Wikipédia

Paleocén

földtörténeti kor 66-56 millió évvel ezelőtt
Ez a közzétett változat, ellenőrizve: 2024. január 31.

A paleocén a földtörténeti újidő (kainozoikum) első időszakának, a paleogénnek első kora. A középidő (mezozoikum) kréta időszakát követte és az eocén kort előzte meg. Mintegy 66 millió évvel ezelőtt (mya) kezdődött és 56 mya ért véget.[3] Neve a görög "palaiosz" (παλαιός), azaz régi, és az azt követő eocén kor összetételéből keletkezett, szabad fordításban "az eocén régi része".

Paleocén
(66 – 56 millió évvel ezelőtt)
Előző kor
Következő kor
Késő kréta
Eocén
↓
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 66 millió évének hőmérsékletváltozásai

A korszakot a földtörténet két jelentős eseménye határolja. Az első a nagy kréta-tercier kihalási esemény, amit egy aszteroida becsapódása és valószínűleg vulkáni működés okozott, melynek során a fajok 75%-a, legismertebben a dinoszauruszok kihaltak. A korszak végét a paleocén-eocén hőmaximum jelöli, mely során 2500-4000 gigatonna szén került a légkörbe és az óceánokba, amely az óceánok elsavasodásához és globális felmelegedéshez vezetett.

A paleocénban az északi félgömbön a kontinensek között még mindig volt valamiféle összeköttetés, délen pedig Dél-Amerika, az Antarktisz és Ausztrália még nem váltak szét teljesen. A Sziklás-hegység még felemelkedőben volt, a két Amerika közt nem volt kapcsolat, az Indiai-lemez elkezdett összeütközni Ázsiával, az észak-atlanti térségben pedig az elmúlt 150 millió év egyik legnagyobb vulkanikus tevékenysége kezdődött el. Az óceánokban az áramlatok egészen másként működtek, mint ma, ugyanis az atlanti áramlatok helyett a Csendes-óceánban léteztek, és nem a hőmérsékleti különbség, hanem a sósság miatti sűrűségkülönbség tartotta azokat mozgásban.

A kréta-tercier kihalási esemény következtében a flóra és a fauna hatalmas változásokon ment keresztül. A korábbi fajokat egészen mások váltották fel. Az átlaghőmérséklet 24-25 Celsius körül alakult a bolygón, szemben a mai 14-gyel. A meleg klíma hatására nem létezett állandó jégtakaró a sarkokon. A növényvilág így a sarkokat is meghódította, de változatosságuk jóval kisebb volt. Előtörtek az erdők világszerte. Az állatvilág jobbára kistermetű lényekből áll, melyek viszont robbanásszerűen fejlődtek, és elfoglalták a dinoszauruszok és más állatok kihalásával megüresedett helyeket. Nagy növényevők hiányában az erdőségek igen sűrűek voltak. A paleocén volt az emlősök előretörésének időszaka. Az első igazi méhlepényes és erszényes emlősökről ebből a korszakból van ismeretünk, de ezeken kívül számos érdekes fajuk is jelen volt. A tengerekben a sugarasúszójú halak voltak az urak mind az óceánokban, mind a korallzátonyok körül kialakult ökoszisztémákban.

Eseményei

szerkesztés

Ez az első kor, amely a nagy kréta–tercier kihalási eseményt (KH, KT vagy KP kihalás), vagy ismertebb kifejezéssel a dinoszauruszok kipusztulását követte. A kihalási hullám után rengeteg élőhely maradt üresen. A paleocén név görög eredetű (paleo=régi, ceno=új), és arra utal, hogy a korszakban újfajta állatvilág jelent meg, mielőtt az eocénben megjelentek volna a modern emlős rendek. A paleocénban már 13-ról 41-re emelkedett az emlős családok száma.

A kréta és a paleocén határán játszódott le a larámi kéregmozgás, az alpi hegységképződés egyik legfontosabb szakasza. A felgyűrődések feldarabolták a Tethys-óceánt, nagy területek kerültek szárazra ezért a paleocén korból viszonylag kevés tengeri üledék maradt fenn Európában és Amerikában. Ugyanebben az időben délen folytatódott a Gondwana kontinens feldarabolódása.

Ekkor csatlakozott az Ibériai-félsziget tömbje Európához. Az Atlanti-óceán és a Csendes-óceán ekkor még összeköttetésben volt egymással a Panamai-szoroson keresztül.

A kréta idején jelentős, mintegy 10 °C-os lehűlés történt. A paleocénben felmelegedés indult, klímája még így is viszonylag nedves és hűvös volt (bár a mainál melegebb). A szubtropikus növényzet Dél-Angliában is megtalálható ekkor. Ebben az időben jelennek meg a virágos növények fejlettebb családjai és a valódi füvek. A növényzet a paleocénben már a maihoz hasonló volt.

Geológia

szerkesztés

A paleocén kor egy 10 millió éves időszak, ami a mezozoikumot (földtörténeti középidő) lezáró kréta kor után a kainozoikum (földtörténeti újidő) első kora. A kort az alábbi három korszakra tagolják (a korábbitól a későbbi felé haladva):

A paleocén kort az eocén kor követte.[4]

 
Fehér irídiumtartalmú csík jelöli a kréta és a paleocén határát

A kréta-tercier kihalási esemény, mint határvonal, az egész világon jól kivehető a kőzetekből, ugyanis egyrészt a rétegeket egy jól kivehető irídium-réteg választja ketté, ezenkívül a különféle fosszilis leletek között is észrevehető egyes élőlények teljes eltűnése. Az általánosan elfogadott vélekedés szerint egy 10–15 km átmérőjű aszteroida csapódott a Földbe a Yucatán-félszigetnél, létrehozva a Chicxulub-krátert, és ez, valamint a Dekkán-fennsíkon beinduló hatalmas mértékű vulkanikus tevékenység együttesen okozta a fajok 75 százalékának kihalását.[5][6][7][8]

A paleocén végét a paleocén-eocén hőmérsékleti maximum jelzi, ami egy rövid, de intenzív felmelegedést jelent, melynek során hatalmas mennyiségben került a légkörbe szén, és az óceánok ezzel egyidejűleg elsavasodtak. Ez a bioindikátorként használt likacsosházúak és planktonok 35-50 százalékának kipusztulásával járt együtt.[9][10] Ez kb. 55,8 millió évvel ezelőtt történt, és a kainozoikum alatt az egyik legnagyobb léptékű változás volt.[11][12][13]

A paleocén korban jelentősebb szénkészletek halmozódtak fel a földben, amelyek például az Egyesült Államok szénkészletének majdnem felét alkotják.[14] A kolumbiai Cerrejón bányában, amely a legnagyobb nyílt színi fejtéssel művelt bánya a világon, szintén ezt a szenet bányásszák.[15] Az Északi-tengeren ugyancsak ebből a korból fennmaradt jelentős gáz- és kőolajkészletek halmozódtak fel.[16] Nagyobb foszfátkészletek is keletkeztek, a legjelentősebb frankolitkészleteket Tunéziában bányásszák.[17]

