Känozoikum

Das Känozoikum (von altgriechisch καινόςkainos „neu, ungewöhnlich“ und ζῷονzoon „Tier“), auch als Erdneuzeit bezeichnet, ist das Erdzeitalter, welches innerhalb des Äons Phanerozoikum auf das Mesozoikum (Erdmittelalter) folgt und das bis heute andauert. Ein veralteter Name für Känozoikum ist Neozoikum. Der Beginn des Känozoikums wird vor etwa 66 Millionen Jahren angesetzt, nach dem Massenaussterben am Ende der Kreidezeit, bei dem unter anderem alle (Nicht-Vogel-)Dinosaurier ausstarben (Kreide-Paläogen-Grenze).

Das Känozoikum umfasst die geologische Entwicklung des heutigen Europa und der anderen Kontinente mit der Auffaltung der Alpen und des Himalayagebirges (alpidische Orogenese) bis zu ihrer heutigen Form und die Radiation und Entwicklung der heutigen Pflanzen- und Tierwelt, insbesondere der Säugetiere (Mammalia). Während das Klima vor allem im Eozän noch sehr warm war, begann vor rund 2,6 Millionen Jahren das jüngste Eiszeitalter mit der Vereisung der Arktis. Die Inlandvereisung der südpolaren Regionen setzte bereits vor 34 Millionen Jahren ein und markiert den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters.

Geschichte und Namensgebung

Das jüngste der Erdzeitalter wurde von John Phillips 1841 in seiner englischen Form als Cainozoic bzw. Kainozoic definiert^[1]. Er teilte das Zeitalter in drei Abschnitte, die Eocene Tertiaries, die Meiocene Tertiaries sowie die Pleiocene Tertiaries (von unten nach oben), was der historischen Dreiteilung des Tertiärs nach Charles Lyell entsprach. Neben dieser stratigraphischen Klassifikation schloss Phillips auch ausdrücklich die rezente Lebenswelt in seine Definition des Känozoikums mit ein, eine Auffassung, die bis heute gültig ist.

Gliederung des Känozoikums

Stellung des Känozoikums im Phanerozoikum:

• Äon: Phanerozoikum (541–0 mya)
  • Ära: Känozoikum (Erdneuzeit) (66–0 mya)
    • System: Quartär (2,588–0 mya)
    • System: Neogen (23,03–2,588 mya)
    • System: Paläogen (66–23,03 mya)
  • Ära: Mesozoikum (Erdmittelalter) (251,9–66 mya)
  • Ära: Paläozoikum (Erdaltertum) (541–251,9 mya)

Das Känozoikum wurde früher in zwei Systeme unterteilt: In das Tertiär (mit den Serien Paläozän, Eozän, Oligozän, Miozän und Pliozän) und in das Quartär (Pleistozän und Holozän). Seit 2004 gilt eine Einteilung in drei Systeme: das Paläogen (mit Paläozän, Eozän und Oligozän) ist der älteste Zeitabschnitt, darauf folgt das Neogen (mit Miozän, Pliozän). Die Serien-Einteilung des jüngsten Systems des Känozoikums, des Quartärs, blieb unverändert, jedoch wird seit Juni 2009 das Gelasium in das Pleistozän als dessen unterste Stufe gestellt^[2].

„Tertiär“

Schon im Jahre 1759 fielen dem italienischen Geologen Giovanni Arduino die wenig verfestigten Gesteinsformationen auf, die er als montes tertiarii (dritte Berge) den aus Kalk bestehenden montes secundarii (zweite Berge) und den aus Granit, Basalt oder Schiefer zusammengesetzten montes primitivi (ursprüngliche Berge) gegenüberstellte. Aus diesen Bezeichnungen ergibt sich bereits eine Reihung in der Entstehung und im Alter. Die Gebirge, die im „Tertiär“ entstanden, sind alpidisch. Die Bezeichnung „Tertiär“ wird jedoch seit 2004 in der Geologischen Zeitskala nicht mehr verwendet. Ebenso wurde der Begriff „Quartär“ aus der Geologischen Zeitskala gestrichen, jedoch nach heftigen Diskussionen durch die International Commission on Stratigraphy (ICS) im Jahr 2008 wieder eingeführt.

