Känozoikum

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Miozän 5,333
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Paläogen Oligozän 23,03
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Eozän 33,9
⬍
56
Paläozän 56
⬍
66
früher früher früher älter

DasKänozoikum(vonaltgriechischκαινόςkainos„neu, ungewöhnlich “undζῷονzoon„Tier “), auch alsErdneuzeitbezeichnet, ist dasErdzeitalter,welches innerhalb desÄonsPhanerozoikumauf dasMesozoikum(Erdmittelalter) folgt und das bis heute andauert. Ein veralteter Name für Känozoikum istNeozoikum.Der Beginn des Känozoikums wird vor etwa 66 Millionen Jahren angesetzt, nach demMassenaussterbenam Ende derKreidezeit,bei dem unter anderem alle (Nicht-Vogel-)Dinosaurierausstarben (Kreide-Paläogen-Grenze).

Das Känozoikum umfasst diegeologischeEntwicklung des heutigen Europa und der anderen Kontinente mit der Auffaltung derAlpenund desHimalayagebirges(alpidische Orogenese) bis zu ihrer heutigen Form und dieRadiationund Entwicklung der heutigen Pflanzen- und Tierwelt, insbesondere derSäugetiere(Mammalia). Während dasKlimavor allem im Eozän noch sehr warm war, begann vor rund 2,6 Millionen Jahren das jüngsteEiszeitaltermit der Vereisung derArktis.DieInlandvereisungdersüdpolarenRegionen setzte bereits vor 34 Millionen Jahren ein und markiert den Beginn desKänozoischen Eiszeitalters.

Geschichte und Namensgebung

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Das jüngste der Erdzeitalter wurde vonJohn Phillips1841 in seiner englischen Form als Cainozoic bzw. Kainozoic definiert[1].Er teilte das Zeitalter in drei Abschnitte, dieEocene Tertiaries,dieMeiocene Tertiariessowie diePleiocene Tertiaries(von unten nach oben), was der historischen Dreiteilung des Tertiärs nachCharles Lyellentsprach. Neben dieser stratigraphischen Klassifikation schloss Phillips auch ausdrücklich die rezente Lebenswelt in seine Definition des Känozoikums mit ein, eine Auffassung, die bis heute gültig ist.

Gliederung des Känozoikums

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Kreide-Paläogen-Grenze (gestrichelte Linie) imTrinidad Lake State Park,US-Bundesstaat Colorado

Stellung des Känozoikums im Phanerozoikum:

Das Känozoikum wurde früher in zweiSystemeunterteilt: In dasTertiär(mit denSerienPaläozän,Eozän,Oligozän,MiozänundPliozän) und in dasQuartär(PleistozänundHolozän). Seit 2004 gilt eine Einteilung in drei Systeme: dasPaläogen(mit Paläozän, Eozän und Oligozän) ist der älteste Zeitabschnitt, darauf folgt dasNeogen(mit Miozän, Pliozän). Die Serien-Einteilung des jüngsten Systems des Känozoikums, des Quartärs, blieb unverändert, jedoch wird seit Juni 2009 dasGelasiumin das Pleistozän als dessen untersteStufegestellt[2].

„Tertiär “

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Veraltete Darstellung der Erdneuzeit aus einer Ausgabe der Zeitschrift „Die Gartenlaube“von 1872

Schon im Jahre 1759 fielen dem italienischen GeologenGiovanni Arduinodie wenig verfestigten Gesteinsformationen auf, die er alsmontes tertiarii(dritte Berge) den aus Kalk bestehendenmontes secundarii(zweite Berge) und den aus Granit, Basalt oder Schiefer zusammengesetztenmontes primitivi(ursprüngliche Berge) gegenüberstellte. Aus diesen Bezeichnungen ergibt sich bereits eine Reihung in der Entstehung und im Alter. Die Gebirge, die im „Tertiär “entstanden, sindalpidisch.Die Bezeichnung „Tertiär “wird jedoch seit 2004 in derGeologischen Zeitskalanicht mehr verwendet. Ebenso wurde der Begriff „Quartär “aus der Geologischen Zeitskala gestrichen, jedoch nach heftigen Diskussionen durch dieInternational Commission on Stratigraphy(ICS) im Jahr 2008 wieder eingeführt.