Számos meteoritkráter is származik ebből az időből. Körülbelül 60 millió éves a nyugat-ausztráliai Conolly-kráter,[18] 58 millió éves a texasi Marquez-kráter,[19] és valószínűleg ebből a korból (56-37 millió év) származik a jordániai Dzsabal Vakf asz-Szuvan kráter is.[20] Az Északi-tenger mélyén található a Silverpit-kráter, ami 75-45 millió éves.[21] Skóciában, Skye szigetén vanádiumban gazdag ozbornitot találtak 60 millió évvel ezelőttről, ami jellemzően meteoritok becsapódásának a maradványa.[22] A Chicxulub-kráterrel szinte egyidős a mai Ukrajna területén található bovtiskai kráter (65,4 millió év),[23] a kanadai Eagle Butte kráter,[24] és az indiai Siva-kráter (66 millió év).[25]

Ősföldrajz

szerkesztés

Lemeztektonika

szerkesztés

A paleocén során a kontinensek tovább vándoroltak, egyre közelebb ahhoz a pozíciójukhoz, ahol most is találhatók. Az északi féltekén Laurázsia maradványai (a mai Észak-Amerika és Eurázsia) időnként földhidakkal álltak egymással összeköttetésben: ilyen volt Beringia 65-58 millió évvel ezelőtt, Grönland és Skandinávia között a De Geer-út 71-63 millió évvel ezelőtt, a Thule-út Grönland és Európa között 57-55 millió évvel ezelőtt, és a Turgai-út Európa és Ázsia között (akkor, amikor a Turgai-tenger épp nem választotta el egymástól a két kontinenst).[26][27]

Az úgynevezett larámi orogén fázis, amely a késő kréta korban kezdődött, folytatta a Sziklás-hegység felemelését, amely a paleocén végéig tartott.[28] Emiatt és a lemeztektonikai mozgások miatt az Észak-Amerikát kettévágó beltenger visszahúzódott.[29]

60,5 – 54,5 millió évvel ezelőtt tartott az észak-atlanti régióban az elmúlt 150 millió év harmadik legnagyobb vulkáni tevékenysége.[30] A ma Izland helyén lévő forrópont is aktívan működött már ekkor, és a vulkanizmus valószínűleg elősegítette a tengerfenék kiszélesedését, az Atlanti-óceán szétnyílását, és a Grönlandi-lemez leszakadását.[31] Emellett hozzájárult a tengerfenéken található metán-hidrát felszabadulásához, amelynek hála nagy mennyiségben szabadult fel szén és üvegházhatású gázok.[32][33]

Észak- és Dél-Amerika között ekkor még nem volt átjárás, bár 73 millió évvel ezelőtt egy szigetcsoport révén volt egyfajta összeköttetés. A Karibi-lemez őse, mely a Galápagos-szigetek alatti forrópont hatására keletkezett, kelet felé haladt, eközben Észak- és Dél-Amerika az ellenkező irányba az Atlanti-óceán kinyílása miatt.[34][35] Ez volt az a mozgás, amely majd végül 2,6 millió évvel ezelőtt létrehozta a Panama-földszorost.[36] A Karibi-lemez 50 millió évvel ezelőtt érte el a mai helyét.

A korábbi déli szuperkontinens, Gondwana is elkezdett feltöredezni, de ekkor még az Antarktisz kapcsolatban volt Dél-Amerikával és Ausztráliával. Afrika már észak felé tartott, az indiai szubkontinens úgyszintén, hogy mozgásuk végül bezárja a Tethys-óceánt.[37] India és Eurázsia valamikor a paleocén végén vagy az eocén elején ütközött össze, maga a Himalája-hegységképződés és a szárazföldi kapcsolat véglegesen csak a miocénban jött létre. Egyes bizonyítékok utalnak rá, hogy szigetcsoportokon keresztül volt kapcsolat már a paleocénban is India és Ázsia között.[38]

Óceánrajz

szerkesztés

Napjainkban a meleg trópusi víz a sarkoknál hidegebb és sósabb lesz, aminek köszönhetően lesüllyed. Ez ma az észak-atlanti vidéken és az Antarktisznál történik meg. A paleocén idején a Jeges-tenger és az észak-atlanti vizek közt nem volt olyan összeköttetés, mint ma, így a mélyvízi áramlások még nem jöhettek létre.[39] A Csendes-óceán északi részén azonban volt ilyen, kb. 3 kilométer mélységben, de annyi bizonyos, hogy az óceánok átlaghőmérséklete ekkoriban túl magas lehetett ahhoz, hogy kizárólag a hőmérsékleti különbségek vezéraljék az áramlásokat. Valószínű, hogy az üvegházhatású klíma befolyásolta csapadékos időjárás volt erre hatással: a déli félteke nedvesebb lehetett, mint az északi, vagy éppen kevesebb volt itt a párolgás. Bármelyik eshetőség is volt a valós, az biztos, hogy az északi félteke vizeinek sósabbaknak kellett lennie, és a sűrűségkülönbség váltotta ki az áramlást.[40][41]

Gyakorlatilag semmit nem tudunk arról, hogy az óceáni áramlatok milyen hatással voltak a klímára. Az eocénban jött létre a Golf-áramlat elődje, aminek következtében az északi félteke látványosan elkezdett melegedni, a déli pedig lehűlni, a mély vizek melegedése mellett. Ehhez elképzelhető, hogy a szükséges áramlatok a trópusokon alakultak ki és tartottak a sarkok felé.[10][42] Mivel az Antarktisz ekkor még nem vált le, így nem alakult ki körülötte az az áramlat, amely csapdába ejti a hideg vizet, előidézve a kontinens jelentős lehűlését.[43] Ugyanakkor mivel semmit nem állíthatunk e tárgykörben bizonyosan, ezért elképzelhető, hogy az áramlatok csak következményei, és nem okai voltak a klímának.

Klíma

szerkesztés

A paleocén klímája, hasonlóan a kréta koréhoz, trópusi és szubtrópusi volt,[44][45] a sarkokon mérsékelt égövi és jégmentes.[46] A bolygó átlaghőmérséklete 24-25 Celsius körüli volt.[47] Összehasonlításképp: 1951 és 1980 között ez az érték 14 Celsius volt.[48]

A mély vizek hőmérséklete 8-12 Celsius volt, szemben a mai 0-3 közöttivel.[49] A sarkok közelében a felszíni vízhőmérséklet hasonló lehetett, a térítők körül 23 fokos, az Egyenlítőnél 28 fokos. Általánosságban elmondható, hogy a felszíni meleg vizek hőntartó réteget képeztek az alattuk lévő hidegebb víz felett – a paleocénban ez a réteg vastagabbá vált, és visszahúzódott az egyenlítő felé.[50]

A korai paleocénban a légköri szén-dioxid szintje önmagában nem volt elegendő a globális üvegházhatáshoz, ehhez különféle aeroszolok, a felhőtakaró, és a biológiai folyamatok is hozzájárultak.[51]

A kréta-tercier kihalási eseményhez kapcsolódó hirtelen klímaváltozás minden valószínűség szerint hamar megszűnt és visszaállt a korábbi állapot.[52] A fagyos hőmérséklet legfeljebb három évig tarthatott ki,[53] és pár évtizeden belül újra a normális lett.[54] A savas esőket okozó kénes aeroszolok 10 év után távoztak a légkörből,[55] a por, amely akadályozta a fotoszintézist és eltakarta a Napot, pedig legfeljebb egy évig tartott ki.[56] Esetleg még erdőtüzek törhettek ki, amik pár évig szennyezték a légkört.[57] Az ezt követő félmillió évben a szénizotóp gradiens (a 13C/12C szénizotópok aránya a felszíni és a mélytengerekben, a szén körforgásának az indikátora) gyakorlatilag leállt,[58] ami csökkent fitoplankton-aktivitást eredményezett, ez közvetetten csökkentette a felhőképződést, ez pedig közel 6 fokos felmelegedést eredményezett.[59]

