสเมียร์นูนาวุต (ละติจูด75 – 80 ° เหนือ) แสดงให้เห็นซากของ ป่า เรดวูดรุ่งอรุณ ปลายยุคพาลีโอซีน โดยมีเรือนยอดสูงประมาณ 32 เมตร (105 ฟุต) และมีสภาพภูมิอากาศคล้ายกับแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ [ ^{75 ] บน}ลาดเขา เหนือ ของอะแลสกาเมตาเซควอยาเป็นไม้สนเด่น ความหลากหลายส่วนใหญ่มาจากพืชที่อพยพมาจากบริเวณใกล้เส้นศูนย์สูตร การผลัดใบเป็นลักษณะเด่น อาจเป็นเพราะต้องการประหยัดพลังงานโดยการผลัดใบและเก็บพลังงานไว้บ้าง แทนที่จะปล่อยให้ใบตายจากน้ำค้างแข็ง^{[ 135 ]}ในอลาสก้าตอนกลางใต้ ชั้นหินชิคคาลูนช่วยรักษาหนองน้ำที่มีพีทเป็นองค์ประกอบหลักซึ่งประกอบด้วยสนในวงศ์ Taxodiaceaceae และที่ราบน้ำท่วมถึงที่มีหินตะกอนปกคลุมไปด้วยป่าพืชดอกและสน^{[ 136 ]}

ที่ขั้วโลกใต้ เนื่องจากการแยกตัวของทวีปแอนตาร์กติกาที่เพิ่มมากขึ้น พืชหลายชนิดจึงเป็นพืชเฉพาะถิ่นของทวีปแทนที่จะอพยพลงมา พืชพรรณของปาตาโกเนียอาจมีต้นกำเนิดมาจากแอนตาร์กติกา^{[ 135 ] [ 137 ]}สภาพอากาศเย็นกว่าในยุคครีเทเชียสตอนปลายมาก แม้ว่าน้ำค้างแข็งอาจไม่พบได้ทั่วไปอย่างน้อยในพื้นที่ชายฝั่ง แอนตาร์กติกาตะวันออกน่าจะอบอุ่นและชื้น ด้วยเหตุนี้ ป่าดิบชื้นจึงสามารถเจริญเติบโตได้ เนื่องจากในกรณีที่ไม่มีน้ำค้างแข็งและโอกาสที่ใบไม้จะตายมีน้อย การรักษาใบไม้ไว้จึงมีประสิทธิภาพด้านพลังงานมากกว่าการงอกใหม่ทุกปี ความเป็นไปได้ประการหนึ่งคือภายในทวีปอาจเอื้อต่อต้นไม้ผลัดใบ แม้ว่าสภาพภูมิอากาศแบบทวีป โดยทั่วไป อาจทำให้ฤดูหนาวอบอุ่นเพียงพอที่จะสนับสนุนป่าดิบชื้นได้ เช่นเดียวกับในยุคครีเทเชีย ส ไม้สนในวงศ์ Podocarpaceus , Nothofagusและ พืชดอกใน วงศ์ Proteaceaeพบได้ทั่วไป^{[ 135 ]}

ในเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg สัตว์บกทุกชนิดที่มีน้ำหนักเกิน 25 กก. (55 ปอนด์) ถูกกำจัดจนหมดสิ้น ทำให้เกิดช่อง ว่างทางนิเวศวิทยาหลายแห่ง ในช่วงเริ่มต้นของยุค^{[ 138 ]}

สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมปรากฏตัวครั้งแรกในช่วงปลายยุคไทรแอสสิกและยังคงมีขนาดเล็กและหากินในเวลากลางคืนตลอดช่วงยุคมีโซโซอิกเพื่อหลีกเลี่ยงการแข่งขันกับไดโนเสาร์ ( ภาวะคอขวดของการหากินในเวลากลางคืน ) ^{[ 140 ]}แม้ว่าในช่วงยุคจูราสสิกตอนกลางพวกมันจะแตกแขนงออกไปหากินในหลายถิ่นที่อยู่ เช่น ใต้ดิน บนต้นไม้ และในน้ำ^{[ 141 ]}และสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมที่ใหญ่ที่สุดที่รู้จักในยุคมีโซโซอิกคือRepenomamus robustus มีความยาวประมาณ 1 เมตร (3 ฟุต 3 นิ้ว) และหนัก 12–14 กิโลกรัม (26–31 ปอนด์) ซึ่งเทียบได้กับโอพอส ซัมเวอร์จิเนียในปัจจุบัน^{[ 142 ]}แม้ว่าสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมบางชนิดจะสามารถออกไปหากินในเวลากลางวันได้เป็นครั้งคราว ( การหากินทั้งกลางวัน และกลางคืน ) ประมาณ 10 ล้านปีก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg แต่พวกมันก็เพิ่งกลายเป็นสัตว์หากิน ในเวลากลางวันอย่างเคร่งครัด (ออกหากินในเวลากลางวัน) ในช่วงเวลาต่อมา^{[ 140 ]}

