Eocén

földtörténeti kor 56-34 millió év között

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.

Eocén
(56 – 33,9 millió évvel ezelőtt)
Előző kor
Következő kor
Paleocén
Oligocén
Ypresian Earth 50 mya.jpg
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

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

TagolásaSzerkesztés

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

ŐsföldrajzSzerkesztés

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].

KlímaSzerkesztés

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[18]. Összehasonlításul, a mai szén-dioxid szint 400 ppm. Az eocén elején a légköri oxigénszint is megduplázódott[19].

A metán, ami egy százéves skálán nézve 34-szeresen erősebb üvegházhatású gáz, szintén fontos szereplő volt[20]. 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[21]. 49 millió évvel ezelőtt történhetett egy hipotetikus esemény, az úgynevezett Azolla-jelenség[22], 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[23]. Ez jelentős mértékben, a mai szinthez igen közelire csökkenthette a légköri szén-dioxid mennyiségét[24]. 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[25]. 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[26].

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[27].

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[28], a hideget egyáltalán nem tűrő pálmafajok maradványai[29], illetve olyan kígyók fosszíliái, amelyek csak a tartós melegben képesek élni[30]. A vízfelszíni hőmérséklet 35 Celsius is lehetett a vizsgálatok szerint[31], 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[32]. A probléma megoldására létezik pár hipotézis

  • Az egyik szerint hatalmas tavak lehettek a sarkvidéken, amelyek segítenek kiegyenlíteni a hőmérséklet-különbségeket[33]. 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[34]. 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[35]. 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.
  • Az is egy magyarázat lehet, hogy a sarkvidékek felett felhők képződtek a sztratoszférában[36]. Ezek hasonlóképpen viselkednek, mint az üvegházhatású gázok, ráadásul a felszabaduló metán elősegíthette a keletkezésüket[37]. 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[38]. Ehhez azonban folyamatos metánkibocsátás és párolgás lett volna szükséges, amire nincs bizonyítékunk.

Az eocén nemcsak a magas átlaghőmérsékletről nevezetes, hanem az Antarktisz eljegesedésének kezdetéről[39]. Nagyjából 49 millió évvel ezelőtt kezdődött a folyamat, a már említett légköri szén-dioxid szint csökkenésével[40]. Ugyan 41,5 millió évvel ezelőtt volt egy váratlan kiugrás és ezzel összefüggésben melegedés[41], 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[42], egy körkörös áramlat az Antarktisz körül, amely hideg vízből áll és nem engedi a melegebb vizeket a kontinens közelébe[43]. 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[44].

FlóraSzerkesztés

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[45]. 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[46].

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[47]. 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.

FaunaSzerkesztés

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[48]. 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[49].

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

SzakirodalomSzerkesztés

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

FordításSzerkesztés

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 jelzi, nem szolgál a cikkben szereplő információk forrásmegjelöléseként.

JegyzetekSzerkesztés

  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. november 24.) „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. november 24.). 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. november 24.) „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. november 24.). ISBN 9783642189005 
  13. (2011. november 24.) „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. 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. 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.  
  19. O'Neil, Dennis: The First Primates. anthro.palomar.edu , 2012
  20. 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) 
  21. 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.  
  22. (2006) „Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean”. Nature 441 (7093), 606–609. o. DOI:10.1038/nature04692. PMID 16752440.  
  23. 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 ideje: 2007. október 16.)  
  24. Speelman, E. N., J. (2009. november 24.). „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.  
  25. Pearson, Paul N. (2010. november 5.). „Increased Atmospheric CO2 During the Middle Eocene”. Science 330 (6005), 763–764. o. DOI:10.1126/science.1197894.  
  26. 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.  
  27. 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.  
  28. 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.  
  29. 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.  
  30. 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.  
  31. 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.  
  32. 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.  
  33. 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.  
  34. Huber, Matthew (2001. november 24.). „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.  
  35. 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.  
  36. Sloan, L. Cirbus (1998. november 24.). „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.  
  37. 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.  
  38. 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.  
  39. Speelman, E. N., J. (2009. november 24.). „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.  
  40. Speelman, E. N., J. (2009. november 24.). „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.  
  41. 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.  
  42. 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.  
  43. 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.  
  44. 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.  
  45. Briggs, John. Global Biogeography. Elsevier (1995). ISBN 0-444-88297-9 
  46. 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.  
  47. Bender, Michael. Paleoclimate. Princeton University Press, 108. o. (2013) 
  48. Minilovak és óriástapírok a negyvenmillió éves üvegházból. paleotóp. (Hozzáférés: 2021. november 3.)
  49. Kardfogú óriás szardellák népesítették be a tengereket 45 millió éve. paleotóp. (Hozzáférés: 2021. november 3.)