Geographie, Umwelt und klimatische Entwicklung

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Am Beginn des Känozoikums existierte mit den verbundenen Landflächen vonAustralien,AntarktikaundSüdamerikanoch ein relativ umfangreicher Rest des früheren GroßkontinentsGondwana.Dessen endgültiger Zerfall setzte vor rund 45 Millionen Jahren ein, als sich Australien von Antarktika löste und Südamerika wenig später diesem Trend folgte. Durch die Öffnung derTasmanischen Passageund derDrakestraßeetablierte sich in der südlichen Hemisphäre ein System von Meeresströmungen, das der gegenwärtigenthermohalinen Zirkulationbereits stark ähnelte.

KänozoikumKreide-Paläogen-GrenzePaläozän/Eozän-TemperaturmaximumEocene Thermal Maximum 2Eem-WarmzeitLetzteiszeitliches MaximumAtlantikumJüngere DryaszeitGlobale ErwärmungPaläogenNeogenQuartär (Geologie)PaläozänEozänOligozänMiozänPliozänPleistozänHolozänChristopher ScoteseJames E. HansenJames E. HansenJames E. HansenEPICAEPICAGreenland Ice Core ProjectDelta-O-18Repräsentativer Konzentrationspfad
Klickbares Diagramm der Temperaturentwicklung im Känozoikum einschließlich eines Erwärmungsszenarios auf der Basis des erweitertenrepräsentativen KonzentrationspfadsECP 6.0 bis zum Jahr 2300.

In der nördlichen Erdhälfte entstand in Zusammenhang mit der Bildung und Ausdehnung desNordatlantiksdieNordatlantische Magmatische Großprovinz(englischNorth Atlantic Igneous Province,abgekürztNAIP). Die magmatischen beziehungsweise vulkanischen Prozesse begannen bereits im unterenPaläozän(etwa 64 bis 63 mya), reichten in stark abgeschwächter Form bis in das früheMiozänund wiesen dazwischen mehrere erhöhte Aktivitätszyklen auf, wobei abwechselndintrusiveundeffusivePhasen entlang der divergierenden Plattenränder auftraten.[3]Die dabei aus demErdmantelaufsteigendenFlutbasaltebesaßen eine Ausdehnung von ungefähr 1,3 bis 1,5 Millionen km² und bedeckten Teile von Grönland, Island, Norwegen, Irland und Schottland.[4]

Künstlerische Darstellung einesLaufvogelsder GattungGastornisaus dem Mittleren Paläozän

Das frühestePaläozänwar nach dem Einschlag desChicxulub-Asteroidenund dem damit verbundenenMassenaussterbenvon rasch wechselnden und sich nur allmählich stabilisierenden Klimazuständen geprägt, wobei die Regeneration der terrestrischenBiotopeoffenbar rascher verlief als die Erneuerung der Ozeane einschließlich der Tiefseebereiche, die wahrscheinlich mehr als eine Million Jahre beanspruchte.[5]Neben den Vögeln profitierten vor allem die Säugetiere von den freigewordenenökologischen Nischen.Sie verzeichneten im Zeitraum von 0,4 bis 1,0 Millionen Jahre nach der Umweltkrise an derKreide-Paläogen-Grenzesowohl eine erste Zunahme derBiodiversitätund damit die Bildung neuer Arten als auch im weiteren Verlauf des Paläozäns ein stetiges Größenwachstum vielerGattungenunter den Bedingungen eines relativ stabilenWarmklimas.[6] Für das frühe und mittlere Paläozän wird auf der Basis von Multiproxy-Auswertungen ein Temperaturwert angenommen, der mit einer CO2-Konzentration um 600 ppm ungefähr jenem der späten Kreide (Maastrichtium) entspricht.[7]Nach einer kurzzeitigen Abkühlungsperiode (≈ 59 mya)[8]wurde das Klima wieder wärmer und mündete am Paläozän-Eozän-Übergang (55,8 mya) innerhalb weniger Jahrtausende in die extremste Hitzephase des Känozoikums, mit einem weltweiten Temperaturanstieg von 6 bis 8 °C,[9]wobei neuere Analysen einen globalen Temperaturwert im Bereich von 27,2 bis 34,5 °C berechneten.[10]DasPaläozän/Eozän-Temperaturmaximum(PETM) wurde durch den kurzfristigen Eintrag von mehreren tausendGigatonnenKohlenstoffdioxidbeziehungsweiseMethanin die Atmosphäre ausgelöst. Als Quelle dieser Emissionen kommen vulkanische Ausgasungen, instabil gewordeneMethanhydrat-Lagerstätten auf denKontinentalsockelnoder tauendePermafrostbödenin Frage.[11]Zwei Millionen Jahre später ereignete sich mit demEocene Thermal Maximum 2(ETM-2, 53,6 mya) eine weitere starke Klimaerwärmung.[12]Auch wenn der klimatische Ausnahmezustand der beiden Wärmeanomalien in erdgeschichtlichem Maßstab mit 170.000 bis 200.000 Jahren nur von kurzer Dauer war, hatte er nachhaltigen Einfluss auf Biodiversität undPaläoökologiedes gesamten Planeten.[13]