โดยทั่วไป สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคพาลีโอซีนยังคงมีขนาดเล็กเช่นนี้จนกระทั่งใกล้สิ้นสุดยุค และด้วยเหตุนี้ กระดูกของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคแรกจึงไม่ได้รับการอนุรักษ์ไว้อย่างดีในบันทึกฟอสซิล และส่วนใหญ่ที่เรารู้มาจากฟอสซิลฟัน^{[ 51 ]}มัลติทูเบอร์คูเลต ซึ่งเป็นกลุ่มสัตว์คล้าย หนูที่สูญพันธุ์ไปแล้วและไม่มีความสัมพันธ์ใกล้ชิดกับสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในปัจจุบันเป็นกลุ่มสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมที่ประสบความสำเร็จมากที่สุดในยุคมีโซโซอิก และมีความหลากหลายสูงสุดในยุคพาลีโอซีนตอนต้น ในช่วงเวลานี้ สัตว์ในกลุ่มมัลติทูเบอร์คูเลตมีความซับซ้อนของฟันที่หลากหลาย ซึ่งสัมพันธ์กับอาหารที่หลากหลายมากขึ้นสำหรับกลุ่มโดยรวม มัลติทูเบอร์คูเลตลดจำนวนลงในยุคพาลีโอซีนตอนปลายและสูญพันธุ์ไปในตอนปลายยุคอีโอซีน อาจเนื่องมาจากการแข่งขันจากหนูที่วิวัฒนาการขึ้นใหม่^{[ 143 ]}

อย่างไรก็ตาม หลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมได้เพิ่มจำนวนและเติมเต็มช่องว่างอย่างรวดเร็ว^{[ 144 ] [ 145 ]}ความหลากหลายของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคนี้ แตกต่างจากปัจจุบัน โดยมีความแตกต่างกันเพียงเล็กน้อยตามละติจูด^{[ 146 ]}สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในปัจจุบันแบ่งออกเป็นเทอเรียน (สมาชิกในปัจจุบันคือสัตว์มีรกและสัตว์มีถุงหน้าท้อง ) และโมโนทรีมทั้งสามกลุ่มนี้มีต้นกำเนิดในยุคครีเทเชียส^{[ 147 ]}สัตว์มีถุงหน้าท้องในยุคพาลีโอซีน ได้แก่Peradectes [ ^{148 ]}และโมโนทรีม^{ได้แก่} Monotrematum ^{[ 149 ] [ 150 ]}ยุคนี้มีการกำเนิดของ กลุ่มสัตว์เลี้ยงลูกด้วย นมที่มีรก จำนวนมาก ซึ่งเป็นกลุ่มที่มีสมาชิกที่ยังมีชีวิตอยู่ในปัจจุบัน เช่นOcepeia ซึ่งเป็นสัตว์ในกลุ่ม Afrotherian ยุคแรก , Utaetus ซึ่งเป็นสัตว์ในกลุ่ม Xenarthra , TribosphenomysและParamys ซึ่งเป็นสัตว์ในกลุ่ม Rodent, Plesiadapiformesซึ่งเป็นบรรพบุรุษของสัตว์ในกลุ่ม Primates , RavenictisและPristinictis ซึ่ง เป็นสัตว์ใน กลุ่ม Carvino ยุคแรก, Palaeanodonta ซึ่งอาจเป็นสัตว์ ในกลุ่ม Pangolin , Phenacodontidaeซึ่งอาจเป็นบรรพบุรุษของสัตว์กีบเท้าคี่และNyctitheriidae ซึ่งเป็นสัตว์ ในกลุ่ม Eulipotyphlan ^{[ 151 ]}แม้ว่าสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมเทเรียนน่าจะเริ่มมีความหลากหลายแล้วประมาณ 10 ถึง 20 ล้านปีก่อนเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg แต่ขนาดเฉลี่ยของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมก็เพิ่มขึ้นอย่างมากหลังจากเหตุการณ์ดังกล่าว และการแพร่กระจายไปสู่การกินผลไม้และการกินพืชและสัตว์ก็เริ่มต้นขึ้น โดยเฉพาะอย่างยิ่งกับสัตว์กินพืชขนาดใหญ่ที่วิวัฒนาการขึ้นใหม่ เช่นTaeniodonta , Tillodonta , Pantodonta , PolydolopimorphiaและDinocerata ^{[ 152 ] [ 153 ]} สัตว์กินเนื้อขนาดใหญ่ ได้แก่ Mesonychia ที่ มี^{ลักษณะ}คล้ายหมาป่าเช่นAnkalagon ^{[ 154 ]}และSinonyx ^[ 155 ^]

แม้ว่าจะมีการกระจายตัวอย่างรวดเร็ว แต่ความสัมพันธ์ของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคพาลีโอซีนส่วนใหญ่ยังไม่เป็นที่ทราบแน่ชัด และมีเพียงไพรเมต สัตว์กินเนื้อ และสัตว์ฟันแทะเท่านั้นที่มีต้นกำเนิดในยุคพาลีโอซีนอย่างชัดเจน ส่งผลให้มีช่องว่าง 10 ล้านปีในบันทึกฟอสซิลของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมกลุ่มอื่นๆ อันดับของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคพาลีโอซีนที่มีจำนวนชนิดมากที่สุดคือCondylarthraซึ่งเป็นกลุ่มอนุกรมวิธานที่ รวม สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมกีบเท้า แบบ bunodont ที่หลากหลายไว้ด้วยกันอันดับอื่นๆ ที่ไม่ชัดเจน ได้แก่Leptictida , CimolestaและCreodontaความไม่แน่นอนนี้ทำให้วิวัฒนาการในช่วงต้นของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมที่มีรกไม่ชัดเจน^{[ 151 ]}

สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคซีโนโซอิกมักถูกอธิบายโดยใช้ ระบบ ชีวลำดับเวลาหรือชีวธรณีวิทยาซึ่งจัดเรียงชั้นหินหรือช่วงเวลาตามกลุ่มฟอสซิลที่โดดเด่นหรือวิวัฒนาการของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมสายพันธุ์ใหม่ นอกเหนือจากออสเตรเลียและแอนตาร์กติกา (ซึ่งไม่มีฟอสซิลสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคพาลีโอซีน) แต่ละทวีปมีชุดอายุสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนม บนบกในยุคซีโนโซอิก (LMA) ที่ไม่ซ้ำกันซึ่งทับซ้อนอยู่บนมาตราเวลาทางธรณีวิทยาโลก อายุสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมบนบกที่แตกต่างกันเหล่านี้แสดงอยู่ในตารางต่อไปนี้ ซึ่งแสดงความสัมพันธ์คร่าวๆ ระหว่างกันและกับอายุ/ขั้นตอนโลกทั้งสามของยุคพาลีโอซีน: ^{[ 156 ] [ 157 ] [ 158 ]}

จากการศึกษาดีเอ็นเอ พบว่านกสมัยใหม่ ( Neornithes ) มีความหลากหลายอย่างรวดเร็วหลังจากการสูญพันธุ์ของไดโนเสาร์ชนิดอื่นในยุคพาลีโอซีน และสายพันธุ์นกสมัยใหม่เกือบทั้งหมดสามารถสืบย้อนต้นกำเนิดไปถึงยุคนี้ได้ ยกเว้นนกไก่และ นก ปากยาวโบราณนี่เป็นการกระจายตัวที่เร็วที่สุดครั้งหนึ่งของกลุ่มใดๆ^{[ 159 ]}ซึ่งอาจได้รับแรงหนุนจากการกระจายตัวของต้นไม้ที่ออกผลและแมลงที่เกี่ยวข้อง และกลุ่มนกสมัยใหม่น่าจะแยกตัวออกจากกันภายในสี่ล้านปีหลังจากการสูญพันธุ์ K–Pg อย่างไรก็ตาม บันทึกฟอสซิลของนกในยุคพาลีโอซีนค่อนข้างน้อยเมื่อเทียบกับกลุ่มอื่นๆ โดยจำกัดทั่วโลกไว้เฉพาะนกน้ำเป็นหลัก เช่น เพนกวินยุคแรกWaimanu นกในกลุ่มมงกุฎที่อาศัย อยู่บนต้นไม้ที่เก่าแก่ที่สุดที่รู้จักคือTsidiiyazhiซึ่งเป็นนกเมาส์เบิร์ดที่มีอายุราว 62 ล้านปี^{[ 160 ]}บันทึกฟอสซิลยังรวมถึงนกฮูกยุคแรก เช่นBerruornis ขนาดใหญ่ จากฝรั่งเศส^{[ 161 ]}และOgygoptynx ขนาดเล็กกว่า จากสหรัฐอเมริกา^{[ 162 ]}

นกโบราณเกือบทั้งหมด (นกใดๆ ก็ตามที่อยู่นอกกลุ่ม Neornithes) สูญพันธุ์ไปในช่วงเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg แม้ว่านกโบราณQinornisจะถูกบันทึกไว้ในยุคพาลีโอซีน ก็ตาม ^{[ 160 ]}การสูญพันธุ์ของพวกมันอาจนำไปสู่การแพร่หลายของนก Neornithine ในยุคพาลีโอซีน^{[ 163 ]}และนก Neornithine ในยุคครีเทเชียสที่รู้จักเพียงชนิดเดียวคือนกน้ำVegavis , ญาติ ของ ไก่Asteriornis ^{[ 164 ]}และอาจรวมถึงนกน้ำTeviornisด้วย^{[ 163 ]}

ในยุคมีโซโซอิก นกและเทโรซอร์ แสดงให้เห็นถึง การแบ่งส่วนนิเวศวิทยาที่เกี่ยวข้องกับขนาด– ไม่มีนกบินในยุคครีเทเชียสตอนปลายชนิดใดที่มีปีกกว้างเกิน 2 เมตร (6 ฟุต 7 นิ้ว) หรือมีน้ำหนักเกิน 5 กิโลกรัม (11 ปอนด์) ในขณะที่เทโรซอร์ในยุคนั้นมีขนาดตั้งแต่ 2–10 เมตร (6 ฟุต 7 นิ้ว – 32 ฟุต 10 นิ้ว) ซึ่งอาจเป็นเพราะต้องการหลีกเลี่ยงการแข่งขัน การสูญพันธุ์ของพวกมันทำให้นกบินมีขนาดใหญ่ขึ้น เช่นเพลาโกร์นิธิดและเพเลคานิฟอร์ม [ ^{165 ] เพลา}โกร์นิธิดในยุคพาลีโอซีนProtodontopteryxมีขนาดค่อนข้างเล็กเมื่อเทียบกับสมาชิกในยุคต่อมา โดยมีปีกกว้างประมาณ 1 เมตร (3.3 ฟุต) เทียบได้กับนกนางนวล^{[ 166 ]}บนทวีปหมู่เกาะยุโรป นกที่บินไม่ได้ชื่อGastornisเป็นสัตว์กินพืชที่ใหญ่ที่สุด โดยมีความสูง 2 เมตร (6 ฟุต 7 นิ้ว) สำหรับสายพันธุ์ที่ใหญ่ที่สุด อาจเป็นเพราะขาดการแข่งขันจากสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมกินพืชขนาดใหญ่ที่เพิ่งเกิดขึ้นใหม่ ซึ่งแพร่หลายในทวีปอื่นๆ^{[ 138 ] [ 167 ]}นกนักล่ากินเนื้อในอเมริกาใต้มีการปรากฏตัวที่ยังเป็นที่ถกเถียงกันในยุคพาลีโอซีนร่วมกับPaleopsilopterusแม้ว่าการปรากฏตัวที่ชัดเจนครั้งแรกจะอยู่ในยุคอีโอซีนก็ตาม^{[ 168 ]}