Geographie, Umwelt und klimatische Entwicklung

Am Beginn des Känozoikums existierte mit den verbundenen Landflächen von Australien, Antarktika und Südamerika noch ein relativ umfangreicher Rest des früheren Großkontinents Gondwana. Dessen endgültiger Zerfall setzte vor rund 45 Millionen Jahren ein, als sich Australien von Antarktika löste und Südamerika wenig später diesem Trend folgte. Durch die Öffnung der Tasmanischen Passage und der Drakestraße etablierte sich in der südlichen Hemisphäre ein System von Meeresströmungen, das der gegenwärtigen thermohalinen Zirkulation bereits stark ähnelte.

In der nördlichen Erdhälfte entstand in Zusammenhang mit der Bildung und Ausdehnung des Nordatlantiks die Nordatlantische Magmatische Großprovinz (englisch North Atlantic Igneous Province, abgekürzt NAIP). Die magmatischen beziehungsweise vulkanischen Prozesse begannen bereits im unteren Paläozän (etwa 64 bis 63 mya), reichten in stark abgeschwächter Form bis in das frühe Miozän und wiesen dazwischen mehrere erhöhte Aktivitätszyklen auf, wobei abwechselnd intrusive und effusive Phasen entlang der divergierenden Plattenränder auftraten.^[3] Die dabei aus dem Erdmantel aufsteigenden Flutbasalte besaßen eine Ausdehnung von ungefähr 1,3 bis 1,5 Millionen km² und bedeckten Teile von Grönland, Island, Norwegen, Irland und Schottland.^[4]

Das früheste Paläozän war nach dem Einschlag des Chicxulub-Asteroiden und dem damit verbundenen Massenaussterben von rasch wechselnden und sich nur allmählich stabilisierenden Klimazuständen geprägt, wobei die Regeneration der terrestrischen Biotope offenbar rascher verlief als die Erneuerung der Ozeane einschließlich der Tiefseebereiche, die wahrscheinlich mehr als eine Million Jahre beanspruchte.^[5] Neben den Vögeln profitierten vor allem die Säugetiere von den freigewordenen ökologischen Nischen. Sie verzeichneten im Zeitraum von 0,4 bis 1,0 Millionen Jahre nach der Umweltkrise an der Kreide-Paläogen-Grenze sowohl eine erste Zunahme der Biodiversität und damit die Bildung neuer Arten als auch im weiteren Verlauf des Paläozäns ein stetiges Größenwachstum vieler Gattungen unter den Bedingungen eines relativ stabilen Warmklimas.^[6] Für das frühe und mittlere Paläozän wird auf der Basis von Multiproxy-Auswertungen ein Temperaturwert angenommen, der mit einer CO₂-Konzentration um 600 ppm ungefähr jenem der späten Kreide (Maastrichtium) entspricht.^[7] Nach einer kurzzeitigen Abkühlungsperiode (≈ 59 mya)^[8] wurde das Klima wieder wärmer und mündete am Paläozän-Eozän-Übergang (55,8 mya) innerhalb weniger Jahrtausende in die extremste Hitzephase des Känozoikums, mit einem weltweiten Temperaturanstieg von 6 bis 8 °C,^[9] wobei neuere Analysen einen globalen Temperaturwert im Bereich von 27,2 bis 34,5 °C berechneten.^[10] Das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM) wurde durch den kurzfristigen Eintrag von mehreren tausend Gigatonnen Kohlenstoffdioxid beziehungsweise Methan in die Atmosphäre ausgelöst. Als Quelle dieser Emissionen kommen vulkanische Ausgasungen, instabil gewordene Methanhydrat-Lagerstätten auf den Kontinentalsockeln oder tauende Permafrostböden in Frage.^[11] Zwei Millionen Jahre später ereignete sich mit dem Eocene Thermal Maximum 2 (ETM-2, 53,6 mya) eine weitere starke Klimaerwärmung.^[12] Auch wenn der klimatische Ausnahmezustand der beiden Wärmeanomalien in erdgeschichtlichem Maßstab mit 170.000 bis 200.000 Jahren nur von kurzer Dauer war, hatte er nachhaltigen Einfluss auf Biodiversität und Paläoökologie des gesamten Planeten.^[13]