Verteilung der geologisch jungen Faltengebirge (die sogenannten alpidischen Ketten) in Europa und Asien

DasYpresium,die unterstechronostratigraphischeStufe des Eozäns, verläuft zeitlich fast parallel zu dem sogenanntenEozänen Klimaoptimum,eine von subtropischen bis tropischen Klimata geprägte Epoche, die vor 49 bis 48 Millionen Jahren endete, ohne dass die Temperaturspitzen der darin eingebetteten Wärmeanomalien nochmals erreicht wurden.[14]Ungefähr zur selben Zeit begann die Hauptphase der anfangs mit heftigemFlutbasalt-Vulkanismuseinhergehende Kollision derIndischen Kontinentalplattemit derEurasischen Platte.Im Zuge der Auffaltung desHimalayaund anderer Gebirgsketten (Alpidische Orogenese) wurdenErosions- und Verwitterungsprozesseund die damit verbundene CO2-Reduktion zu einem Klimafaktor, der den einsetzenden Abkühlungsprozess (auch forciert durch dasAzolla-EreignisimArktischen Ozean) weiter verstärkte.[15][16]Der langsame Übergang von warm- in kaltzeitliche Klimata (in der Fachliteratur häufig als„transition from greenhouse to icehouse climate “bezeichnet)[17]wurde vomKlimaoptimum des Mittleren Eozäns(40 mya) für etwa 400.000 Jahre unterbrochen, wobei die möglichen Auslöser und die Ursachen für den speziellen Temperaturverlauf dieser Erwärmungsphase noch weitgehend ungeklärt sind.[18]

Frühe Pferdeverwandte aus der Familie der ausgestorbenenPalaeotheriidae.Darstellung vonHeinrich Harder(ca. 1920)

Ein scharfer klimatischer Einschnitt ereignete sich an der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,9 Millionen Jahren. Ein wesentlicher Faktor dieser Veränderung war die Entstehung der heute etwa 480SeemeilenbreitenDrakestraße,die denAtlantikmit demPazifischen Ozeanverbindet. Bis in das spätere Eozän existierte zwischen Antarktika und Südamerika eine Landbrücke, ehe sich die Drakestraße unter fortschreitender Vertiefung allmählich zu öffnen begann.[19]Dadurch entstand imSüdpolarmeerderAntarktische Zirkumpolarstrom,der Antarktika in der Folge von der Zufuhr wärmeren Meerwassers abschnitt und den Kontinent thermisch isolierte. Fast parallel dazu kam es im Verlauf desGrande Coupure(„Großer Einschnitt “)zu einem großenArtensterben,das mit einer markanten Abkühlung terrestrischer und mariner Bereiche einherging und von dem 60 Prozent der europäischen Säugetiergattungen betroffen waren. Die Temperatur der Ozeane nahm bis in tiefere Regionen um 4 bis 5 °C ab, und der Meeresspiegel sank innerhalb relativ kurzer Zeit um etwa 30 Meter. Auffällig in dem Zusammenhang ist der steile Abfall derCO2-Konzentration in der Erdatmosphäre.Lag diese gegen Ende des Eozäns noch bei 700 bis 1.000 ppm, verringerte sie sich zu Beginn des Oligozäns abrupt um etwa 40 Prozent.[20]Die bei einem CO2-Schwellenwert um 600 ppm einsetzendeVereisungdes südpolaren Festlands, anfangs gesteuert von den zyklischen Veränderungen derErdbahnparameter,markiert den Beginn desKänozoischen Eiszeitalters.[21]In dieser Zeit begann auch die allmähliche Ausbreitung der anarideBedingungen angepasstenC4-Pflanzen(vor allemGräser), die für diePhotosyntheseerheblich weniger Kohlenstoffdioxid benötigen alsC3-Pflanzen.