โดยทั่วไปเชื่อกันว่าไดโนเสาร์ที่ไม่ใช่นกทั้งหมดสูญพันธุ์ไปในเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg เมื่อ 66 ล้านปีก่อน แม้ว่าจะมีข้อโต้แย้งเกี่ยวกับไดโนเสาร์ในยุคพาลีโอซีน อยู่บ้าง ซึ่งบ่งชี้ว่าไดโนเสาร์ค่อยๆ เสื่อมถอยลง วันที่ที่เป็นข้อถกเถียง ได้แก่ ซากจาก ชั้น หิน Hell Creek Formationที่มีอายุ 40,000 ปีหลังจากขอบเขต^{[ 169 ]}และ กระดูกต้นขา ของฮาโดรซอร์จากแอ่งซานฮวนที่มีอายุ 64.5 ล้านปี^{[ 170 ]}แต่รูปแบบที่หลงเหลืออยู่ในช่วงปลายอาจเป็นกลุ่มซอมบี้ที่ถูกพัดพาไปและเคลื่อนย้ายไปยังตะกอนที่อายุน้อยกว่า^{[ 171 ]}

หลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ K–Pg สัตว์เลื้อยคลานจำพวกกิ้งก่าและงู ( สควาเมต ) สูญพันธุ์ไปถึง 83% และความหลากหลายทางชีวภาพก็ไม่ฟื้นตัวอย่างเต็มที่จนกระทั่งสิ้นสุดยุคพาลีโอซีน อย่างไรก็ตาม เนื่องจากสายพันธุ์สควาเมตที่สำคัญเพียงกลุ่มเดียวที่หายไปในเหตุการณ์นี้คือโมซาซอร์และโพลีไกลฟาโนดอนเทียน (ซึ่งกลุ่มหลังนี้คิดเป็น 40% ของความหลากหลายของกิ้งก่าในยุคมาสทริชเชียน ) และกลุ่มสควาเมตที่สำคัญส่วนใหญ่ได้วิวัฒนาการขึ้นแล้วในยุคครีเทเชียส เหตุการณ์นี้จึงอาจไม่ได้ส่งผลกระทบต่อวิวัฒนาการของสควาเมตมากนัก และสควาเมตที่วิวัฒนาการขึ้นใหม่ก็ดูเหมือนจะไม่ได้แตกแขนงออกไปสู่แหล่งที่อยู่อาศัยใหม่ในฐานะสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนม กล่าวคือ สควาเมตในยุคครีเทเชียสและพาลีโอจีนยังคงอยู่ในแหล่งที่อยู่อาศัยเดียวกัน ถึงกระนั้นก็มีการเปลี่ยนแปลงทางด้านสัตว์ในกลุ่มสัตว์เลื้อยคลาน และกลุ่มที่เด่นในยุคอีโอซีนกลับไม่ค่อยมีมากนักในยุคครีเทเชียส ได้แก่งู , อีกัวน่า , กิ้งก่ากลางคืน , งูเหลือม , งู คอลูบริด , งูโบอาและกิ้งก่าหนอนมีเพียงสัตว์เลื้อยคลานขนาดเล็กเท่านั้นที่รู้จักจากยุคพาลีโอซีนตอนต้น—งูที่ใหญ่ที่สุดคือHelagrasมีความยาว 95 ซม. (37 นิ้ว) ^{[ 172 ]} —แต่งูTitanoboa จากยุคพาลีโอซีนตอนปลาย เติบโตจนมีความยาวมากกว่า 13 ม. (43 ฟุต) ซึ่งเป็นงูที่ยาวที่สุดเท่าที่เคยบันทึกไว้^{[ 173 ]} Kawasphenodon peligrensisจากยุคพาลีโอซีนตอนต้นของอเมริกาใต้เป็นบันทึกที่อายุน้อยที่สุดของRhynchocephaliaนอกประเทศนิวซีแลนด์ ซึ่งเป็นที่อยู่ ของตัวแทนที่ยังมีชีวิตอยู่เพียงรายเดียวของอันดับนี้ คือ ตุอาทารา^{[ 174 ]}

จระเข้น้ำจืดและโคริสโตเดอรานเป็นหนึ่งในสัตว์เลื้อยคลานในน้ำที่รอดชีวิตจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg อาจเป็นเพราะสภาพแวดล้อมน้ำจืดไม่ได้รับผลกระทบมากเท่ากับสภาพแวดล้อมทางทะเล^{[ 175 ]}ตัวอย่างหนึ่งของจระเข้ในยุคพาลีโอซีนคือBorealosuchusซึ่งมีความยาวเฉลี่ย 3.7 เมตร (12 ฟุต) ที่ แหล่ง Wannagan Creek ^{[ 176 ]}ในบรรดา จระเข้ ไดโร ซอร์ที่อาศัยอยู่ในน้ำและบนบกและเซเบซิดที่ อาศัยอยู่บนบกอย่างสมบูรณ์ ก็รอดชีวิตจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K-Pg เช่นกัน และสมาชิกที่รอดชีวิตในช่วงปลายของPholidosauridaeก็เป็นที่รู้จักจากยุค Danian ของโมร็อกโก^{[ 177 ]}มีโคริสโตเดอราน 3 ชนิดที่รู้จักกันในยุคพาลีโอซีน ได้แก่ นีโอโคริสโตเดอราน ที่มีลักษณะ คล้ายจระเข้ปากยาวChampsosaurus —ชนิดที่ใหญ่ที่สุดคือC. gigas ในยุคพาลี โอ ซีน มีความยาว 3 เมตร (9.8 ฟุต) Simoedosaurus —ตัวอย่างที่ใหญ่ที่สุดมีความยาว 5 เมตร (16 ฟุต) และ Lazarussuchus ซึ่งเป็นสายพันธุ์ที่ไม่สามารถระบุชนิดได้ มีลักษณะคล้ายกิ้งก่า ไม่ใช่นีโอโคริสโตเดอรานมีความยาวประมาณ 44 เซนติเมตร^{[ 178 ]}โคริสโตเดอรานชนิดสุดท้ายที่รู้จักกัน ซึ่งอยู่ในสกุลLazarussuchusพบในยุคไมโอซีน^{[ 179 ]}

