Прејди на содржината

Палеоцен

Од Википедија — слободната енциклопедија
Не треба да се поистоветува со Палеоген.
Систем Оддел Степен Старост (мг)
неоген миоцен аквитан помладо
палеоген олигоцен хат 23,0 27,8
рупел 27,8 33,9
еоцен пријабон 33,9 37,8
бартон 37,8 41,2
лутет 41,2 47,8
ипрес 47,8 56,0
палеоцен танет 56,0 59,2
зеланд 59,2 61,6
дан 61,6 66,0
креда горна креда мастрихт постаро
Поделба на палеогенот согласно МКС, 2017 г.[1]

Палеоцен ― геолошка епоха која траела од пред околу 66 до пред 56 милиони години. Тој е прва епоха од палеогенскиот период во кенозојската ера. Името потекнува од старогрчкиот збор палаиос (παλαιός) што значи „стар“ и еоценската епоха (кој следи по палеоценот), или во буквален превод „стар дел од еоценот“.

Во палеоценот се случиле два настана важни за историјата на Земјата. Кредо-палеогенското масовно изумирање, предизвикано од удар на астероид (ударот на Чикшулуб) и најверојатно вулканска активност (Декански стапици), кој го означува почетокот на палеоценот и убил 75% од видовите, меѓу кои најпознати се нелетечките диносауруси. Крајот на епохата бил означен со палеоценско-еоценскиот топлински максимум (ПЕТМ), кога настанале големи климатски промени при што во атмосферата и океанските системи биле ослободени околу 2.500-4.500 гигатони јаглерод, кој предизвикал нагол раст на просечната температура во светот и закиселување на океаните.

Во палеоценот, континентите од северната полутопка меѓусебе биле сè уште поврзани со копнени мостови; а Јужна Америка, Антарктикот и Австралија сè уште не биле целосно разделени. Карпестите планини биле во процес на издигнување, Америка сè уште не била споена, Индиската Плоча почнала да се судира со Азија, а во третиот по големина магматски настан во последните 150 милиони години се формирала северноатлантската магматска област. Во океаните, термохалинското кружење веројатно било многу поинакво од денешното, при што понирањето се случувало во Северниот Тихи Океан наместо во Северен Атлантик, а густината на водата претежно била контролирана од соленоста, а не од температурата.

Кредо-палеогенското масовно изумирање предизвикало пресврт кај растителните и животинските видови, при што претходно доминантните видови биле заменети со претходно невообичаени видови. Во палеоценот, глобалната просечна температура изнесувала околу 24–25 °C (75–77 °F), во споредба со денешните 14 °C (57 °F), на Земјата немало ледени покривки на половите, како и во претходниот мезозоик. Во такви услови, целата Земја била покриена со шуми - ги имало и на половите - но растителниот свет се одликувал со мала биоразновидност, а во шумите живееле претежно мали животни кои брзо се развивале за да ги искористат предностите од неодамна испразнетата Земја. Иако некои животни пораснале многу големи, повеќето од нив останале прилично мали. Во отсуство на големи тревопасни животни, шумите станале доста густи. Во палеоценот се појавиле цицачите, а најраните плацентарни и торбари цицачи се регистрирани од ова време, но повеќето палеоценски таксони имаат двосмислени афинитети . Зракоперките почнале да доминираат во отворениот океан.

Геологија

[уреди | уреди извор]

Граници

[уреди | уреди извор]
A dark brown slab of rock with a whitish stripe across the middle
Бела иридиумска лента (на средината) карпа од Вајоминг која ја означува гграницата меѓу креда и терцијар.

Палеоценската епоха е временски интервал од 10 милиони години кој започнал по кредо-палеогенското масовно изумирање, со што завршил периодот креда и мезозојската ера и започнала кенозојската ера и периодот палеоген. Палеоценот е поделен на три доба: данско доба кое се протега од пред 66 до пред 61,6 милиони години (mya), зеландско доба кое го опфаќа периодот од пред 61,6 до пред 59,2 милиони години и танетско доба кое го опфаќа периодот од пред 59,2 до пред 56 милиони години. По него следи еоценот.[2]

Границата меѓу креда и палеоген е јасно дефинирана во фосилните записи на многу места ширум светот со лента со висока содржина на иридиум, како и со празнини во фосилната флора и фауна. Иридиумот е редок метал на Земјата и може да се најде на површината на земјата во големи количини само по удари од големи метеорити. Општоприфатено мислење е дека ударот на астероид кој го формирал кратерот Чикшулуб (се пречник од 10-15 км) на полуостровот Јукатан во Мексиканскиот залив и вулканската активност во Декан Трап предизвикал катаклизмичен настан при преминот од креда во палеоген, и како последица на тоа исчезнале 75% од сите видови на Земјата.[3][4][5][6]

Палеоценот завршил со палеоценско-еоценскиот топлински максимум, краток период на интензивно затоплување и закиселување на океаните предизвикани од масовно ослободувањето на јаглерод во атмосферата и океанските системи,[7] што довело до масовно изумирање (од 30-50%) на бентосни фораминифери - планктонски видови кои се користат како биоиндикатори за здравјето на морскиот екосистем - еден од најголемите во кенозоикот.[8][9] Овој настан се случил пред околу 55,8 милиони години и бил еден од најзначајните периоди на глобални промени за време на кенозоикот.[7][10][11]

Минерални депозити

[уреди | уреди извор]
Палеоценскиот јаглен се ископува во рудникот Серехон, најголем површински рудник на светот

За време на палеоценот се формирале неколку важни наоѓалишта на јаглен, басенот Паудер Ривер во Вајоминг и Монтана,[12] од каде се ископува 43% од американскиот јаглен;[13] Вилкокс во Тексас;[14] и рудникот Серехон во Колумбија, најголем површински рудник на светот.[15] Јаглен од палеоценот се ископува на Шпицбершките Острови уште од почетокот на 20 век,[16] а големи количини јаглен од доцниот палеоцен и раниот еоцен има во Канадскиот Арктички Архипелаг [17] и северен Сибир.[18] Во Северното Море, вкупните резерви на природен гас од палеоценот, во периодот на нивно откривање, изнесувале приближно 2,23 трилиони m3, а нафтените депозити биле 13,54 милијарди барели.[19] Важни депозити на фосфат - претежно франколит - во близина на Метлауи, