Eocén

A Wikipédiából, a szabad enciklopédiából
Eocén
(56 – 33,9 millió évvel ezelőtt)
Előző kor
Következő kor
Paleocén
Oligocén
↓
Környezeti jellemzők
(átlagos értékek az időegységen belül)
Idővonal
A kainozoikum idő eseményei
m • v • sz
-65 —
–
-60 —
–
-55 —
–
-50 —
–
-45 —
–
-40 —
–
-35 —
–
-30 —
–
-25 —
–
-20 —
–
-15 —
–
-10 —
–
-5 —
–
0 —
←
6
←
7
←
8
←
9
←
10
←
11
5,332 –
3,600 Ma
7,246 –
5,332 Ma
11,608 –
7,246 Ma
13,82 –
11,608 Ma
15,97 –
13,82 Ma
20,43 –
15,97 Ma
23,03 –
20,43 Ma
28,4 ± 0,1 –
23,03 Ma
33,9 ± 0,1 –
28,4 ± 0,1 Ma
37,2 ± 0,1 –
33,9 ± 0,1 Ma
40,4 ± 0,2 –
37,2 ± 0,1 Ma
48,6 ± 0,2 –
40,4 ± 0,2 Ma
55,8 ± 0,2 –
48,6 ± 0,2 Ma
58,7 ± 0,2 –
55,8 ± 0,2 Ma
~61,1 –
58,7 ± 0,2 Ma
~65,5 ± 0,3 – ~61,1 Ma
←
1
←
2
←
3
←
4
←
5
 Kainozoikum
 Mezozoikum
NNegyedidőszak
P.Pleisztocén
Plio.Pliocén
1K-T esemény
2Paleocén-eocén
hőmérsékleti maximum
3Az Antarktisz első
állandó jégtakarója[1]
4Messinai sókrízis[2]
5Az észak-amerikai préri
kiterjedése
6Piacenzai (3,600 – 2,588 Ma)
7Gelasi (2,588 – 1,806 Ma)
8Calabriai (1,806 – 0,781 Ma)
9Ioni (0,781 – 0,126 Ma)
10Felső (0,126 – 0,0117 Ma)
11Holocén (0,0117 Ma – )
A kainozoikum eseményeinek
hozzávetőleges idővonala.
A skálán az évmilliók láthatók.
A kainozoikum 65 millió évének hőmérsékletváltozásai
Uintatherium, orrszarvúszerű emlős az eocénből.

Az eocén földtörténeti kor, amely 56 millió évvel ezelőtt kezdődött és 33,9 millió évvel ezelőtt fejeződött be. A kainozoikum idő legkorábbi, paleogén nevű időszakának második kora, amely a paleocént követte és az oligocént előzte meg.[3] Az eocén kor neve a görög ἠώς (éósz) („hajnal”) és καινός (kainosz) (új) nevekből származik, de a latinos eos-caenos átírás a kiejtését torzította: az „új hajnal” elnevezés a modern emlősfauna kialakulására utal.

A korszak kezdetén a 13C szénizotóp légköri mennyiségének látványos lecsökkenése történt, a végén pedig az eocén-oligocén kihalási esemény, mely talán meteoritbecsapódáshoz köthető.

Tagolása[szerkesztés]

A kort az alábbi négy korszakra tagolják (a korábbitól a későbbi felé haladva):

Ősföldrajz[szerkesztés]

A kontinensek tovább mozogtak a mai pozíciójuk irányába. A korszak kezdetén Ausztrália és az Antarktisz még nem váltak szét, így a hideg áramlatok sem alakulhattak ki az Antarktisz körül, mely egyenletesen melegen tartotta a bolygót. Körülbelül 45 millió évvel ezelőtt vált le Ausztrália, amely elterelte a meleg áramlatokat, és egy körkörös, hideg áramlás kezdett el formálódni.[4] Mindazonáltal jelenlegi ismereteink szerint az időszak végi lehűlés nem ennek, hanem a csökkenő szén-dioxid szintnek köszönhető.[5] Onnantól kezdve, hogy beindult ez az áramlás, az Antarktisz elkezdett eljegesedni, a körülötte lévő vizek befagytak, és ez csak erősítette a globális hűlést.[6]

Északon Laurázsia elkezdett szétdarabolódni, levált róla Európa, Grönland, és Észak-Amerika.[7]

Észak-Amerikában befejeződött a larámi hegységképződés, a földkéreg összenyomódása helyett most a felemelkedés lett a hangsúlyos,[8][9] így keletkeztek a nyugati partvidék hatalmas fennsíkjai és hegyláncai, hatalmas tavakkal, tórendszerekkel.[10]

35 millió évvel ezelőtt egy meteorit csapódott a Földbe, a mai Chesapeake-öbölben.[11][12]

Európában a Tethys-tenger végérvényesen eltűnt. Az Alpok felemelkedése elzárta az utolsó maradványát, a Földközi-tengert a tőle északabbra, így Magyarország területén is található sekély tengertől. Európa és Észak-Amerika között még mindig volt valamiféle kapcsolat, ezt bizonyatja a fauna hasonlósága.[13]

India összeütközött Ázsiával, és megkezdődött a Himalája felemelkedése.[14]

Klíma[szerkesztés]

Az eocén korban meglehetősen változatos volt a klíma, a korszak elején jellemző, a földtörténeti újidő legmelegebb klímájaként is ismertből a korszak végi eljegesedésig. 56 millió évvel ezelőtt a paleocén-eocén hőmérsékleti maximummal kezdődött, és körülbelül 49 millió évvel ezelőtt, egy hőmérsékleti optimumban csúcsosodott ki a melegedés. Ez idő alatt állandó jégtakaró sehol nem képződött a földön, az átlaghőmérséklet még a sarkokon is olyan volt, mint az Egyenlítőnél. Ezt követően aztán 34 millió évvel ezelőttig, azaz az oligocén kezdetéig fokozatos lehűlés kezdődött. Ekkor jelent meg az állandó jégtakaró a sarkokon, és ekkor kezdődött az Antarktisz rohamos eljegesedése is.

A szén-dioxid és a metán, ez a két üvegházhatású gáz volt, mely a felmelegedést kontroll alatt tartotta. A hőmérsékleti maximum úgy ért véget, hogy a légkörben lévő szénből rengeteget lekötött metán-hidrát, szén, illetve kőolaj formájában a Jeges-tenger.[15] Ezt előidézhették a kőzetek mállásai (a hegységképződéssel összefüggésben), valamint a szerves széntartalmú anyagok földbe jutása. Hogy mekkora is volt a légköri szén-dioxid tartalom az eocén elején, még ma is vita tárgya, a becslések a 700–900 ppm[16] és a 2000 ppm[17] között mozognak, a mintavétel helyétől is függően.[16] Összehasonlításul, a mai szén-dioxid szint 400 ppm. Az eocén elején a légköri oxigénszint is megduplázódott.[18]

A metán, ami egy százéves skálán nézve 34-szeresen erősebb üvegházhatású gáz, szintén fontos szereplő volt.[19] Felszabadulását elősegítették a Földet borító mocsarak, nedves területek, valamint erdők. A melegedő klíma, az emelkedő tengerszint, és az egyre több erdő csak fokozta a metánkibocsátást, a maihoz képest háromszor akkora mennyiségben került ez a gáz a légkörbe. Minél több metán termelődött és került a légkörbe, annál melegebb lett a troposzféra, hidegebb a sztratoszféra, és az oxidáció során vízpára és szén-dioxid keletkezett, némi infravörös sugárzás kíséretében.

A középső és késő eocénban a szén-dioxid szintje elkezdett csökkenni.[16] 49 millió évvel ezelőtt történhetett egy hipotetikus esemény, az úgynevezett Azolla-jelenség,[20] ami ezt kiváltotta. A meleg klíma hatására a Jeges-tengerben is élt az Azolla nevű tengeri harasztféle, amely a víz felszínén lebegett. A magas szén-dioxid szint kedvezett a robbanásszerű szaporodásának, az elpusztult növényi részek pedig a tengerfenék aljára süllyedtek, megkötve ott egyre nagyobb mennyiségű szenet.[21] Ez jelentős mértékben, a mai szinthez igen közelire csökkenthette a légköri szén-dioxid mennyiségét.[22] 41,5 millió évvel ezelőtt, egy érdekes, néhány százezer évig tartó újabb felmelegedés köszöntött be, a mérések szerint hatalmas, 4000 ppm szintű szén-dioxid szinntel, ami az eocén során a legmagasabb volt.[23] Kiváltó okaként általában India és Ázsia összeütközését, a Himalája keletkezését szokták megnevezni, de az is lehet, hogy az ugyancsak mozgásban lévő tengerfenékből szabadult fel a lekötött szén.[24]