เต่าประสบกับภาวะลดจำนวนลงใน ช่วง แคมพาเนียน (ครีเทเชียสตอนปลาย) ระหว่างเหตุการณ์การเย็นตัวลง และฟื้นตัวขึ้นในช่วง PETM ในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน^{[ 180 ]}เต่าไม่ได้รับผลกระทบมากนักจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg และประมาณ 80% ของสายพันธุ์รอดชีวิต^{[ 181 ]} ในโคลอมเบีย มีการค้นพบเต่าอายุ 60 ล้านปีที่มีกระดองยาว 1.7 เมตร (5 ฟุต 7 นิ้ว) ชื่อCarbonemys ^{[ 182 ]}

มีหลักฐานน้อยมากที่บ่งชี้ว่าสัตว์สะเทินน้ำสะเทินบกได้รับผลกระทบอย่างมากจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg อาจเป็นเพราะแหล่งที่อยู่อาศัยในน้ำจืดที่พวกมันอาศัยอยู่นั้นไม่ได้รับผลกระทบมากเท่ากับสภาพแวดล้อมทางทะเล^{[ 183 ]}ในการก่อตัวของ Hell Creek ทางตะวันออกของรัฐมอนแทนา การศึกษาในปี 1990 พบว่าไม่มีการสูญพันธุ์ของสัตว์สะเทินน้ำสะเทินบกข้ามพรมแดน^{[ 184 ]}คางคกแท้มีวิวัฒนาการในช่วงยุคพาลีโอซีน^{[ 185 ]}บันทึกสุดท้ายของAlbanerpetontidsจากอเมริกาเหนือและนอกยุโรปและอนาโตเลีย ซึ่งเป็นสายพันธุ์ที่ไม่มีชื่อของAlbanerpetonพบได้ในการก่อตัวของ Paskapoo ในยุคพาลีโอซีน ในแคนาดา^{[ 186 ]}

ประชากร ปลาขนาดเล็ก ในทะเลเปิดฟื้นตัวค่อนข้างเร็ว และอัตราการสูญพันธุ์ของฉลามและ ปลากระเบนก็ต่ำโดยรวมแล้ว มีเพียง 12% ของชนิดปลาเท่านั้นที่สูญพันธุ์^{[ 187 ]}ในช่วงยุคครีเทเชียส ปลาไม่ได้มีจำนวนมากนัก อาจเนื่องมาจากการถูกล่าหรือการแข่งขันกับแอมโมไนต์และปลาหมึกเพิ่มมากขึ้น แม้ว่า จะมี ปลาล่าเหยื่อ ขนาดใหญ่ อยู่บ้าง เช่นอิคธิโอเดคทิดส์แพคคีคอร์มิดส์และแพคคีไรโซดอนทิดส์ [ ^{188 ] เกือบ}จะในทันทีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ปลาครีบแข็งซึ่งปัจจุบันคิดเป็นเกือบครึ่งหนึ่งของกลุ่มสัตว์มีกระดูกสันหลังทั้งหมด มีจำนวนมากขึ้นและมีขนาดใหญ่ขึ้น และขึ้นมาครองมหาสมุทรเปิด ปลาอะแคนโทมอร์ฟ (Acanthomorphs)ซึ่งเป็นกลุ่มปลาที่มีครีบเป็นเส้น และปัจจุบันคิดเป็นหนึ่งในสามของสิ่งมีชีวิตมีกระดูกสันหลังทั้งหมด ประสบกับการกระจายพันธุ์อย่างมหาศาลหลังเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ K–Pg โดยครองระบบนิเวศทางทะเลในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน เติมเต็มช่องว่างของแหล่งอาหารในมหาสมุทรเปิด และแพร่กระจายไปยังระบบแนวปะการังที่กำลังฟื้นตัว โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ปลาเพ อร์โคโมร์ฟ (Percomorphs)มีการกระจายพันธุ์เร็วกว่ากลุ่มสัตว์มีกระดูกสันหลังอื่นๆ ในเวลานั้น ยกเว้นนก เพอร์โคโมร์ฟ ^ในยุคครีเทเชียสมีโครงสร้างร่างกายที่แตกต่างกันน้อยมาก ในขณะที่ในยุคอีโอซีน เพอร์โคโมร์ฟได้วิวัฒนาการเป็นสิ่งมีชีวิตที่หลากหลายอย่างมาก^{[ 189 ]}เช่น ปลา สคอมบริด ยุคแรก (ปัจจุบัน ^คือปลาทูน่า ปลาแมคเคอเรล และปลาโบนิโต) ^{[ 188 ]} ปลาบา ราคูดา[ ^{190 ] ปลา}แจ็ค [ ^{189 ] ปลา}บิลฟิช^{[ 191} ] ปลาแบน [ ^{192 ]}และปลาออโลสโตมอยด์ ( ปลาทรัมเป็ตและปลาคอร์เน็ตฟิช ) ^{[ 193 ] [ 189 ] [ 194 ]}อย่างไรก็ตาม การค้นพบปลาไหลคัสก์Pastorius ในยุค ครีเทเชียสแสดงให้เห็นว่าโครงสร้างร่างกายของเพอร์โคโมร์ฟอย่างน้อยบางชนิดมีความแปรผันสูงอยู่แล้ว ซึ่งอาจบ่งชี้ว่ามีโครงสร้างร่างกายของเพอร์โคโมร์ฟที่หลากหลายอยู่แล้วก่อนยุคพาลีโอซีน^{[ 195 ]}