A dániai korszak elején, 65,2 millió évvel ezelőtt, kb. 100 ezer év alatt egyre több szén szabadult fel. A kréta kor maastrichti időszakában ezt a szént lekötötték a mélytengerek, azonban a melegedéssel párhuzamosan ez felszabadult, ugyanis a melegebb víz kevesebb szenet tud lekötni.[60] 62,2 millió évvel ezelőtt, a dániai korszak végén az óceánok elsavasodása is megindult, nagyjából a fokozódó vulkanikus tevékenységgel egyidőben a tengerfenéken. A dániai korszak egy 1,6-2,8 fokos hirtelen melegedéssel ért véget.[61]

60,5 millió évvel ezelőtt, a dániai és a selandi korszak határán a partvidéki vizeket is elérő anoxia nyomait találták meg (oxigénhiányos víz). Ezzel együtt a tengerek szintje is csökkent, amire a magyarázat (sarkvidéki jégsapkák hiányában) a hőmérséklet növekedésével erősödő párolgás.[62]

59 millió éve, a thaneti korszak kezdete előtt kb. 50 ezer évvel, nagy mennyiségben kerülhetett a légkörbe metán-hidrát.[63] 300 ezer évvel később ez az esemény megismétlődött. A hatalmas mennyiségű üvegházhatású gáz 2-3 fokos hirtelen felmelegedést hozott magával, ami kevésbé stabil környezetet hozott létre, s aminek köszönhetően a füves területek előretörtek az erdők rovására.

Flóra

szerkesztés
 
Patagónia őserdei művészi ábrázoláson

A meleg, nedves klíma kedvezett a trópusi, szubtrópusi növények egész világon történő elterjedésének, főként toboztermő és lombkoronás fáknak. A mai Patagónia területén trópusi esőerdők, mangrovemocsarak, szavannák, és szklerofil erdők nőttek. A kolumbiai fosszíliák és az amerikai középnyugaton találtak tanúsága szerint ezeken a területeken a maihoz igen hasonló növényfajok éltek már akkor is.[64]

A nagy növényevő dinoszauruszok kihalásával az erdők sokkal sűrűbben nőhettek. Nagy nyílt területek meglétére kevés bizonyítékunk van. A zsúfoltság miatt számos növényfaj új túlélési technikákat dolgozott ki, ilyenek voltak a nagy, vaskos támasztógyökerek a föld felszíne felett, melyek a tápanyagokhoz való jobb hozzájutást és más növények kiszorítását voltak hivatottak biztosítani.[65] Több faj magasabbra is nőtt, hogy jobban elérje a napfényt, több magot hoztak, amelyek ha nem is termékenyültek meg, de tápanyaggal látták el az erdő sötét alját, vagy éppen epifiton módon más növényekre települve éltek. A csökkenő oxigénszint miatt kevesebb erdőtűz volt a zsúfoltság ellenére is, habár azok intenzívebbek lehettek.[66]

A paleocén korra a növényvilág jelentős ritkulással fordult rá: a fajok 33-60 százaléka eltűnt[67]. Bizonyos fajok uralmának változására is hatással volt: a kréta korban domináns araukáriafélék helyét a kőtiszafafélék vették át, a valaha oly ritka, mára kihalt Cheirolepidiaceae toboztermők pedig szinte egyeduralkodók voltak Patagóniában.[68] A kréta-tercier kihalási esemény előtt is zajlott már egyes fajok ritkulása, de ezt követően, legkésőbb a paleocén közepéig, a túlélők helyét átvették az új, sikeresebb fajok[69].

A kréta-tercier kihalási eseményt követően a közetekből kimutatható a harasztok rendkívüli elszaporodása[70][71]. Megfigyelt jelenség, hogy erdőtüzek után is a harasztok azok, amelyek a legkönnyebben települtek vissza, így valószínű, hogy a meteoritbecsapódás keltette globális tüzek után is ez volt a helyzet. A paleocén kor aljnövényzetét valódi korpafüvek, zsurlók, és virágos bokrok alkották.

A paleocén kor erdei fajszegények voltak, gyakorlatilag egyes területeket ugyanazok a fajok népesítettek be teljes egészében. Ez a klíma, a magasabb szélességi körök és a magasabb tengerszint feletti magasság függvényében változott.[72] Ez a fajszegénység, és a szintén kevés specializálódott rovar jelenléte arra utal, hogy a kihalás után még több millió évig nem regenerálódott teljesen az élővilág.

A virágos növények tovább fejlődtek, nekik kifejezetten jól jött, hogy megürült több ökológiai fülke, amit betölthettek, és a csapadékosabb időjárás is nekik kedvezett.[73] Idővel megjelentek azok a rovarok, amelyek segítették a beporzásukat,[74] a növények emellett elkezdték kihasználni a madarak és emlősök segítségét magvaik terjesztése során. A zárvatermők a nyitvatermőkhöz és a páfrányokhoz képest nagyobb veszteségeket szenvedtek el a kihalási esemény alatt, közöttük is azok jobban, amelyek állatok segítségét veszik igénybe a beporzáshoz, illetve az örökzöld növények is jobban megsínylették, mint a lombhullatók, amelyek a rosszabb környezeti feltételekhez is képesek alkalmazkodni.[75]

A paleocén végén történt nagy hőmérséklet-emelkedés következtében is megritkult a flóra, mert maga az ökoszisztéma is érzékenyebb volt a változásokra.

Ebben az időszakban a sarkvidékeken is erdők nőttek. Az Egyenlítő közelében élő társaikkal ellentétben nekik a legnagyobb problémát a hőmérsékletingadozás, illetve a hosszú hónapokig tartó világos és sötét nappalokhoz való alkalmazkodás jelentette.[76] A lágy szárú növények korábbi uralma megfordult, és most már a fás szárú zárvatermők voltak a legnagyobb csoport.[77] Legtöbbjük lombhullató volt, így alkalmazkodva az időjárási körülményekhez. Míg az Északi-sarkkörön túl a trópusi erdők specializálódott fajat jelentek meg, az Antarktisz elszigeteltsége okán más növényfajoknak adott otthont. Valószínűleg a patagóniai növényzet is az Antarktiszról származik.[78] A klíma hűvösebb volt, de nem volt jellemző az állandó fagy, a partok körül legalábbis biztos nem. Kelet-Antarktisz meleg és nedves volt, és itt kedvezőbb volt az örökzöld növények számára a terep, mert a lombhullatókkal ellentétben nem került plusz energiájukba minden évben újjánöveszteni a lombjukat. A kontinens belső részeiben viszont már a lombhullató fajok voltak többségben.

Fauna

szerkesztés

A kréta-tercier kihalási esemény során minden szárazföldi állat, ami nehezebb volt 25 kilogrammnál, kihalt, így a paleocén korban rengeteg ökológiai fülke várt betöltésre.