Im weiteren Verlauf des Oligozäns und vor allem während des Miozäns waren die CO2-Konzentration und das globale Klima relativ starken Schwankungen unterworfen. Auf dem Höhepunkt desMiozänen Klimaoptimums(17 bis 15 mya) stieg der atmosphärische Kohlenstoffdioxid-Anteil von 350 ppm am Beginn des Miozäns für längere Zeit auf 500 bis 600 ppm.[22]Im Zuge der weltweiten Erwärmung, an der wahrscheinlich die massiven CO2-Ausgasungen desColumbia-Plateaubasaltsmaßgeblich beteiligt waren,[23]wurden die Wald-Habitate zurückgedrängt, und an ihre Stelle traten vermehrt Steppen- und Graslandschaften. Gleichzeitig verloren die damaligen Antarktisgletscher einen Teil ihrer Masse, ohne jedoch ganz abzuschmelzen. Simulationen unter Einbeziehung des damaligen CO2-Levels deuten darauf hin, dass die Kernbereiche desOstantarktischen Eisschildsvon der Temperaturzunahme im Mittleren Miozän kaum betroffen waren.[24]Unter dem Einfluss starker Erosions- und Verwitterungsprozesse sank die CO2-Konzentration gegen Ende des Optimums vor 14,8 Millionen Jahren wieder auf etwa 400 ppm, gekoppelt mit einer erneuten Zunahme des antarktischen Inlandsvereisung.[25]Im jüngeren Miozän (10,2 bis 9,8 mya und 9,0 bis 8,5 mya) traten in großen Teilen Europas zwei „Waschküchen-Phasen “auf, in denen das Klima deutlich subtropischer und feuchter wurde (mit jährlichen Niederschlagsmengen von teilweise über 1.500 mm).[26]

Fennoskandischer Eisschild und alpine Vergletscherung während der Weichsel- bzw.Würm-Kaltzeit

DieQuartären Kaltzeitperiodenals Unterabschnitt desKänozoischen Eiszeitaltersbegannen vor rund 2,7 Millionen Jahren mit weiträumigen Vergletscherungen auf der nördlichen Hemisphäre und wurden häufig mit der Schließung derLandenge von Panamain Zusammenhang gebracht.[27]Inzwischen herrscht jedoch in der Wissenschaft die Auffassung, dass die zunehmende arktische Vergletscherung mit einem deutlichen Rückgang der globalen CO2-Konzentration in Verbindung steht, wodurch vor allem die Sommermonate kühler ausfielen. Einige Studien konstatieren eine erste Abkühlungsphase im spätenPliozän(3,2 mya) und eine zweite nach Beginn desPleistozäns(2,4 mya), in deren Verlauf der CO2-Gehalt von ursprünglich 375 bis 425 ppm auf 275 bis 300 ppm sank, mit einer weiteren Abnahme während der folgenden Kaltzeitzyklen.[28][29]Zum wahrscheinlich ersten Mal während des 541 Millionen Jahre umfassendenPhanerozoikumswaren damit beide Pole großflächig von Eis bedeckt. Im Verlauf derQuartären Kaltzeitwechselten relativ warme mit sehr kalten Abschnitten. Die Kältephasen (Glaziale) zeichneten sich durch massiveGletschervorstößeaus. Sie waren mit 41.000 beziehungsweise 100.000 Jahren deutlich länger als die Warmzeiten (Interglaziale), die durchschnittlich rund 15.000 Jahre andauerten.