Das Ypresium, die unterste chronostratigraphische Stufe des Eozäns, verläuft zeitlich fast parallel zu dem sogenannten Eozänen Klimaoptimum, eine von subtropischen bis tropischen Klimata geprägte Epoche, die vor 49 bis 48 Millionen Jahren endete, ohne dass die Temperaturspitzen der darin eingebetteten Wärmeanomalien nochmals erreicht wurden.^[14] Ungefähr zur selben Zeit begann die Hauptphase der anfangs mit heftigem Flutbasalt-Vulkanismus einhergehende Kollision der Indischen Kontinentalplatte mit der Eurasischen Platte. Im Zuge der Auffaltung des Himalaya und anderer Gebirgsketten (Alpidische Orogenese) wurden Erosions- und Verwitterungsprozesse und die damit verbundene CO₂-Reduktion zu einem Klimafaktor, der den einsetzenden Abkühlungsprozess (auch forciert durch das Azolla-Ereignis im Arktischen Ozean) weiter verstärkte.^[15][16] Der langsame Übergang von warm- in kaltzeitliche Klimata (in der Fachliteratur häufig als „transition from greenhouse to icehouse climate“ bezeichnet)^[17] wurde vom Klimaoptimum des Mittleren Eozäns (40 mya) für etwa 400.000 Jahre unterbrochen, wobei die möglichen Auslöser und die Ursachen für den speziellen Temperaturverlauf dieser Erwärmungsphase noch weitgehend ungeklärt sind.^[18]

Ein scharfer klimatischer Einschnitt ereignete sich an der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,9 Millionen Jahren. Ein wesentlicher Faktor dieser Veränderung war die Entstehung der heute etwa 480 Seemeilen breiten Drakestraße, die den Atlantik mit dem Pazifischen Ozean verbindet. Bis in das spätere Eozän existierte zwischen Antarktika und Südamerika eine Landbrücke, ehe sich die Drakestraße unter fortschreitender Vertiefung allmählich zu öffnen begann.^[19] Dadurch entstand im Südpolarmeer der Antarktische Zirkumpolarstrom, der Antarktika in der Folge von der Zufuhr wärmeren Meerwassers abschnitt und den Kontinent thermisch isolierte. Fast parallel dazu kam es im Verlauf des Grande Coupure („Großer Einschnitt“) zu einem großen Artensterben, das mit einer markanten Abkühlung terrestrischer und mariner Bereiche einherging und von dem 60 Prozent der europäischen Säugetiergattungen betroffen waren. Die Temperatur der Ozeane nahm bis in tiefere Regionen um 4 bis 5 °C ab, und der Meeresspiegel sank innerhalb relativ kurzer Zeit um etwa 30 Meter. Auffällig in dem Zusammenhang ist der steile Abfall der CO₂-Konzentration in der Erdatmosphäre. Lag diese gegen Ende des Eozäns noch bei 700 bis 1.000 ppm, verringerte sie sich zu Beginn des Oligozäns abrupt um etwa 40 Prozent.^[20] Die bei einem CO₂-Schwellenwert um 600 ppm einsetzende Vereisung des südpolaren Festlands, anfangs gesteuert von den zyklischen Veränderungen der Erdbahnparameter, markiert den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters.^[21] In dieser Zeit begann auch die allmähliche Ausbreitung der an aride Bedingungen angepassten C₄-Pflanzen (vor allem Gräser), die für die Photosynthese erheblich weniger Kohlenstoffdioxid benötigen als C₃-Pflanzen.

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

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

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

Seit Beginn der Industrialisierung im 19. Jahrhundert erhöhen die Menschen den Anteil an Treibhausgasen in der Atmosphäre in signifikantem Umfang. Besonders die Verbrennung fossiler Energieträger trug dazu bei, dass die Kohlenstoffdioxid-Konzentration von 280 ppm auf 410 ppm stieg (Stand 2019). Hinzu kommen beträchtliche Methan-Emissionen sowie weitere Treibhausgase wie Distickstoffmonoxid (Lachgas) oder Carbonylsulfid. Wenn es nicht gelingt, die anthropogenen Emissionen in hohem Umfang zu reduzieren, könnte in absehbarer Zeit der Klimazustand des Pliozäns und im Extremfall der des Eozäns wieder erreicht werden (vgl. obenstehendes Diagramm),^[31] mit deutlich höherer Globaltemperatur, Anstieg des Meeresspiegels, Zunahme von Wetterextremen sowie einer Verschiebung der Klimazonen.^[32]

Weblinks

Commons: Känozoikum – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

• International Chronostratigraphic Chart 2020/03 (Regelmäßig aktualisierte Chronostratigraphische Zeittafel der International Commission on Stratigraphy)

Einzelnachweise

1. ↑ Phillips, J. (1941) Figures and Descriptions of the Palaeozoic Fossils of Cornwall, Devon, and West Somerset: Observed in the Course of the Ordnance Geological Survey of that District. Memoirs of the Geological Survey of Great Britain: England and Wales. Longman, Brown, Green, & Longmans. 231 p.
2. ↑ The ICS International Chronostratigraphic Chart 2020/03 Zuletzt abgerufen am 9. August 2020
3. ↑ Camilla M. Wilkinson, Morgan Ganerød, Bart W. H. Hendriks, Elizabeth A. Eide: Compilation and appraisal of geochronological data from the North Atlantic Igneous Province (NAIP). In: Geological Society, London, Special Publications (Lyell Collection). Band 447, November 2016, S. 69–103, doi:10.1144/SP447.10 (englisch, Online). 
4. ↑ Michael Storey, Robert A. Duncan, Carl C. Swisher: Paleocene-Eocene Thermal Maximum and the Opening of the Northeast Atlantic. In: Science. Band 316, Nr. 5824, April 2007, S. 587–589, doi:10.1126/science.1135274 (englisch, Online [PDF]). 
5. ↑ Michael J. Henehan, Andy Ridgwell, Ellen Thomas, Shuang Zhang, Laia Alegret, Daniela N. Schmidt, James W. B. Rae, James D. Witts, Neil H. Landman, Sarah E. Greene, Brian T. Huber, James R. Super, Noah J. Planavsky, Pincelli M. Hull: Rapid ocean acidification and protracted Earth system recovery followed the end-Cretaceous Chicxulub impact. In: PNAS. Band 116, Nr. 43, Oktober 2019, doi:10.1073/pnas.1905989116 (englisch). 
6. ↑ Gregory P. Wilson: Mammals across the K/Pg boundary in northeastern Montana, U.S.A.: dental morphology and body-size patterns reveal extinction selectivity and immigrant-fueled ecospace filling. In: Paleobiology. Band 39, Nr. 3, Mai 2013, S. 429–469, doi:10.1666/12041 (englisch, Online [PDF]). 