Emlősök

szerkesztés

Az emlősök, amelyek legelőször a triász idején jelentek meg, és a mezozoikum idején kisméretű éjszakai állatok voltak – igaz, a középső jurától kezdve megjelentek földalatti, fán lakó és vízi fajaik is.[79] A legnagyobb mezozoikumi emlős, a Repenomamus robustus 1 méteres magasságot és 12-14 kilogrammos testsúlyt ért el.[80]

A paleocén emlősei viszonylag kicsik maradtak az egész időszakban, igaz, a csontjaik nem nagyon őrződtek meg, így hát leginkább csak a fennmaradt fogaik alapján ismerjük őket. A Multituberculata, egy mára kihalt, rágcsálószerű emlőscsoport, amely nem áll közelebbi rokonságban egyik mai emlőscsoporttal sem, volt a dinoszauruszok idején a legsikeresebb, és ez a paleocénban is igaz volt. Fogazatuk egyre változatosabb lett, ahogy az étrendjük is. Mindazonáltal az eocén koban hanyatlásnak indultak, majd ki is haltak, a rágcsálók színrelépése miatt.[81]

Mindennek ellenére az emlősfajok változatosak voltak a paleocénban is.[82][83] A modern emlősök vagy elevenszülők (ezen belül is erszényesek vagy méhlepényesek), illetve tojásrakók. Mindhárom csoport a kréta korban jött létre. A paleocén erszényesei a Peradectes, tojásrakói pedig a Monotrematum nem egyedei voltak. Ebben a korban jelent meg az Afrotheria (Afrikában élő állatok rendje), a vendégízületesek, az első rágcsálók, a főemlősök előfutárainak tekinthető Plesiadapiformes, az első ragadozók, tobzoskák, a páratlanujjú patások előfutárai, és az Eulipotyphla.[84] Az elevenszülő emlősök mérete hamar elkezdett nőni, és megjelentek köztük a gyümölcsevő és mindenevő fajok, valamint a nagy növényevők, mint a Taeniodonta, a Tillodonta, a Pantodonta, a Polydolopimorphia, és a Dinocerata.[85][86] A nagyméretű ragadozók egyik csoportja a farkasszerű Mesonychia volt, illetve fajai: az Ankalagon[87] és a Sinonyx.[88]

Változatosságuk ellenére a paleocén kor emlőseinek törzsfejlődése jobbára ismeretlen, és a ma élők közül is csak a főemlősök, a ragadozók és a rágcsálók rendeznek paleocén kori ősökkel. A fajokban leggazdagabb rend az őspatásoké volt, amely azonban leginkább egy gyűjtőfogalom mindazon patás emlősök részére, amiket sehová se sikerült beilleszteni.

Madarak

szerkesztés

A modern madarak hamar fejlődésnek indultak a paleocénban. Számos fajuk alakult ki, és a mai élő madarak mindegyikének, kivéve a tyúk- és lúdalakúakat valamint a futómadárféléket, már léteztek ekkor az ősei. Rendkívül gyorsan alakultak ki új fajaik,[89] többek között a gyümölcstermő fák és az azokon élő rovarok miatt. Már négymillió évvel a paleocén kezdete után rendkívüli fajgazdagságnak örvendhettek. Mindennek ellenére ebből a korból elég kevés fosszilis lelet áll rendelkezésünkre, és azok is leginkább vízimadarak, mint a Waimanu őspingvin. A legkorábbi fán fészkelő madárféle, a Tsidiiyazhi, 62 millió éve jelent meg.[90] Korai baglyok maradványait is megtalálták, mint a Berruornis,[91] vagy az Ogygoptynx[92].

A kréta-tercier kihalási esemény során szinte az összes ősmadár kipusztult, egyedül a Qinornis túlélésére van fosszilis bizonyítékunk.[93] A mezozoikumban egyetlen madár szárnyfesztávolsága sem volt nagyobb mint 2 méter, és nem voltak 5 kilogrammnál nehezebbek, szemben a levegőt ekkoriban uraló Pterosaurusokkal. A paleocénban viszont méretük növekedésnek indult, különösen a gödényalakúak és az álfogú madarak.[94] Európa szigetcsoportokra tagolt területén a növényevő Gastornis volt a legnagyobb madárféle, a maga 2 méteres magasságával.[95] Dél-Amerikában hasonló nagytermetű, de ragadozó madarak, az úgynevezett gyilokmadarak első képviselői ekkor fejlődtek ki.[96]

Hüllők

szerkesztés

Az általános vélekedés szerint a dinoszauruszok mind egy szálig kipusztultak a kréta kor végén. Egyes leleteik a paleocén korból is előkerültek, azonban ezek feltehetőleg korábbi rétegekből mosódhattak át az újabbakba.[97][98][99] A dinoszauruszokon kívül a gyíkok és a kígyók 83%-a is kihalt, és a pikkelyes hüllők a paleocén végéig nem is nyerték vissza korábbi fajgazdagságukat.[100] A korszak végéről származik a valaha élt legnagyobb kígyóféle, a Titanoboa fosszíliája.[101]

Az édesvízi krokodilok és a Choristodera fajok túlélték a kataklizmát. valószínűleg azért, mert az édesvízi faunákat nem érintette akkora erővel.[102] Jellegzetes képviselőjük volt a 4 méteres Borealosuchus[103] illetve a Champsosaurus.[104]

A teknősök a kréta végi lehűlés miatt megfogyatkoztak, a paleocénban viszont újra fajgazdagok lettek.[105] A kihalás nem érintette őket súlyosan.[106] Jellegzetes képviselőjük a kétméteres páncélú szárazföldi Carbonemys volt.[107]

Kétéltűek

szerkesztés

Őket nem érintette látványosan a nagy kihalás[108]. A békafélék fejlődtek a paleocénban, az Albanerpetontidae család viszont kihalt, utolsó képviselőjük az Albanerpeton volt.[109]

Halak

szerkesztés

Mindössze a halak 12 százaléka halt ki, és a nagy ragadozók eltűnése után virágzásnak is indultak,[110] főként a sugarasúszójú halak. Közülük is a Percomorpha fajok voltak a legváltozatosabbak: a legkülönfélébb fajaik jöttek létre: a korai makrélafélék, barrakudák, tüskésmakréla-félék, kardhalak, laposhalak, és tengeri csikók. A cápák ezzel szemben nem tudták kihasználni a kínálkozó lehetőségeket.[111][112] A heringcápa-alakúak visszaszorultak, helyettük a kékcápaalakúak lettek a sikeresebbek.[113] Ekkor élt az Otodus, az óriás ragadozó cápák őse.[114]

Rovarok és pókok

szerkesztés

Nekik nem sikerült mindenhol ugyanúgy regenerálódniuk. A patagóniai dzsungelben viszonylag rövid idő alatt helyreállt a fajgazdagságuk, de azokon a helyeken, ahol különféle növényekkel vagy állatokkal való szimbiózisra specializálódtak, ez hosszabb ideig eltartott.[74][115] A középső és késő paleocénban a bogarak és a csótányok voltak leginkább elterjedtek, valamivel ritkább volt a lepkefélék, legyek, egyenesszárnyúak és hártyásszárnyúak elterjedése. A fosszíliák között a legritkább a szitakötők, tegzesek, kérészek, sáskák, recésszárnyú fátyolkák, és termeszek voltak.[116]

Wyoming államban nagyméretű borostyánokat fedeztek fel, és ezek egyikében egy ősi tripszfajt is találtak.[117]

Vízi gerinctelenek

szerkesztés

A planktonpopulációt rettenetesen megtizedelte a kihalási esemény, gyakorlatilag 90 százalékuk kihalt, és ez közvetlen oka volt a tápláléklánc összeomlásának is.[118] Így haltak ki az ammoniteszek és a velük táplálkozó ragadozók is. Nem áll sok lelet a rendelkezésünkre ebből a korból, a sejtések szerint azért sem, mert talajlakó életmódot folytattak a jellegzetes fajok, mint a csigák és a kagylók.