Ezután aztán ismét csökkenni kezdett a szén-dioxid szint, és megkezdődött az oligocénig tartó lehűlés. A korszak végére a légköri szén-dioxid szint már csak a mainak kb. a kétszerese volt.[25]

Egyelőre a tudósok előtt is ismeretlen, hogy lehetett az, hogy a Földön mindenütt ugyanolyan meleg volt a klíma. Ennek vannak bizonyítékai, például fosszilis krokodilleletek a sarkvidékeken,[26] a hideget egyáltalán nem tűrő pálmafajok maradványai,[27] illetve olyan kígyók fosszíliái, amelyek csak a tartós melegben képesek élni.[28] A vízfelszíni hőmérséklet 35 Celsius is lehetett a vizsgálatok szerint,[27] azonban amikor megpróbálták lemodellezni az eocén klímáját, kiderült, hogy az 20 foknál nemigen lehetett melegebb, ugyanis a sarkvidékeket nem lehet egyszerre anélkül melegíteni, hogy azzal párhuzamosan ne legyen melegebb a trópusokon is.[27] A probléma megoldására létezik pár hipotézis

  • Az egyik szerint hatalmas tavak lehettek a sarkvidéken, amelyek segítenek kiegyenlíteni a hőmérséklet-különbségeket.[29] Ez valóban melegebben tarthatta a vidéket az évszakok változása alatt is, azonban közel sem akkora szinten, mint amekkorára bizonyítékok vannak.
  • A másik elmélet szerint a melegebb trópusi vizek juthattak a sarkvidékek környékére és ezek tarthatták magasabb hőmérsékleten a vidéket.[30] Ezt az elméletet is szimulálták, és arra jutottak, hogy ez is elégtelen mennyiségű lenne arra, hogy egyenletes meleget teremtsen a Földön.
  • Vannak, akik szerint bolygónk keringésében kell keresni a megoldást.[31] A Föld excentricitását, tengelyferdeségét, valamint precesszióját módosító modellek vizsgálata során arra jutottak, hogy ugyan ezek a hőmérsékletre nagy kihatással nem lehettek, azonban az évszakok váltakozására már igen, és ez már elegendő lehetett a kiegyenlített klímára. Az egyik szimulált modellben arra jutottak, hogy Észak-Amerika területén 30 százalékkal melegebb tél és hűvösebb nyár lehetett, és az évszakok közötti különbség is 75 százalékkal csökkent. Egyes újabb elméletek szerint talán egy, a Naprendszer közelében elhaladó csillag gravitációs hatása lehetett az, amely megzavarta a Föld mozgását is, és volt közvetetten mindennek a kiváltó oka[32].
  • Az is egy magyarázat lehet, hogy a sarkvidékek felett felhők képződtek a sztratoszférában.[33] Ezek hasonlóképpen viselkednek, mint az üvegházhatású gázok, ráadásul a felszabaduló metán elősegíthette a keletkezésüket.[34] Mivel létrejöttük hideg hőmérsékleten és éjszaka történik, így éppen akkor lehettek a légkörben, amikor a sarkvidékeken beköszöntött a tél. A modellek szerint egy egy reális oka lehetett a kiegyensúlyozott klímának, az elmélettel csak az a probléma, hogy ennek igen hosszú ideig kellett volna fennállnia.[35] Ehhez azonban folyamatos metánkibocsátás és párolgás lett volna szükséges, amire nincs bizonyítékunk.