Das Interglazial desHolozänsals jüngster Abschnitt des Känozoikums begann nach dem Ende der bisherletzten Kaltzeitvor 11.700 Jahren. Dieser Zeitraum umfasst alle bekannten Hochkulturen sowie die gesamte historisch belegte Menschheitsgeschichte einschließlich der modernen Zivilisation. Während des Holozäns herrschte ein durchgehend stabiles Globalklima mit einem Temperaturkorridor von ungefähr ± 0,6 °C.[30]Das Ausbleiben von geophysikalischen, biologischen und klimatischen Krisen wird als Garant dafür betrachtet, dass abgesehen von regional begrenzten Einschnitten eine relativ gleichmäßige kulturelle und technologische Entwicklung der menschlichen Gesellschaften stattfinden konnte.

Seit Beginn derIndustrialisierungim 19. Jahrhundert erhöhen die Menschen den Anteil anTreibhausgasenin der Atmosphäre in signifikantem Umfang. Besonders die Verbrennungfossiler Energieträgertrug dazu bei, dass die Kohlenstoffdioxid-Konzentration von 280 ppm auf 410 ppm stieg (Stand 2019). Hinzu kommen beträchtlicheMethan-Emissionen sowie weitere Treibhausgase wieDistickstoffmonoxid(Lachgas) oderCarbonylsulfid.Wenn es nicht gelingt, die anthropogenen Emissionen in hohem Umfang zu reduzieren, könnte in absehbarer Zeit der Klimazustand desPliozänsund im Extremfall der des Eozäns wieder erreicht werden (vgl. obenstehendes Diagramm),[31]mit deutlich höherer Globaltemperatur, Anstieg desMeeresspiegels,Zunahme von Wetterextremen sowie einer Verschiebung derKlimazonen.[32]

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Commons:Känozoikum– Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise

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  1. ↑Phillips, J. (1941) Figures and Descriptions of the Palaeozoic Fossils of Cornwall, Devon, and West Somerset: Observed in the Course of the Ordnance Geological Survey of that District. Memoirs of the Geological Survey of Great Britain: England and Wales. Longman, Brown, Green, & Longmans. 231 p.
  2. ↑The ICS International Chronostratigraphic Chart 2020/03Zuletzt abgerufen am 9. August 2020
  3. ↑Camilla M. Wilkinson, Morgan Ganerød, Bart W. H. Hendriks, Elizabeth A. Eide:Compilation and appraisal of geochronological data from the North Atlantic Igneous Province (NAIP).In:Geological Society, London, Special Publications (Lyell Collection).Band447,November 2016,S.69–103,doi:10.1144/SP447.10(englisch,Online).
  4. ↑Michael Storey, Robert A. Duncan, Carl C. Swisher:Paleocene-Eocene Thermal Maximum and the Opening of the Northeast Atlantic.In:Science.Band316,Nr.5824,April 2007,S.587–589,doi:10.1126/science.1135274(englisch,Online[PDF]).
  5. ↑Michael J. Henehan, Andy Ridgwell, Ellen Thomas, Shuang Zhang, Laia Alegret, Daniela N. Schmidt, James W. B. Rae, James D. Witts, Neil H. Landman, Sarah E. Greene, Brian T. Huber, James R. Super, Noah J. Planavsky, Pincelli M. Hull:Rapid ocean acidification and protracted Earth system recovery followed the end-Cretaceous Chicxulub impact.In:PNAS.Band116,Nr.43,Oktober 2019,doi:10.1073/pnas.1905989116(englisch).
  6. ↑Gregory P. Wilson:Mammals across the K/Pg boundary in northeastern Montana, U.S.A.: dental morphology and body-size patterns reveal extinction selectivity and immigrant-fueled ecospace filling.In:Paleobiology.Band39,Nr.3,Mai 2013,S.429–469,doi:10.1666/12041(englisch,Online[PDF]).
  7. ↑Jennifer B. Kowalczyk, Dana L. Royer, Ian M. Miller, Clive W. Anderson, David J. Beerling, Peter J. Franks, Michaela Grein, Wilfried Konrad, Anita Roth‐Nebelsick, Samuel A. Bowring, Kirk R. Johnson, Jahandar Ramezani:Multiple Proxy Estimates of Atmospheric CO2From an Early Paleocene Rainforest.In:Paleoceanography and Paleoclimatology.Band33,Nr.12,Dezember 2018,S.1427–1438,doi:10.1029/2018PA003356(englisch,Online[PDF]).
  8. ↑Christopher J. Hollis, Michael J. S. Tayler, Benjamin Andrew, Kyle W. Taylor, Pontus Lurcock, Peter K. Bijl, Denise K. Kulhaneka, Erica M. Crouch, Campbell S. Nelson, Richard D. Pancost, Matthew Huber, Gary S. Wilson, G. Todd Ventura, James S. Crampton, Poul Schiølera, Andy Phillips:Organic-rich sedimentation in the South Pacific Ocean associated with Late Paleocene climatic cooling.In:Earth-Science Reviews.Band134,Juli 2014,S.81–97,doi:10.1016/j.earscirev.2014.03.006(englisch).
  9. ↑Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell,James C. Zachos:Anthropogenic carbon release rate unprecedented during the past 66 million years.In:Nature Geoscience.Band9,Nr.4,April 2016,S.325–329,doi:10.1038/ngeo2681(englisch,Online[PDF]).
  10. ↑Gordon N. Inglis, Fran Bragg, Natalie J. Burls, Margot J. Cramwinckel, David Evans, Gavin L. Foster, Matthew Huber, Daniel J. Lunt, Nicholas Siler, Sebastian Steinig, Jessica E. Tierney, Richard Wilkinson, Eleni Anagnostou, Agatha M. de Boer, Tom Dunkley Jones, Kirsty M. Edgar, Christopher J. Hollis, David K. Hutchinson, Richard D. Pancost:Global mean surface temperature and climate sensitivity of the early Eocene Climatic Optimum (EECO), Paleocene–Eocene Thermal Maximum (PETM), and latest Paleocene.In:Climate of the Past.Band16,Nr.5,Oktober 2020,S.1953–1968,doi:10.5194/cp-16-1953-2020(englisch).
  11. ↑Robert M. DeConto, Simone Galeotti, Mark Pagani, David Tracy, Kevin Schaefer, Tingjun Zhang, David Pollard, David J. Beerling:Past extreme warming events linked to massive carbon release from thawing permafrost.In:Nature.Band484,Nr.7392,April 2012,S.87–91,doi:10.1038/nature10929(englisch,Online[PDF]).
  12. ↑Appy Sluijs, Stefan Schouten, Timme H. Donders, Petra L. Schoon, Ursula Röhl, Gert-Jan Reichart, Francesca Sangiorgi, Jung-Hyun Kim, Jaap S. Sinninghe Damsté, Henk Brinkhuis:Warm and wet conditions in the Arctic region during Eocene Thermal Maximum 2.In:Nature Geoscience.Band2,Nr.11,Oktober 2009,S.777–780,doi:10.1038/ngeo668(englisch,Online[PDF]).
  13. ↑Francesca A. McInerney, Scott L. Wing:The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future.In:Annual Review of Earth and Planetary Sciences.Band39,Mai 2011,S.489–516,doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431(englisch,Online[PDF]).