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. ↑ ICS – Chart/Time Scale. www.stratigraphy.org . [2014. május 30-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. augusztus 28.)
  5. ↑ Schulte, P. (2010). „The Chicxulub Asteroid Impact and Mass Extinction at the Cretaceous-Paleogene Boundary”. Science 327 (5970), 1214–1218. o. DOI:10.1126/science.1177265. PMID 20203042. (Hozzáférés: 2019. augusztus 28.) 
  6. ↑ (2014) „Rapid short-term cooling following the Chicxulub impact at the Cretaceous-Paleogene boundary”. Proceedings of the National Academy of Sciences 111 (21), 7537–7541. o. DOI:10.1073/pnas.1319253111. PMID 24821785. PMC 4040585. 
  7. ↑ (1994) „Extinctions in the fossil record (and discussion)”. Philosophical Transactions of the Royal Society of London B 344 (1307), 11–17. o. DOI:10.1098/rstb.1994.0045. 
  8. ↑ (2019) „The eruptive tempo of Deccan volcanism in relation to the Cretaceous-Paleogene boundary”. Science 363 (6429), 866–870. o. DOI:10.1126/science.aav1446. PMID 30792301. 
  9. ↑ (2019) „Response of larger benthic foraminifera to the Paleocene–Eocene thermal maximum and the position of the Paleocene/Eocene boundary in the Tethyan shallow benthic zones: Evidence from south Tibet”. GSA Bulletin 131 (1–2), 84–98. o. DOI:10.1130/B31813.1. 
  10. ↑ a b Terminal Paleocene Mass Extinction in the Deep Sea: Association with Global Warming, Effects of Past Global Change on Life: Studies in Geophysics. National Academy of Sciences (1995) 
  11. ↑ (2017) „A probabilistic assessment of the rapidity of PETM onset”. Nature Communications 8 (353), 353. o. DOI:10.1038/s41467-017-00292-2. PMID 28842564. PMC 5572461. 
  12. ↑ (2012) „Global decline in ocean ventilation, oxygenation, and productivity during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum: Implications for the benthic extinction”. Geology 40 (3), 263–266. o. DOI:10.1130/G32529.1. 
  13. ↑ (2003) „Atmospheric composition, radiative forcing, and climate change as a consequence of a massive methane release from gas hydrates”. Paleoceanography 18 (1), n/a. o. [2011. október 20-i dátummal az eredetiből archiválva]. DOI:10.1029/2002PA000757. (Hozzáférés: 2021. november 3.) 
  14. ↑ Sixteen mines in the Powder River Basin produce 43% of U.S. coal. U.S. Energy Information Administration, 2019. augusztus 16. [2019. november 7-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. november 7.)
  15. ↑ (2007) „The Palynology of the Cerrejón Formation (Upper Paleocene) of Northern Colombia”. Palynology 31, 159–183. o. DOI:10.1080/01916122.2007.9989641. 
  16. ↑ Bain, J. S. (1993). „Historical overview of exploration of Tertiary plays in the UK North Sea”. Petroleum Geology Conference 4, 5–13. o. DOI:10.1144/0040005. 
  17. ↑ (2017) „Geochemistry and depositional environments of Paleocene–Eocene phosphorites: Metlaoui Group, Tunisia”. Journal of African Earth Sciences 134, 704–736. o. DOI:10.1016/j.jafrearsci.2017.07.021. (Hozzáférés: 2019. november 7.) 
  18. ↑ Connolly Basin. Earth Impact Database. [2019. április 12-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. november 3.)
  19. ↑ Marquez. Earth Impact Database. [2019. április 12-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. november 3.)
  20. ↑ Jebel Waqf as Suwwan. Earth Impact Database. [2019. június 8-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. november 3.)
  21. ↑ (2005. november 4.) „3D seismic reflection mapping of the Silverpit multi-ringed crater, North Sea”. Geological Society of America Bulletin 117 (3), 354–368. o. DOI:10.1130/B25591.1. 
  22. ↑ (2018) „Discovery of a meteoritic ejecta layer containing unmelted impactor fragments at the base of Paleocene lavas, Isle of Skye, Scotland”. Geology 46 (2), 171–174. o. DOI:10.1130/G39452.1. 
  23. ↑ (2021. június 1.) „The Boltysh impact structure: An early Danian impact event during recovery from the K-Pg mass extinction” (angol nyelven). Science Advances 7 (25), eabe6530. o. DOI:10.1126/sciadv.abe6530. ISSN 2375-2548. PMID 34144979. PMC 8213223. 
  24. ↑ Eagle Butte. Earth Impact Database. [2019. május 12-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. november 3.)
  25. ↑ Chatterjee, S.. Multiple Impacts at the KT Boundary and the Death of the Dinosaurs, Comparative planetology, geological education, history of geosciences. 30th International Geological Congress, 31–54. o. (1997. augusztus 1.). ISBN 978-90-6764-254-5 
  26. ↑ Brikiatis, L. (2014). „The De Geer, Thulean and Beringia routes: key concepts for understanding early Cenozoic biogeography”. Journal of Biogeography 41 (6), 1036–1054. o. DOI:10.1111/jbi.12310. 
  27. ↑ Graham, A. (2018). „The role of land bridges, ancient environments, and migrations in the assembly of the North American flora”. Journal of Systematics and Evolution 56 (5), 405–429. o. DOI:10.1111/jse.12302. 
  28. ↑ (2004) „The Laramide Orogeny: What Were the Driving Forces?”. International Geology Review 46 (9), 833–838. o. DOI:10.2747/0020-6814.46.9.833. 
  29. ↑ (2013) „Early Cretaceous to Paleocene Paleogeography of the Western Interior Seaway: The Interaction of Eustasy and Tectonism”. Wyoming Geological Association 68th Annual Field Conference. doi:10.13140/RG.2.1.4439.8801. 
  30. ↑ Rousse, S. (2007). „The British Tertiary Volcanics: Origin, History and New Paleogeographic Constraints for the North Atlantic”. Geophysical Research Abstracts 9. 
  31. ↑ (1989) „Magmatism at rift zones: The generation of volcanic continental margins and flood basalts”. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 94 (B6), 7685–7729. o. DOI:10.1029/JB094iB06p07685. (Hozzáférés: 2019. szeptember 24.) 
  32. ↑ (2002) „The evolution of the North Atlantic Igneous Province and the opening of the NE Atlantic rift”. Geological Society of London 197 (1), 1–13. o. DOI:10.1144/GSL.SP.2002.197.01.01. 
  33. ↑ (2006) „Regional uplift, gas hydrate dissociation and the origins of the Paleocene–Eocene Thermal Maximum”. Earth and Planetary Science Letters 245 (1), 65–80. o. DOI:10.1016/j.epsl.2006.01.069. 