Az eocén nemcsak a magas átlaghőmérsékletről nevezetes, hanem az Antarktisz eljegesedésének kezdetéről.[22] Nagyjából 49 millió évvel ezelőtt kezdődött a folyamat, a már említett légköri szén-dioxid szint csökkenésével.[22] Ugyan 41,5 millió évvel ezelőtt volt egy váratlan kiugrás és ezzel összefüggésben melegedés,[36] ez relatíve hamar megszűnt és folytatódott a lehűlés. Ezt követően a jégtakaró már állandóan jelen volt az Antarktiszon. A folyamat betetőzése a Nyugati-Szél-áramlás létrejötte volt,[37] egy körkörös áramlat az Antarktisz körül, amely hideg vízből áll és nem engedi a melegebb vizeket a kontinens közelébe.[37] Hogy pontosan mikor indult be ez az áramlat, nem ismeretes, de valamikor a Drake-átjáró 41 millió évvel ezelőtti kinyílása környékén, legfeljebb 32 millió évvel ezelőttig.[38]

Flóra[szerkesztés]

A korai és középső eocénban az erdők domináltak, még a sarkvidékeken is. Trópusi erdők borították szinte egész Afrikát, Dél- és Közép-Amerikát, Indiát, Délkelet-Ázsiát és Kínát. Észak-Amerika, Európa és Oroszország vidékeit szubtrópusi erdők népesítették be, északabbra lombhullató, másutt örökzöld fajokkal.[39] Ezeknek az erdőségeknek a maradványai képezik ma a hatalmas barnakőszén rétegek alapját, melyeket többek között Magyarországon az úgynevezett eocén program keretén belül igyekeztek kitermelni.

A sarkvidéki erdők elég kiterjedtek voltak. Mocsárciprusok és mamutfenyők alkották ezeket, amelyek a kontinensek vándorlását tekintve alig voltak valamivel délebbre, mint manapság. Grönland és Alaszka területén is a trópusokra jellemző fák nőttek. A legészakabbi vidékeken is megtalálták valamikori esőerdők nyomait.

Alaszkában és Észak-Európában pálmafélék nőttek, az éghajlat hűlésével egyre csökkenő számban. 52 millió évvel ezelőtt jelentek meg az első eukaliptuszfélék, leleteiket Argentínában találták meg.[40]

A globális lehűlés egyik mellékhatása az lett, hogy a kontinensek belsejei szárazabbak lettek, így a korábbi erdőségek elkezdtek eltünedezni. A fűfélék térhódítása ekkor indult be, habár ebben a korban még jobbára folyók és tavak partjain nőttek, nem kezdték meg szavannákat és prériket képező elterjedésüket.

A lehűléssel együtt az évszakok váltakozása is visszatért. A korszak második felében a lombhullató fajok, amelyek jobban bírták az ezzel járó változásokat, elkezdtek terjeszkedni az örökzöldek rovására. Az eocén végére ki is szorították őket a legtöbb területen az északi féltekén. Esőerdők ekkorra már csak Dél-Amerikában, Afrikában, Indiában és Ausztráliában maradtak.

Az Antarktiszon a kor elején még szubtrópusi erdők és esőerdők voltak. Később a lehűléssel együtt tajgaerdők is felbukkantak.[41] Ahogy kezdett egyre hidegebb lenni, a melegkedvelő trópusi fajok fokozatosan eltűntek, az oligocén kezdetére pedig csak a lombhullató erdők és a hatalmas tundra maradtak meg.

Fauna[szerkesztés]

A legtöbb ma ismert faj elődei már léteztek az eocénban is. A ma ismert madarak túlnyomó többsége ekkor jelent meg. Az óceánok melegek voltak, a halak illetve más tengeri fajok virágzottak.

A mai modern emlősök első fosszíliái ebből az időszakból származnak. Legjellegzetesebb képviselőik a párosujjú patások, a páratlanujjú patások, illetfe a főemlősök voltak. Hosszú, vékony végtagjaik (melyek bizonyos fajoknál fogásra alkalmasak voltak), illetve a különféle táplálékok elfogyasztására specializálódott fogaik voltak. Nem voltak még túl nagy méretűek, a fennmaradt fogak alapján átlagosan 10 kg súlyúak, amivel még a paleocén kori elődeiknél is kisebbek voltak. Valószínűleg ennek az oka a forró eocén klíma volt, amely a kisebb emlősöknek jobban kedvezett.[42] A patások szétterjedtek egész Észak-Amerikában és Eurázsiában. Még ragadozó fajaik is voltak, mint például a Mesonyx. Ekkor jelentek meg az első denevérek, az elefántfélék, rágcsálók és erszényesek is. A korábbi primitívebb formák elkezdtek visszaszorulni, köztük a Multituberculata nemzetség tagjai. A cetfélék is ekkortájt kezdték elhagyni a szárazföldet, gyors evolúciójuk során a legkülönösebb fajaik jelentek meg a Pakicetustól kezdve a Basilosaurusig. Az első szirénfélék is ekkor jelentek meg.