7. ↑ Jennifer B. Kowalczyk, Dana L. Royer, Ian M. Miller, Clive W. Anderson, David J. Beerling, Peter J. Franks, Michaela Grein, Wilfried Konrad, Anita Roth‐Nebelsick, Samuel A. Bowring, Kirk R. Johnson, Jahandar Ramezani: Multiple Proxy Estimates of Atmospheric CO₂ From an Early Paleocene Rainforest. In: Paleoceanography and Paleoclimatology. Band 33, Nr. 12, Dezember 2018, S. 1427–1438, doi:10.1029/2018PA003356 (englisch, Online [PDF]). 
8. ↑ Christopher J. Hollis, Michael J. S. Tayler, Benjamin Andrew, Kyle W. Taylor, Pontus Lurcock, Peter K. Bijl, Denise K. Kulhaneka, Erica M. Crouch, Campbell S. Nelson, Richard D. Pancost, Matthew Huber, Gary S. Wilson, G. Todd Ventura, James S. Crampton, Poul Schiølera, Andy Phillips: Organic-rich sedimentation in the South Pacific Ocean associated with Late Paleocene climatic cooling. In: Earth-Science Reviews. Band 134, Juli 2014, S. 81–97, doi:10.1016/j.earscirev.2014.03.006 (englisch). 
9. ↑ Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell, James C. Zachos: Anthropogenic carbon release rate unprecedented during the past 66 million years. In: Nature Geoscience. Band 9, Nr. 4, April 2016, S. 325–329, doi:10.1038/ngeo2681 (englisch, Online [PDF]). 
10. ↑ Gordon N. Inglis, Fran Bragg, Natalie J. Burls, Margot J. Cramwinckel, David Evans, Gavin L. Foster, Matthew Huber, Daniel J. Lunt, Nicholas Siler, Sebastian Steinig, Jessica E. Tierney, Richard Wilkinson, Eleni Anagnostou, Agatha M. de Boer, Tom Dunkley Jones, Kirsty M. Edgar, Christopher J. Hollis, David K. Hutchinson, Richard D. Pancost: Global mean surface temperature and climate sensitivity of the early Eocene Climatic Optimum (EECO), Paleocene–Eocene Thermal Maximum (PETM), and latest Paleocene. In: Climate of the Past. Band 16, Nr. 5, Oktober 2020, S. 1953–1968, doi:10.5194/cp-16-1953-2020 (englisch). 
11. ↑ Robert M. DeConto, Simone Galeotti, Mark Pagani, David Tracy, Kevin Schaefer, Tingjun Zhang, David Pollard, David J. Beerling: Past extreme warming events linked to massive carbon release from thawing permafrost. In: Nature. Band 484, Nr. 7392, April 2012, S. 87–91, doi:10.1038/nature10929 (englisch, Online [PDF]). 
12. ↑ Appy Sluijs, Stefan Schouten, Timme H. Donders, Petra L. Schoon, Ursula Röhl, Gert-Jan Reichart, Francesca Sangiorgi, Jung-Hyun Kim, Jaap S. Sinninghe Damsté, Henk Brinkhuis: Warm and wet conditions in the Arctic region during Eocene Thermal Maximum 2. In: Nature Geoscience. Band 2, Nr. 11, Oktober 2009, S. 777–780, doi:10.1038/ngeo668 (englisch, Online [PDF]). 
13. ↑ Francesca A. McInerney, Scott L. Wing: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. Band 39, Mai 2011, S. 489–516, doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431 (englisch, Online [PDF]). 
14. ↑ Caitlin R. Keating-Bitonti, Linda C. Ivany, Hagit P. Affek, Peter Douglas, Scott D. Samson: Warm, not super-hot, temperatures in the early Eocene subtropics. In: Geology. Band 39, Nr. 8, August 2011, S. 771–774, doi:10.1130/G32054.1 (englisch, Online [PDF]). 
15. ↑ Dennis V. Kent, Giovanni Muttoni: Equatorial convergence of India and Early Cenozoic climate trends. In: PNAS. Band 105, Nr. 42, Oktober 2008, S. 16065–16070, doi:10.1073/pnas.0805382105 (englisch, Online). 