ในทางกลับกัน ฉลามและปลากระเบนดูเหมือนจะไม่สามารถใช้ประโยชน์จากช่องว่างทางนิเวศวิทยาได้ และกลับมามีจำนวนเท่าเดิมก่อนการสูญพันธุ์^{[ 187 ] [ 196 ]}มีการเปลี่ยนแปลงทางชีววิทยาของฉลามจากฉลามแมคเคอเรลไปเป็นฉลามพื้นทะเลเนื่องจากฉลามพื้นทะเลเหมาะสมกว่าในการล่าปลาที่มีครีบเป็นเส้นซึ่งมีความหลากหลายอย่างรวดเร็ว ในขณะที่ฉลามแมคเคอเรลจะล่าเหยื่อที่มีขนาดใหญ่กว่า^{[ 197 ]}ฉลามที่มีฟันขนาดใหญ่ตัวแรกOtodus obliquusซึ่งเป็นบรรพบุรุษของเมกาโลด อนยักษ์ ถูกบันทึกไว้ในยุคพาลีโอซีน^{[ 198 ]}

มีการบันทึกปลาน้ำจืดในยุคพาลีโอซีนหลายชนิดจากทวีปอเมริกาเหนือ ได้แก่ปลาโบว์ฟินปลาการ์ปลาอะ โรวา น่าปลาโกโนรินคิเดปลา แคทฟิช ธรรมดา ปลาสมอลต์และปลาไพค์^{[ 199 ]}

การฟื้นตัวของแมลงแตกต่างกันไปในแต่ละพื้นที่ ตัวอย่างเช่น อาจต้องใช้เวลาจนถึงเหตุการณ์ PETM กว่าความหลากหลายของแมลงจะฟื้นตัวในพื้นที่ตอนในของอเมริกาเหนือฝั่งตะวันตก ในขณะที่ความหลากหลายของแมลงในปาตาโกเนียฟื้นตัวภายในสี่ล้านปีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ในบางพื้นที่ เช่นแอ่งบิ๊กฮอร์นในไวโอมิง มีการเพิ่มขึ้นอย่างมากของการถูกสัตว์กินพืชในช่วง PETM แม้ว่านี่อาจไม่ใช่สัญญาณบ่งชี้ถึงเหตุการณ์การเพิ่มความหลากหลายของแมลงเนื่องจากอุณหภูมิที่สูงขึ้น เพราะการถูกสัตว์กินพืชลดลงหลังจาก PETM มีความเป็นไปได้มากกว่าที่แมลงจะติดตามพืชที่เป็นโฮสต์ของพวกมันหรือพืชที่กำลังขยายตัวไปยังภูมิภาคละติจูดกลางในช่วง PETM แล้วจึงถอยกลับในภายหลัง^{[ 132 ] [ 200 ]}

ชั้นหิน Menat Formationของฝรั่งเศสในช่วงกลางถึงปลายยุค Paleocene แสดงให้เห็นถึงความอุดมสมบูรณ์ของด้วง (คิดเป็น 77.5% ของความหลากหลายของแมลง) โดยเฉพาะอย่างยิ่งด้วงงวง (50% ของความหลากหลาย) ด้วงอัญมณีด้วงใบไม้และด้วงลายตาข่ายรวมถึงแมลงแท้ชนิด อื่นๆ เช่นแมลงน้ำและแมลงสาบในระดับที่น้อยกว่านั้น ยังมีตั๊กแตน ตั๊กแตนน้ำวงศ์ Hymenopteraผีเสื้อและแมลงวันแม้ว่าตั๊กแตนจะ พบได้บ่อยกว่าแมลงวัน ซากดึกดำบรรพ์ของแมลงปอ แมลงหนอนปลอกแมลงชีปะขาวแมลงหูยาวตั๊กแตนตำข้าวแมลงปีกตาข่ายและอาจ รวม ถึงปลวกคิดเป็นน้อยกว่า 1% ^{[ 201 ]}

ชั้นหิน Hanna Formationในไวโอมิงเป็นชั้นหิน Paleocene เพียงชั้นเดียวที่ทราบว่ามีอำพันขนาดใหญ่ ต่างจากอำพันที่เป็นหยดเล็กๆ อำพันนี้เกิดจาก ต้นไม้ Taxodiaceaeหรือต้นสน เพียงต้นเดียวหรือกลุ่มที่เกี่ยวข้องอย่างใกล้ชิด ซึ่งสร้างกรวยที่มีลักษณะคล้ายกับของต้นดัมมารามีการระบุแมลงเพียงชนิดเดียวคือเพลี้ยไฟ^{[ 202 ]}