A legtöbb madárfaj már emlékeztetett a mai utódaikra. Volt köztük egy-két érdekes faj, például ragadozó papagájok, mint a Messelasturidae és a Halcyornithidae. A Gastornis és az Eleutheornis személyében nagy röpképtelen madarak is éltek, de létezett hosszú lábú sólyom (Masillaraptor), őstyúkféle (Gallinuloides), gúvatszerű madarak (Songzia), álfogú madarak (Gigantornis), ősi íbiszfaj (Rhynchaeites) a fecskefélék őse (Aegialornis) és primitív pingvinfélék (Archaeospheniscus, Inkayacu).

Számos piton- és teknősmaradvány került elő ebből a korból, bizonyítván, hogy a hüllők is elterjedtek voltak.

A tengerekben tovább folytatódott a sugarasúszójú halak dominanciája, köztük rendkívül érdekes fajokkal. Ilyen volt a Monosmilus, amely egyfajta kardfogú óriás szardella volt.[43]

A rovarokat főként európai borostyánmaradványokból ismerjük, köztük olyan fajokat, melyek ma a trópusokon élnek.

Szakirodalom[szerkesztés]

Eocén élővilág a Kárpát-medencében. Üvegház – 22 millió éven át. Szerk. Dulai Alfréd. Természettár Könyvsorozat, Magyar Természettudományi Múzeum (2020)

Fordítás[szerkesztés]

Ez a szócikk részben vagy egészben az Eocene című angol Wikipédia-szócikk ezen változatának fordításán alapul. Az eredeti cikk szerkesztőit annak laptörténete sorolja fel. Ez a jelzés csupán a megfogalmazás eredetét és a szerzői jogokat jelzi, nem szolgál a cikkben szereplő információk forrásmegjelöléseként.

Jegyzetek[szerkesztés]