  34. ↑ (2010. július 1.) „Late Cretaceous arc development on the SW margin of the Caribbean Plate: Insights from the Golfito, Costa Rica, and Azuero, Panama, complexes”. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 11 (7), n/a. o. DOI:10.1029/2009GC002901. (Hozzáférés: 2019. október 24.) 
  35. ↑ (2011) „The Pelona-Pico Duarte basalts Formation, Central Hispaniola: an on-land section of Late Cretaceous volcanism related to the Caribbean large igneous province”. Geologica Acta 9 (3–4), 307–328. o. DOI:10.1344/105.000001716. 
  36. ↑ (2016) „Formation of the Isthmus of Panama”. Science Advances 2 (8), e1600883. o. DOI:10.1126/sciadv.1600883. PMID 27540590. PMC 4988774. 
  37. ↑ Hooker, J. J.. Tertiary to Present: Paleocene, Encyclopedia of Geology. Elsevier Limited, 459–465. o. (2005). ISBN 978-0-12-636380-7 
  38. ↑ Frederiksen, N. O. (1994). „Middle and Late Paleocene Angiosperm Pollen from Pakistan”. Palynology 18, 91–137. o. DOI:10.1080/01916122.1994.9989442. 
  39. ↑ (2018) „Ocean and climate response to North Atlantic seaway changes at the onset of long-term Eocene cooling”. Earth and Planetary Science Letters 498, 185–195. o. DOI:10.1016/j.epsl.2018.06.031. 
  40. ↑ Thomas, D. J. (2004). „Evidence for deep-water production in the North Pacific Ocean during the early Cenozoic warm interval”. Nature 430 (6995), 65–68. o. DOI:10.1038/nature02639. PMID 15229597. 
  41. ↑ (2006) „Abrupt reversal in ocean overturning during the Palaeocene/Eocene warm period”. Nature 439 (7072), 60–63. o. DOI:10.1038/nature04386. PMID 16397495. 
  42. ↑ (1982) „Late Cretaceous–Paleogene paleogeography and paleocirculation: Evidence of north polar upwelling”. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 40 (1–3), 135–165. o. DOI:10.1016/0031-0182(82)90087-6. 
  43. ↑ (2009) „A physical record of the Antarctic Circumpolar Current: late Miocene to recent slowing of abyssal circulation”. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 275 (1–4), 28–36. o. [2015. október 29-i dátummal az eredetiből archiválva]. DOI:10.1016/j.palaeo.2009.01.011. (Hozzáférés: 2021. november 3.) 
  44. ↑ Akhmetiev, M. A. (2007). „Paleocene and Eocene floras of Russia and adjacent regions: Climatic conditions of their development”. Paleontological Journal 41 (11), 1032–1039. o. DOI:10.1134/S0031030107110020. 
  45. ↑ (2009) „Paleogene floral assemblages around epicontinental seas and straits in Northern Central Eurasia: proxies for climatic and paleogeographic evolution”. Geologica Acta 7 (1), 297–309. o. DOI:10.1344/105.000000278. 
  46. ↑ (2011) „Paleoecology and paleoenvironments of Podocarp trees in the Ameghino Petrified forest (Golfo San Jorge Basin, Patagonia, Argentina): Constraints for Early Paleogene paleoclimate”. Geologica Acta 9 (1), 13–28. o. DOI:10.1344/105.000001647. 
  47. ↑ (2013) „Climate sensitivity, sea level and atmospheric carbon dioxide”. Philosophical Transactions of the Royal Society A 371 (2001), 20120294. o. DOI:10.1098/rsta.2012.0294. PMID 24043864. PMC 3785813. 
  48. ↑ World of Change: Global Temperatures. NASA Earth Observatory, 2010. december 9. [2019. szeptember 3-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. szeptember 10.)
  49. ↑ Bergman, J.: Temperature of Ocean Water. Windows to the Universe, 2011. február 16. [2019. szeptember 25-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2019. október 4.)
  50. ↑ (2003) „Ecological development of acarininids (planktonic foraminifera) and hydrographic evolution of Paleocene surface waters”. Geological Society of America, 223–238. o. DOI:10.1130/0-8137-2369-8.223. 
  51. ↑ (2018) „Multiple Proxy Estimates of Atmospheric CO2 From an Early Paleocene Rainforest”. Paleoceanography and Paleoclimatology 33 (12), 1,427–1,438. o. DOI:10.1029/2018PA003356. (Hozzáférés: 2019. november 7.) 
  52. ↑ Mass extinction, Data from: Nature and timing of biotic recovery in Antarctic benthic marine ecosystems following the Cretaceous–Palaeogene mass extinction. Dryad Digital Repository. DOI: 10.5061/dryad.v1265j8 (2019) 
  53. ↑ (2016) „Baby, it's cold outside: Climate model simulations of the effects of the asteroid impact at the end of the Cretaceous”. Geophysical Research Letters 44 (1), 419–427. o. DOI:10.1002/2016GL072241. 
  54. ↑ (2014. május 12.) „Rapid short-term cooling following the Chicxulub impact at the Cretaceous-Paleogene boundary”. Proceedings of the National Academy of Sciences 111 (21), 7537–7541. o. DOI:10.1073/pnas.1319253111. PMID 24821785. PMC 4040585. 
  55. ↑ (2014) „Production of sulphate-rich vapour during the Chicxulub impact and implications for ocean acidification”. Nature Geoscience 7 (4), 279–282. o. DOI:10.1038/ngeo2095. 
  56. ↑ (1998. szeptember 15.) „Meteorite impact and the mass extinction of species at the Cretaceous/Tertiary boundary”. Proceedings of the National Academy of Sciences 95 (19), 11028–11029. o. DOI:10.1073/pnas.95.19.11028. PMID 9736679. PMC 33889. 
  57. ↑ (2009) „Reigniting the Cretaceous-Palaeogene firestorm debate”. Geology 37 (12), 1147–1148. o. DOI:10.1130/focus122009.1.. 
  58. ↑ (1989) „Geochemical evidence for suppression of pelagic marine productivity at the Cretaceous/Tertiary boundary”. Nature 337 (6202), 61–64. o. DOI:10.1038/337061a0. (Hozzáférés: 2019. november 19.) 
  59. ↑ (1988) „Mass extinctions, atmospheric sulphur and climatic warming at the K/T boundary”. Nature 332 (6159), 63–65. o. DOI:10.1038/332063a0. 
  60. ↑ (2007) „Transient ocean warming and shifts in carbon reservoirs during the early Danian”. Earth and Planetary Science Letters 265 (3), 600–615. o. DOI:10.1016/j.epsl.2007.10.040. 
  61. ↑ (2015) „The Impact of the Latest Danian Event on Planktic Foraminiferal Faunas at ODP Site 1210 (Shatsky Rise, Pacific Ocean)”. PLOS ONE 10 (11), e0141644. o. DOI:10.1371/journal.pone.0141644. PMID 26606656. PMC 4659543. 
  62. ↑ Speijer, R. P.. Danian-Selandian sea-level change and biotic excursion on the southern Tethyan margin (Egypt), Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geological Society of America, 275–290. o.. DOI: 10.1130/0-8137-2369-8.275 (2003). ISBN 978-0-8137-2369-3 [halott link]