มีช่องว่างใน บันทึก ฟอสซิลมดตั้งแต่ 78 ถึง 55 ล้านปีก่อน ยกเว้นมดในกลุ่ม Auneuretine ชื่อNapakimyrma paskapooensisจากการก่อตัวของ Paskapoo ในแคนาดา ที่ มีอายุ 62–56 ล้านปีก่อน ^{[ 203 ]}เนื่องจากมีจำนวนมากในยุคอีโอซีน มดสองวงศ์ย่อยที่โดดเด่นในปัจจุบัน ได้แก่PonerinaeและMyrmicinaeน่าจะมีต้นกำเนิดและมีความหลากหลายอย่างมากในยุคพาลีโอซีน โดยทำหน้าที่เป็นนักล่าสัตว์ขาปล้องที่สำคัญ และอาจแข่งขันกันเพื่อแย่งชิงอาหารและพื้นที่ทำรังในเศษใบไม้ของพืชดอกที่หนาแน่น มดในวงศ์ Myrmicinae ขยายอาหารของพวกมันไปสู่เมล็ดพืชและสร้างความสัมพันธ์แบบพึ่งพา อาศัยกัน กับเพลี้ยอ่อนเพลี้ยแป้งเพลี้ยกระโดดและแมลงอื่นๆที่หลั่งน้ำหวานซึ่งประสบความสำเร็จในป่าพืชดอกเช่นกัน ทำให้พวกมันสามารถรุกรานชีวนิเวศ อื่นๆ เช่น เรือนยอดหรือสภาพแวดล้อมในเขตอบอุ่น และแพร่กระจายไปทั่วโลกได้ภายในกลางยุคอีโอซีน^{[ 204 ]}

ประมาณ 80% ของบันทึกฟอสซิลของผีเสื้อและผีเสื้อกลางคืน (เลปิโดปเทอราน) เกิดขึ้นในช่วงต้นยุคพาลีโอจีน โดยเฉพาะช่วงปลายยุคพาลีโอซีนและช่วงกลางถึงปลายยุคอีโอซีน ฟอสซิลอัดแน่น ของเลปิโดปเทอรานในยุคพาลีโอซีนส่วนใหญ่ มาจากชั้นหินเฟอร์ ของเดนมาร์ก แม้ว่าความหลากหลายในระดับวงศ์ในยุคพาลีโอซีนจะต่ำเมื่อเทียบกับยุคต่อมา แต่อาจเป็นเพราะบันทึกฟอสซิลไม่สมบูรณ์เป็นส่วนใหญ่^{[ 205 ]}วิวัฒนาการของค้างคาวมีผลกระทบอย่างมากต่อเลปิโดปเทอราน ซึ่งมีลักษณะการปรับตัวเพื่อป้องกันผู้ล่า หลายอย่าง เช่นการรบกวนการสะท้อนเสียงและความสามารถในการตรวจจับสัญญาณของค้างคาว^{[ 206 ]}

ผึ้งน่าจะได้รับผลกระทบอย่างหนักจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg และการตายของพืชดอก แม้ว่าบันทึกฟอสซิลของผึ้งจะมีจำกัดมากก็ตาม^{[ 207 ]}ผึ้งปรสิตขโมยที่เก่าแก่ที่สุดPaleoepeolusเป็นที่รู้จักจากยุคพาลีโอซีนเมื่อ 60 ล้านปีก่อน^{[ 208 ]}

แม้ว่ายุคอีโอซีนจะมีสัดส่วนของชนิดแมงมุมฟอสซิลที่รู้จักสูงที่สุด แต่กลุ่มแมงมุมในยุคพาลีโอซีนกลับมีจำนวนค่อนข้างน้อย^{[ 209 ] แมงมุมบางกลุ่มเริ่มมีการกระจายตัวในช่วง PETM เช่น แมงมุมกระโดด [ 210 ] และ}อาจรวมถึง^{แมงมุมโค}เอโลไทน์ (สมาชิกใน วงศ์ แมงมุมใยกรวย ) ^{[ 211 ]}

การกระจายตัวของสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมส่งผลกระทบอย่างมากต่อแมลงปรสิต โดยเฉพาะอย่างยิ่งวิวัฒนาการของค้างคาว ซึ่งมีปรสิตภายนอกมากกว่าสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมหรือนกชนิดอื่น ๆ ที่รู้จัก ผลกระทบของ PETM ต่อสัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมส่งผลกระทบอย่างมากต่อวิวัฒนาการของหมัดเห็บและเอสโตรเจน^{[ 212 ]}

ในบรรดาสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลแพลงก์ตอนและสิ่งมีชีวิตที่มีระยะแพลงก์ตอนในการเจริญเติบโต ( เมโรแพลงก์ตอน ) ได้รับผลกระทบมากที่สุดจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg และประชากรแพลงก์ตอนก็ลดลงอย่างมาก เกือบ 90% ของแพลงก์ตอนชนิดที่สร้างแคลเซียมทั้งหมดสูญพันธุ์ไป ผลกระทบนี้ส่งผลสะท้อนขึ้นไปและทำให้ห่วงโซ่อาหารทางทะเลทั่วโลกล่มสลาย โดยเฉพาะอย่างยิ่งการสูญพันธุ์ของแอมโมไนต์และสัตว์เลื้อยคลานทะเลขนาดใหญ่ที่ล่าเหยื่อ อย่างไรก็ตาม การกระจายตัวอย่างรวดเร็วของปลาขนาดใหญ่บ่งชี้ว่าประชากรแพลงก์ตอนยังคงแข็งแรงตลอดช่วงยุคพาลีโอซีน^{[ 187 ]}

ความหลากหลายของสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังในทะเลอาจต้องใช้เวลาประมาณ 7 ล้านปีในการฟื้นตัว แม้ว่านี่อาจเป็นผลจากการเก็บรักษาเนื่องจากสิ่งใดก็ตามที่มีขนาดเล็กกว่า 5 มม. (0.20 นิ้ว) ไม่น่าจะกลายเป็นฟอสซิล และขนาดของร่างกายอาจลดลงเมื่อข้ามพรมแดน^{[ 213 ]}การศึกษาในปี 2019 พบว่าในเกาะเซย์มัวร์แอนตาร์กติกา กลุ่มสิ่งมีชีวิตในทะเลส่วนใหญ่ประกอบด้วยสิ่งมีชีวิตที่ขุดรู เช่น หอยและหอยทากที่ขุดรู เป็นเวลาประมาณ 320,000 ปีหลังจากการสูญพันธุ์ K–Pg และต้องใช้เวลาประมาณหนึ่งล้านปีเพื่อให้ความหลากหลายของสิ่งมีชีวิตในทะเลกลับคืนสู่ระดับก่อนหน้า พื้นที่ที่อยู่ใกล้เส้นศูนย์สูตรอาจได้รับผลกระทบมากกว่า^{[ 90 ]}เหรียญทรายวิวัฒนาการขึ้นครั้งแรกในช่วงปลายยุคพาลีโอซีน^{[ 214 ]} กลุ่มสัตว์ จำพวกกุ้งปู ยุคครีเทเชีย ส ตอนปลายของเกาะเจมส์รอสส์ดูเหมือนจะเป็นสายพันธุ์บุกเบิกและบรรพบุรุษของสัตว์ในปัจจุบัน เช่น ปูแอนตาร์กติกตัวแรกและการปรากฏตัวครั้งแรกของกุ้งมังกรสกุลLinuparus , MetanephropsและMunidopsisซึ่งยังคงอาศัยอยู่ในแอนตาร์กติกาในปัจจุบัน^{[ 215 ]}

ในยุคครีเทเชียส สิ่งมีชีวิตหลักที่สร้างแนวปะการังคือรูดิสต์ซึ่ง เป็นหอย สองฝาที่มีรูปร่างคล้าย กล่อง แทนที่จะเป็นปะการัง แม้ว่าจะมีกลุ่มปะการังที่หลากหลายในยุคครีเทเชียสก็ตาม และรูดิสต์ก็ล่มสลายไปเมื่อถึงเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg ปะการังบางชนิดเป็นที่ทราบกันว่ารอดชีวิตในละติจูดที่สูงขึ้นในช่วงปลายยุคครีเทเชียสและต่อเนื่องไปจนถึงยุคพาลีโอจีน และแนว ปะการังที่ประกอบด้วย ปะการังแข็งอาจฟื้นตัวได้ภายใน 8 ล้านปีหลังจากเหตุการณ์การสูญพันธุ์ K–Pg แม้ว่าบันทึกฟอสซิลปะการังในช่วงเวลานี้จะค่อนข้างน้อยก็ตาม^{[ 216 ]}แม้ว่าจะไม่มีแนวปะการังขนาดใหญ่ในยุคพาลีโอซีน แต่ก็มีอาณานิคมบางแห่ง ซึ่งส่วนใหญ่ประกอบด้วย ปะการัง ซูแซนเทลเลตในพื้นที่ชายฝั่งตื้น ( เนริติก ) เริ่มตั้งแต่ปลายยุคครีเทเชียสและต่อเนื่องไปจนถึงต้นยุคอีโอซีนปะการังแคลเซียมก็มีความหลากหลายอย่างรวดเร็ว ปะการังน่าจะแข่งขันกับ สาหร่าย สีแดงและ สาหร่าย ปะการัง เป็นหลัก เพื่อแย่งพื้นที่บนพื้นทะเล สาหร่ายสีเขียว Dasycladaleanที่มีแคลเซียมสะสมนั้นมีความหลากหลายมากที่สุดในประวัติศาสตร์วิวัฒนาการของพวกมันในยุคพาลีโอซีน^{[ 217 ]}แม้ว่าระบบนิเวศแนวปะการังจะไม่ปรากฏให้เห็นอย่างมากมายในบันทึกฟอสซิลจนกระทั่งถึงยุคไมโอซีน (อาจเป็นเพราะอคติในการเก็บรักษา ) แต่ก็มีการระบุแนวปะการังยุคพาลีโอซีนที่แข็งแรงในบริเวณที่เป็น เทือกเขาพิเรนีสในปัจจุบัน(ปรากฏขึ้นเร็วที่สุดเมื่อ 63 ล้านปีก่อน) โดยมีการระบุแนวปะการังยุคพาลีโอซีนขนาดเล็กกว่าบางแห่งทั่วภูมิภาคเมดิเตอร์เรเนียน^{[ 218 ]}

• ก้อนหินโมเอรากิ

วิกิมีเดียคอมมอนส์มีสื่อที่เกี่ยวข้องกับยุคพาลีโอซีน

Wikisource มีผลงานต้นฉบับเกี่ยวกับหัวข้อนี้: Cenozoic#Paleogene

• สัตว์เลี้ยงลูกด้วยนมในยุคพาลีโอซีน
• BBC Changing Worlds: Paleocene
• ฟอสซิลยุคพาลีโอซีนของรัฐแมริแลนด์
• พาเลโอซีน: พาเลโอซีน
• ไมโครฟอสซิลยุคพาลีโอซีน: ภาพฟอรามินิเฟอรามากกว่า 35 ภาพ
• พิพิธภัณฑ์ไม้กลายเป็นหิน บทนำเกี่ยวกับยุคพาลีโอซีน
• บทนำเกี่ยวกับยุคพาลีโอซีนของสถาบันสมิธโซเนียน