  1. ↑ Zachos, J.C., Kump, L.R. (2005). „Carbon cycle feedbacks and the initiation of Antarctic gaciation in the earliest Oligocene”. Global and Planetary Change 47 (1), 51–66. o. DOI:10.1016/j.gloplacha.2005.01.001.  
  2. ↑ Krijgsman, W., Garcés, M.; Langereis, C.G.; Daams, R.; Van Dam, J.; Van Dr Meulen, A.J.; Agustí, J.; Cabrera, L. (1996). „A new chronology for the middle to late Miocene continental rcord in Spain”. Earth and Planetary Science Letters 142 (3–4), 367–380. o. DOI:10.1016/0012-821X(96)00109-4.  
  3. ↑ International Stratigraphic Chart. International Commission on Stratigraphy, 2020. (Hozzáférés: 2020. július 12.)
  4. ↑ (2013. június 11.) „Eocene cooling linked to early flow across the Tasmanian Gateway”. Proceedings of the National Academy of Sciences 110 (24), 9645–9650. o. DOI:10.1073/pnas.1220872110. PMID 23720311.  
  5. ↑ (2004. december 1.) „Eocene circulation of the Southern Ocean: Was Antarctica kept warm by subtropical waters?: DID THE EAST AUSTRALIAN CURRENT WARM ANTARCTICA?”. Paleoceanography 19 (4). DOI:10.1029/2004PA001014.  
  6. ↑ (2008. április 25.) „Chapter 8 From Greenhouse to Icehouse – The Eocene/Oligocene in Antarctica”. Developments in Earth and Environmental Sciences 8, 309–368. o. DOI:10.1016/S1571-9197(08)00008-6.  
  7. ↑ Earth history and palaeogeography. Cambridge, United Kingdom: Cambridge University Press, 242, 251. o. (2017. április 25.). ISBN 9781107105324 
  8. ↑ (2004. szeptember 1.) „The Laramide Orogeny: What Were the Driving Forces?”. International Geology Review 46 (9), 833–838. o. DOI:10.2747/0020-6814.46.9.833.  
  9. ↑ (1998. október 1.) „Kinematic history of the Laramide orogeny in latitudes 35°-49°N, western United States”. Tectonics 17 (5), 780–801. o. DOI:10.1029/98TC02698.  
  10. ↑ (2001. április 25.) „An Updated Review of the Fish Faunas From the Green River Formation, the World's Most Productive Freshwater Lagerstätten”. Eocene Biodiversity 18, 1–38. o. DOI:10.1007/978-1-4615-1271-4_1.  
  11. ↑ (2008. június 27.) „Deep Drilling into the Chesapeake Bay Impact Structure”. Science 320 (5884), 1740–1745. o. DOI:10.1126/science.1158708. PMID 18583604.  
  12. ↑ The Chesapeake Bay Crater : Geology and Geophysics of a Late Eocene Submarine Impact Structure. Berlin, Heidelberg: Springer Berlin Heidelberg (2004. április 25.). ISBN 9783642189005 
  13. ↑ (2011. április 25.) „The Biogeographic History of Iceland – The North Atlantic Land Bridge Revisited”. Late Cainozoic Floras of Iceland 35, 647–668. o. DOI:10.1007/978-94-007-0372-8_12.  
  14. ↑ (2016. február 1.) „Early Eocene ( c . 50 Ma) collision of the Indian and Asian continents: Constraints from the North Himalayan metamorphic rocks, southeastern Tibet”. Earth and Planetary Science Letters 435, 64–73. o. DOI:10.1016/j.epsl.2015.12.006.  
  15. ↑ Bowen, Gabriel J. (2010. december 1.). „Rapid carbon sequestration at the termination of the Palaeocene-Eocene Thermal Maximum”. Nature Geoscience 3, 866–869. o. DOI:10.1038/ngeo1014.  
  16. ↑ a b c Pearson, Paul N. (2000. augusztus 1.). „Atmospheric carbon dioxide concentrations over the past 60 million years” (angol nyelven). Nature 406 (6797), 695–699. o. DOI:10.1038/35021000. ISSN 1476-4687.  
  17. ↑ Royer, Dana L., David J. (2001. június 22.). „Paleobotanical Evidence for Near Present-Day Levels of Atmospheric CO2 During Part of the Tertiary”. Science 292 (5525), 2310–2313. o. DOI:10.1126/science.292.5525.2310.  
  18. ↑ O'Neil, Dennis: The First Primates. anthro.palomar.edu , 2012 [2015. december 25-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2021. november 3.)
  19. ↑ Anthropogenic and Natural Radiative Forcing, Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge: Cambridge University Press (2013) 
  20. ↑ (2006) „Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean”. Nature 441 (7093), 606–609. o. DOI:10.1038/nature04692. PMID 16752440.  
  21. ↑ Stein, R. (2006). „The Paleocene-Eocene ("Greenhouse") Arctic Ocean paleoenvironment: Implications from organic-carbon and biomarker records (IODP-ACEX Expedition 302)” (abstract). Geophysical Research Abstracts 8, 06718. o. (Hozzáférés: 2007. október 16.)  