  63. ↑ (2008) „The mid-Paleocene biotic event at the Zumaia section (western Pyrenees); evidence of an abrupt environmental disruption”. Geophysical Research Abstracts 10. 
  64. ↑ (2015) „Paleoochna tiffneyi gen. et sp. nov. (Ochnaceae) from the Late Paleocene Almont/Beicegel Creek Flora, North Dakota, USA”. International Journal of Plant Sciences 176 (9), 892–900. o. DOI:10.1086/683275. 
  65. ↑ Graham, A.. Late Cretaceous and Cenozoic History of North American Vegetation. Oxford University Press, 162–169. o. (1999). ISBN 978-0-19-511342-6 
  66. ↑ (2015) „Early Paleogene wildfires in peat-forming environments at Schöningen, Germany”. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 437, 43–62. o. DOI:10.1016/j.palaeo.2015.07.016. 
  67. ↑ (1986) „Extinction and survival of plant life following the Cretaceous/Tertiary boundary event, Western Interior, North America”. Geology 14 (8), 667–670. o. DOI:<667:EASOPL>2.0.CO;2 10.1130/0091-7613(1986)14<667:EASOPL>2.0.CO;2. 
  68. ↑ (2014) „The global vegetation pattern across the Cretaceous–Paleogene mass extinction interval: A template for other extinction events”. Global and Planetary Change 122, 24–49. o. DOI:10.1016/j.gloplacha.2014.07.014. 
  69. ↑ (2004) „Land plant extinction at the end of the Cretaceous: A quantitative analysis of the North Dakota megafloral record”. Paleobiology 30 (3), 347–368. o. DOI:<0347:LPEATE>2.0.CO;2 10.1666/0094-8373(2004)030<0347:LPEATE>2.0.CO;2. 
  70. ↑ (2001) „Indication of global deforestation at the Cretaceous-Tertiary boundary by New Zealand fern spike”. Science 294 (5547), 1700–1702. o. DOI:10.1126/science.1064706. PMID 11721051. 
  71. ↑ (1996) „Cretaceous-Tertiary (Chicxulub) impact angle and its consequences”. Geology 24 (11), 963–967. o. DOI:<0963:CTCIAA>2.3.CO;2 10.1130/0091-7613(1996)024<0963:CTCIAA>2.3.CO;2. 
  72. ↑ (2002) „A Tropical Rainforest in Colorado 1.4 Million Years After the Cretaceous–Tertiary Boundary”. Science 296 (5577), 2379–2383. o. DOI:10.1126/science.1072102. PMID 12089439. 
  73. ↑ (2016) „The rise of angiosperm-dominated herbaceous floras: Insights from Ranunculaceae”. Scientific Reports 6, e27259. o. DOI:10.1038/srep27259. PMID 27251635. PMC 4890112. 
  74. ↑ a b (1999) „Response of Plant–Insect Associations to Paleocene–Eocene Warming”. Science 284 (5423), 2153–2156. o. DOI:10.1126/science.284.5423.2153. PMID 10381875. 
  75. ↑ Frederiksen, N. O. (1998). „Upper Paleocene and Lowermost Eocene Angiosperm Pollen Biostratigraphy of the Eastern Gulf Coast and Virginia”. Micropaleontology 44 (1), 45–68. o. DOI:10.2307/1486084. JSTOR 1486084. 
  76. ↑ The Late Cretaceous and Cenozoic History of Vegetation and Climate at Northern and Southern High Latitudes: A Comparison, Effects of Past Global Change on Life. National Academy Press, 156–173. o. (1995) 
  77. ↑ (2009) „Structure, Biomass, and Productivity of a Late Paleocene Arctic Forest”. Proceedings of the Academy of Natural Sciences of Philadelphia 158 (1), 107–127. o. DOI:10.1635/053.158.0106. 
  78. ↑ (2013) „Paleocene flora from Seymour Island, Antarctica: Revision of Dusén's (1908) angiosperm taxa”. Alcheringa: An Australasian Journal of Palaeontology 37 (3), 366–391. o. DOI:10.1080/03115518.2013.764698. 
  79. ↑ (2015) „Evidence for a Mid-Jurassic Adaptive Radiation in Mammals”. Current Biology 25 (16), 2,137–2,142. o. DOI:10.1016/j.cub.2015.06.047. PMID 26190074. 
  80. ↑ (2005) „Large Mesozoic mammals fed on young dinosaurs”. Nature 433 (7022), 149–152. o. DOI:10.1038/nature03102. PMID 15650737. 
  81. ↑ (2012) „Adaptive radiation of multituberculate mammals before the extinction of dinosaurs”. Nature 483 (7390), 457–460. o. DOI:10.1038/nature10880. PMID 22419156. 
  82. ↑ Hunter, J. P. (1999). „The radiation of Paleocene mammals with the demise of the dinosaurs: Evidence from southwestern North Dakota”. Proceedings of the North Dakota Academy of Sciences 53. 
  83. ↑ (1999. március 1.) „The Fossil Record of North American Mammals: Evidence for a Paleocene Evolutionary Radiation”. Systematic Biology 48 (1), 107–118. o. [2017. augusztus 10-i dátummal az eredetiből archiválva]. DOI:10.1080/106351599260472. PMID 12078635. (Hozzáférés: 2021. november 3.) 
  84. ↑ (2017) „Resolving the relationships of Paleocene placental mammals”. Biological Reviews 92 (1), 521–550. o. DOI:10.1111/brv.12242. PMID 28075073. PMC 6849585. 
  85. ↑ (2016) „Therian mammals experience an ecomorphological radiation during the Late Cretaceous and selective extinction at the K–Pg boundary”. Proceedings of the Royal Society B 283 (1832), 20160256. o. DOI:10.1098/rspb.2016.0256. PMC 4920311. 
  86. ↑ Janis, C. M.. Evolution of Herbivory in Terrestrial Vertebrates: Perspectives from the Fossil Record. Cambridge University Press, 182. o. (2005). ISBN 978-0-521-02119-7 
  87. ↑ (1999) „A new specimen of Ankalagon (Mammalia, Mesonychia) and evidence of sexual dimorphism in mesonychians”. Journal of Vertebrate Paleontology 20 (2), 387–393. o. DOI:[0387:ANSOAM2.0.CO;2 10.1671/0272-4634(2000)020[0387:ANSOAM]2.0.CO;2]. 
  88. ↑ (1995) „Skull of a New Mesonychid (Mammalia, Mesonychia) from the Late Paleocene of China”. Journal of Vertebrate Paleontology 15 (2), 387–400. o. DOI:10.1080/02724634.1995.10011237. (Hozzáférés: 2019. augusztus 27.) 
  89. ↑ (2015) „The dynamics of incomplete lineage sorting across the ancient adaptive radiation of Neoavian birds”. PLOS Biology 13 (8), e1002224. o. DOI:10.1371/journal.pbio.1002224. PMID 26284513. PMC 4540587. 
  90. ↑ (2017) „Early Paleocene landbird supports rapid phylogenetic and morphological diversification of crown birds after the K–Pg mass extinction”. Proceedings of the National Academy of Sciences 114 (30), 8047–8052. o. DOI:10.1073/pnas.1700188114. PMID 28696285. PMC 5544281. 
  91. ↑ Mourer-Chauviré, C. (1994). „A Large Owl from the Paleocene of France”. Palaeontology 37 (2), 339–348. o. 