16. ↑ Henk Brinkhuis, Stefan Schouten, Margaret E. Collinson, Appy Sluijs, Jaap S. Sinninghe Damsté, Gerald R. Dickens, Matthew Huber, Thomas M. Cronin, Jonaotaro Onodera, Kozo Takahashi, Jonathan P. Bujak, Ruediger Stein, Johan van der Burgh, James S. Eldrett, Ian C. Harding, André F. Lotter, Francesca Sangiorgi, Han van Konijnenburg-van Cittert, Jan W. de Leeuw, Jens Matthiessen, Jan Backman, Kathryn Moran: Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean. In: Nature. Band 441, 2006, S. 606–609, doi:10.1038/nature04692 (englisch, Online [PDF; abgerufen am 25. Mai 2017]). 
17. ↑ Elizabeth Griffith, Michael Calhoun, Ellen Thomas, Kristen Averyt, Andrea Erhardt, Timothy Bralower, Mitch Lyle, Annette Olivarez‐Lyle, Adina Paytan: Export productivity and carbonate accumulation in the Pacific Basin at the transition from a greenhouse to icehouse climate (late Eocene to early Oligocene). In: Paleoceanography and Paleoclimatology. Band 25, Nr. 3, September 2010, doi:10.1029/2010PA001932 (englisch). 
18. ↑ Michael J. Henehan, Kirsty M. Edgar, Gavin L. Foster, Donald E. Penman, Pincelli M. Hull, Rosanna Greenop, Eleni Anagnostou, Paul N. Pearson: Revisiting the Middle Eocene Climatic Optimum “Carbon Cycle Conundrum” With New Estimates of Atmospheric pCO₂ From Boron Isotopes. In: Paleoceanography and Paleoclimatology. Band 15, Nr. 6, Juni 2020, doi:10.1029/2019PA003713 (englisch, Online [PDF]). 
19. ↑ Roy Livermore, Adrian Nankivell, Graeme Eagles, Peter Morris: Paleogene opening of Drake Passage. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 236, Nr. 1–2, Juli 2005, S. 459–470, doi:10.1016/j.epsl.2005.03.027 (englisch, Online [PDF]). 
20. ↑ Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConto: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. In: Science. Band 334, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264, doi:10.1126/science.1203909 (englisch, Online [PDF]). 
21. ↑ Simone Galeotti, Robert DeConto, Timothy Naish, Paolo Stocchi, Fabio Florindo, Mark Pagani, Peter Barrett, Steven M. Bohaty, Luca Lanci, David Pollard, Sonia Sandroni, Franco M. Talarico, James C. Zachos: Antarctic Ice Sheet variability across the Eocene-Oligocene boundary climate transition. In: Science. Band 352, Nr. 6281, April 2016, S. 76–80, doi:10.1126/science.aab0669 (Online [PDF]). 
22. ↑ Wolfram M. Kürschner, Zlatko Kvaček, David L. Dilcher: The impact of Miocene atmospheric carbon dioxide fluctuations on climate and the evolution of terrestrial ecosystems. In: PNAS. Band 105, Nr. 2, 2007, S. 449–453, doi:10.1073/pnas.0708588105 (englisch). 
23. ↑ Jennifer Kasbohm, Blair Schoene: Rapid eruption of the Columbia River flood basalt and correlation with the mid-Miocene climate optimum. In: Science Advances. Band 4, Nr. 9, September 2018, doi:10.1126/sciadv.aat8223 (englisch, Online [PDF]). 
24. ↑ Edward Gasson, Robert M. DeConto, David Pollard, Richard H. Levy: Dynamic Antarctic ice sheet during the early to mid-Miocene. In: PNAS. Band 113, Nr. 13, März 2016, S. 3459–3464, doi:10.1073/pnas.1516130113 (englisch). 