  14. ↑Caitlin R. Keating-Bitonti, Linda C. Ivany, Hagit P. Affek, Peter Douglas, Scott D. Samson:Warm, not super-hot, temperatures in the early Eocene subtropics.In:Geology.Band39,Nr.8,August 2011,S.771–774,doi:10.1130/G32054.1(englisch,Online[PDF]).
  15. ↑Dennis V. Kent, Giovanni Muttoni:Equatorial convergence of India and Early Cenozoic climate trends.In:PNAS.Band105,Nr.42,Oktober 2008,S.16065–16070,doi:10.1073/pnas.0805382105(englisch,Online).
  16. ↑Henk Brinkhuis, Stefan Schouten, Margaret E. Collinson, Appy Sluijs, Jaap S. Sinninghe Damsté, Gerald R. Dickens, Matthew Huber, Thomas M. Cronin, Jonaotaro Onodera, Kozo Takahashi, Jonathan P. Bujak, Ruediger Stein, Johan van der Burgh, James S. Eldrett, Ian C. Harding, André F. Lotter, Francesca Sangiorgi, Han van Konijnenburg-van Cittert, Jan W. de Leeuw, Jens Matthiessen, Jan Backman, Kathryn Moran:Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean.In:Nature.Band441,2006,S.606–609,doi:10.1038/nature04692(englisch,Online[PDF; abgerufen am 25. Mai 2017]).
  17. ↑Elizabeth Griffith, Michael Calhoun, Ellen Thomas, Kristen Averyt, Andrea Erhardt, Timothy Bralower, Mitch Lyle, Annette Olivarez‐Lyle, Adina Paytan:Export productivity and carbonate accumulation in the Pacific Basin at the transition from a greenhouse to icehouse climate (late Eocene to early Oligocene).In:Paleoceanography and Paleoclimatology.Band25,Nr.3,September 2010,doi:10.1029/2010PA001932(englisch).
  18. ↑Michael J. Henehan, Kirsty M. Edgar, Gavin L. Foster, Donald E. Penman, Pincelli M. Hull, Rosanna Greenop, Eleni Anagnostou, Paul N. Pearson:Revisiting the Middle Eocene Climatic Optimum “Carbon Cycle Conundrum” With New Estimates of Atmospheric pCO2From Boron Isotopes.In:Paleoceanography and Paleoclimatology.Band15,Nr.6,Juni 2020,doi:10.1029/2019PA003713(englisch,Online[PDF]).
  19. ↑Roy Livermore, Adrian Nankivell, Graeme Eagles, Peter Morris:Paleogene opening of Drake Passage.In:Earth and Planetary Science Letters.Band236,Nr.1–2,Juli 2005,S.459–470,doi:10.1016/j.epsl.2005.03.027(englisch,Online[PDF]).
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  21. ↑Simone Galeotti, Robert DeConto, Timothy Naish, Paolo Stocchi, Fabio Florindo, Mark Pagani, Peter Barrett, Steven M. Bohaty, Luca Lanci, David Pollard, Sonia Sandroni, Franco M. Talarico, James C. Zachos:Antarctic Ice Sheet variability across the Eocene-Oligocene boundary climate transition.In:Science.Band352,Nr.6281,April 2016,S.76–80,doi:10.1126/science.aab0669(Online[PDF]).
  22. ↑Wolfram M. Kürschner, Zlatko Kvaček, David L. Dilcher:The impact of Miocene atmospheric carbon dioxide fluctuations on climate and the evolution of terrestrial ecosystems.In:PNAS.Band105,Nr.2,2007,S.449–453,doi:10.1073/pnas.0708588105(englisch).
  23. ↑Jennifer Kasbohm, Blair Schoene:Rapid eruption of the Columbia River flood basalt and correlation with the mid-Miocene climate optimum.In:Science Advances.Band4,Nr.9,September 2018,doi:10.1126/sciadv.aat8223(englisch,Online[PDF]).
  24. ↑Edward Gasson, Robert M. DeConto, David Pollard, Richard H. Levy:Dynamic Antarctic ice sheet during the early to mid-Miocene.In:PNAS.Band113,Nr.13,März 2016,S.3459–3464,doi:10.1073/pnas.1516130113(englisch).
  25. ↑A. R. Lewis, D. R. Marchant, A. C. Ashworth, S. R. Hemming, M. L. Machlus:Major middle Miocene global climate change: Evidence from East Antarctica and the Transantarctic Mountains.In:Geological Society of America Bulletin.Band119,Nr.11/12,Dezember 2007,S.1449–1461,doi:10.1130/0016-7606(2007)119[1449:MMMGCC]2.0.CO;2(englisch,Online[PDF]).
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  28. ↑K. T. Lawrence, S. Sosdian, H. E. White, Y. Rosenthal:North Atlantic climate evolution through the Plio-Pleistocene climate transitions.In:Earth and Planetary Science Letters.Band300,Nr.3–4,Dezember 2010,S.329–342,doi:10.1016/j.epsl.2010.10.013(englisch,Online[PDF; abgerufen am 24. Juni 2020]).
  29. ↑Matteo Willeit, Andrey Ganopolski, Reinhard Calov, Alexander Robinson, Mark Maslin:The role of CO2decline for the onset of Northern Hemisphere glaciation.In:Quaternary Science Reviews.Band119,Juli 2015,S.22–34,doi:10.1016/j.quascirev.2015.04.015(englisch,Online[PDF; abgerufen am 24. Juni 2020]).
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