  92. ↑ (1981) „The Ogygoptyngidae, a new family of owls from the Paleocene of North America”. Alcheringa: An Australasian Journal of Palaeontology 5 (2), 95–102. o. DOI:10.1080/03115518108565424. 
  93. ↑ (2011) „Mass extinction of birds at the Cretaceous–Paleogene (K–Pg) boundary”. Proceedings of the National Academy of Sciences 108 (37), 15253–15257. o. DOI:10.1073/pnas.1110395108. PMID 21914849. PMC 3174646. 
  94. ↑ (2018) „Late Maastrichtian pterosaurs from North Africa and mass extinction of Pterosauria at the Cretaceous-Paleogene boundary”. PLOS Biology 16 (3), e2001663. o. DOI:10.1371/journal.pbio.2001663. PMID 29534059. PMC 5849296. 
  95. ↑ (2014) „Isotopic and anatomical evidence of an herbivorous diet in the Early Tertiary giant bird Gastornis. Implications for the structure of Paleocene terrestrial ecosystems”. Naturwissenschaften 101 (4), 313–322. o. DOI:10.1007/s00114-014-1158-2. PMID 24563098. 
  96. ↑ (2013. november 27.) „'Terror Birds' (Phorusrhacidae) from the Eocene of Europe Imply Trans-Tethys Dispersal”. PLOS ONE 8 (11), e80357. o. DOI:10.1371/journal.pone.0080357. PMID 24312212. PMC 3842325. 
  97. ↑ (1986) „Gradual dinosaur extinction and simultaneous ungulate radiation in the Hell Creek formation”. Science 232 (4750), 629–633. o. DOI:10.1126/science.232.4750.629. PMID 17781415. 
  98. ↑ (2001) „Compelling new evidence for Paleocene dinosaurs in the Ojo Alamo Sandstone, San Juan Basin, New Mexico and Colorado, USA”. Catastrophic Events and Mass Extinctions, Lunar and Planetary Contribution 1053, 45–46. o. 
  99. ↑ Sullivan, R. M. (2003). „No Paleocene dinosaurs in the San Juan Basin, New Mexico”. Geological Society of America Abstracts with Programs 35 (5), 15. o. [2011. április 8-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2021. november 3.) 
  100. ↑ (2012) „Mass extinction of lizards and snakes at the Cretaceous–Paleogene boundary”. Proceedings of the National Academy of Sciences 109 (52), 21396–21401. o. DOI:10.1073/pnas.1211526110. PMID 23236177. PMC 3535637. 
  101. ↑ (2013) „Cranial osteology, Body Size, Systematics, and Ecology of the giant Paleocene Snake Titanoboa cerrejonensis”. 73nd Annual Meeting of the Society of Vertebrate Paleontology, Los Angeles, California: 140–141, Society of Vertebrate Paleontology. 
  102. ↑ (1997) „The Cretaceous–Tertiary biotic transition”. Journal of the Geological Society 154 (2), 265–292. o. DOI:10.1144/gsjgs.154.2.0265. 
  103. ↑ Erickson, B. R. (2007). „Crocodile and Arthropod Tracks from the Late Paleocene Wannagan Creek Fauna of North Dakota, USA”. Ichnos 12 (4), 303–308. o. DOI:10.1080/1042094050031111. 
  104. ↑ (2013. március 1.) „New material of the choristodere Lazarussuchus (Diapsida, Choristodera) from the Paleocene of France” (angol nyelven). Journal of Vertebrate Paleontology 33 (2), 319–339. o. DOI:10.1080/02724634.2012.716274. ISSN 0272-4634. 
  105. ↑ Weems, R. E. (1988). „Paleocene turtles from the Aquia and Brightseat Formations, with a discussion of their bearing on sea turtle evolution and phylogeny”. Proceedings of the Biological Society of Washington 101 (1), 109–145. o. 
  106. ↑ Novacek, M. J. (1999). „100 Million Years of Land Vertebrate Evolution: The Cretaceous–Early Tertiary Transition”. Annals of the Missouri Botanical Garden 86 (2), 230–258. o. DOI:10.2307/2666178. JSTOR 2666178. 
  107. ↑ (2012) „New pelomedusoid turtles from the late Palaeocene Cerrejón Formation of Colombia and their implications for phylogeny and body size evolution”. Journal of Systematic Palaeontology 10 (2), 313. o. DOI:10.1080/14772019.2011.569031. 
  108. ↑ (1992) „Major extinctions of land-dwelling vertebrates at the Cretaceous–Tertiary boundary, Eastern Montana”. Geology 20 (6), 556–560. o. DOI:<0556:meoldv>2.3.co;2 10.1130/0091-7613(1992)020<0556:meoldv>2.3.co;2. 
  109. ↑ Gardner JD. Revised taxonomy of albanerpetontid amphibians. Acta Palaeontol Pol. 2000;45:55–70.
  110. ↑ (2013) „Evolutionary origin of the Scombridae (tunas and mackerels): members of a paleogene adaptive radiation with 14 other pelagic fish families”. PLOS ONE 8 (9), e73535. o. DOI:10.1371/journal.pone.0073535. PMID 24023883. PMC 3762723. 
  111. ↑ (2015) „New Age of Fishes initiated by the Cretaceous−Paleogene mass extinction”. Proceedings of the National Academy of Sciences 112 (28), 8537–8542. o. DOI:10.1073/pnas.1504985112. PMID 26124114. PMC 4507219. 
  112. ↑ (2013) „Neoselachians from the Danian (Early Paleocene) of Denmark”. Acta Palaeontologica Polonica 60 (2), 313–338. o. DOI:10.4202/app.2012.0123. 
  113. ↑ (2018) „Static Dental Disparity and Morphological Turnover in Sharks across the End-Cretaceous Mass Extinction”. Current Biology 28 (16), 2607–2615. o. DOI:10.1016/j.cub.2018.05.093. PMID 30078565. 
  114. ↑ (2014) „Occurrence of the megatoothed sharks (Lamniformes: Otodontidae) in Alabama, USA”. PeerJ 2, e625. o. DOI:10.7717/peerj.625. PMID 25332848. PMC 4201945. 
  115. ↑ (2008) „Sharply increased insect herbivory during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum”. Proceedings of the National Academy of Sciences 105 (6), 1960–1964. o. DOI:10.1073/pnas.0708646105. PMID 18268338. PMC 2538865. 
  116. ↑ (2018) „The Konservat-Lagerstätte Menat (Paleocene; France) – an overview and new insights”. Geologica Acta 16 (2), 189–213. o. DOI:10.1344/GeologicaActa2018.16.2.5. (Hozzáférés: 2019. november 6.) 
  117. ↑ (2000) „Amber from Upper Cretaceous through Paleocene strata of the Hanna Basin, Wyoming, with evidence for source and taphonomy of fossil resins”. Rocky Mountain Geology 35 (2), 163–204. o. DOI:10.2113/35.2.163. 
  118. ↑ (2009) „The impact of lithification on the diversity, size distribution, and recovery dynamics of marine invertebrate assemblages”. Geology 37 (2), 115–118. o. DOI:10.1130/G25286A.1. 


Fordítás

szerkesztés

Ez a szócikk részben vagy egészben a Paleocene 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.

A lap eredeti címe: „https://hu.wikipedia.org/w/index.php?title=Paleocén&oldid=26840216”