25. ↑ A. R. Lewis, D. R. Marchant, A. C. Ashworth, S. R. Hemming, M. L. Machlus: Major middle Miocene global climate change: Evidence from East Antarctica and the Transantarctic Mountains. In: Geological Society of America Bulletin. Band 119, Nr. 11/12, Dezember 2007, S. 1449–1461, doi:10.1130/0016-7606(2007)119[1449:MMMGCC]2.0.CO;2 (englisch, Online [PDF]). 
26. ↑ Madelaine Böhme, August Ilg, Michael Winklhofer: Late Miocene “washhouse” climate in Europe. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 275, Nr. 3–4, November 2008, S. 393–401, doi:10.1016/j.epsl.2008.09.011 (englisch, Online [PDF]). 
27. ↑ Aaron O’Dea, Harilaos A. Lessios, Anthony G. Coates, Ron I. Eytan, Sergio A. Restrepo-Moreno, Alberto L. Cione, Laurel S. Collins, Alan de Queiroz, David W. Farris, Richard D. Norris, Robert F. Stallard, Michael O. Woodburne, Orangel Aguilera, Marie-Pierre Aubry, William A. Berggren, Ann F. Budd, Mario A. Cozzuol, Simon E. Coppard, Herman Duque-Caro, Seth Finnegan, Germán M. Gasparini, Ethan L. Grossman, Kenneth G. Johnson, Lloyd D. Keigwin, Nancy Knowlton, Egbert G. Leigh, Jill S. Leonard-Pingel, Peter B. Marko, Nicholas D. Pyenson, Paola G. Rachello-Dolmen, Esteban Soibelzon, Leopoldo Soibelzon, Jonathan A. Todd, Geerat J. Vermeij, Jeremy B. C. Jackson: Formation of the Isthmus of Panama. In: Science Advances. Band 2, Nr. 8, August 2016, doi:10.1126/sciadv.1600883 (englisch, Online). 
28. ↑ K. T. Lawrence, S. Sosdian, H. E. White, Y. Rosenthal: North Atlantic climate evolution through the Plio-Pleistocene climate transitions. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 300, Nr. 3–4, Dezember 2010, S. 329–342, doi:10.1016/j.epsl.2010.10.013 (englisch, Online [PDF; abgerufen am 24. Juni 2020]). 
29. ↑ Matteo Willeit, Andrey Ganopolski, Reinhard Calov, Alexander Robinson, Mark Maslin: The role of CO₂ decline for the onset of Northern Hemisphere glaciation. In: Quaternary Science Reviews. Band 119, Juli 2015, S. 22–34, doi:10.1016/j.quascirev.2015.04.015 (englisch, Online [PDF; abgerufen am 24. Juni 2020]). 
30. ↑ Peter Marcott, Jeremy D. Shakun, Peter U. Clark, Alan C. Mix: A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the Past 11,300 Years. In: Science. Band 6124, Nr. 269, März 2013, S. 1198–1201, doi:10.1126/science.1228026 (englisch, Online [PDF]). 
31. ↑ K. D. Burke, J. W. Williams, M. A. Chandler, A. M. Haywood, D. J. Lunt, B. L. Otto-Bliesner: Pliocene and Eocene provide best analogs for near-future climates. In: PNAS. Band 115, Nr. 52, Dezember 2018, S. 132882–13293, doi:10.1073/pnas.1809600115 (englisch). 
32. ↑ Peter U. Clark, Jeremy D. Shakun, Shaun A. Marcott, Alan C. Mix, Michael Eby, Scott Kulp, Anders Levermann, Glenn A. Milne, Patrik L. Pfister, Benjamin D. Santer, Daniel P. Schrag, Susan Solomon, Thomas F. Stocker, Benjamin H. Strauss, Andrew J. Weaver, Ricarda Winkelmann, David Archer, Edouard Bard, Aaron Goldner, Kurt Lambeck, Raymond T. Pierrehumbert, Gian-Kasper Plattner: Consequences of twenty-first-century policy for multi-millennial climate and sea-level change. In: Nature Climate Change. Band 6, April 2016, S. 360–369, doi:10.1038/nclimate2923 (englisch, Online [PDF]).