  22. ↑ a b c Speelman, E. N., J. (2009. április 25.). „The Eocene Arctic Azolla bloom: environmental conditions, productivity and carbon drawdown” (angol nyelven). Geobiology 7 (2), 155–170. o. DOI:10.1111/j.1472-4669.2009.00195.x. ISSN 1472-4669.  
  23. ↑ Pearson, Paul N. (2010. november 5.). „Increased Atmospheric CO2 During the Middle Eocene”. Science 330 (6005), 763–764. o. DOI:10.1126/science.1197894.  
  24. ↑ Bohaty, Steven M. (2003. november 1.). „Significant Southern Ocean warming event in the late middle Eocene”. Geology 31, 1017. o. DOI:10.1130/G19800.1.  
  25. ↑ Lear, Caroline H., Paul N. (2008. március 1.). „Cooling and ice growth across the Eocene-Oligocene transition”. Geology 36 (3), 251–254. o. DOI:10.1130/G24584A.1. ISSN 0091-7613.  
  26. ↑ Sloan, L. Cirbus (1996. január 1.). „Atmospheric carbon dioxide and early Eocene climate: A general circulation modeling sensitivity study” (angol nyelven). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 119 (3), 275–292. o. DOI:10.1016/0031-0182(95)00012-7. ISSN 0031-0182.  
  27. ↑ a b c Huber, M. (2011. június 16.). „The early Eocene equable climate problem revisited” (english nyelven). Climate of the Past 7 (2), 603–633. o. DOI:10.5194/cp-7-603-2011. ISSN 1814-9324.  
  28. ↑ Huber, Matthew (2009. február 1.). „Snakes tell a torrid tale” (angol nyelven). Nature 457 (7230), 669–671. o. DOI:10.1038/457669a. ISSN 1476-4687.  
  29. ↑ Sloan, L. Cirbus (1994. október 1.). „Equable climates during the early Eocene: Significance of regional paleogeography for North American climate”. Geology 22 (10), 881–884. o. DOI:<0881:ECDTEE>2.3.CO;2 10.1130/0091-7613(1994)022<0881:ECDTEE>2.3.CO;2. ISSN 0091-7613.  
  30. ↑ Huber, Matthew (2001. április 25.). „Heat transport, deep waters, and thermal gradients: Coupled simulation of an Eocene greenhouse climate” (angol nyelven). Geophysical Research Letters 28 (18), 3481–3484. o. DOI:10.1029/2001GL012943. ISSN 1944-8007.  
  31. ↑ Sloan, L. Cirbus (1998. november 15.). „Orbital forcing and Eocene continental temperatures” (angol nyelven). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 144 (1), 21–35. o. DOI:10.1016/S0031-0182(98)00091-1. ISSN 0031-0182.  
  32. ↑ „A Star Passed by Our Solar System and Altered Earth’s Orbit and Climate 56 Million Years Ago” (hu-HU nyelven).  
  33. ↑ Sloan, L. Cirbus (1998. április 25.). „Polar stratospheric clouds: A high latitude warming mechanism in an ancient greenhouse world” (angol nyelven). Geophysical Research Letters 25 (18), 3517–3520. o. DOI:10.1029/98GL02492. ISSN 1944-8007.  
  34. ↑ Sloan, L. Cirbus, T. C. (1992. május 1.). „Possible methane-induced polar warming in the early Eocene” (angol nyelven). Nature 357 (6376), 320–322. o. DOI:10.1038/357320a0. ISSN 1476-4687.  
  35. ↑ Kirk-Davidoff, D. B. (2008. március 31.). „Maintenance of polar stratospheric clouds in a moist stratosphere” (english nyelven). Climate of the Past 4 (1), 69–78. o. DOI:10.5194/cp-4-69-2008. ISSN 1814-9324.  
  36. ↑ Bohaty, Steven M. (2003. november 1.). „Significant Southern Ocean warming event in the late middle Eocene”. Geology 31 (11), 1017–1020. o. DOI:10.1130/G19800.1. ISSN 0091-7613.  
  37. ↑ a b Barker, P. F. (2004. június 1.). „Origin, signature and palaeoclimatic influence of the Antarctic Circumpolar Current” (angol nyelven). Earth-Science Reviews 66 (1), 143–162. o. DOI:10.1016/j.earscirev.2003.10.003. ISSN 0012-8252.  
  38. ↑ Barker, Peter F., Fabio (2007. október 1.). „Onset and role of the Antarctic Circumpolar Current” (angol nyelven). Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography 54 (21), 2388–2398. o. DOI:10.1016/j.dsr2.2007.07.028. ISSN 0967-0645.  
  39. ↑ Briggs, John. Global Biogeography. Elsevier (1995). ISBN 0-444-88297-9 
  40. ↑ Gandolfo, María A., María C. (2011. jún. 28.). „Oldest Known Eucalyptus Macrofossils Are from South America” (angol nyelven). PLOS ONE 6 (6), e21084. o. DOI:10.1371/journal.pone.0021084. ISSN 1932-6203. PMID 21738605.  
  41. ↑ Bender, Michael. Paleoclimate. Princeton University Press, 108. o. (2013) 
  42. ↑ Minilovak és óriástapírok a negyvenmillió éves üvegházból. paleotóp. (Hozzáférés: 2021. november 3.)
  43. ↑ Kardfogú óriás szardellák népesítették be a tengereket 45 millió éve. paleotóp. (Hozzáférés: 2021. november 3.)


A lap eredeti címe: „https://hu.wikipedia.org/w/index.php?title=Eocén&oldid=26950347”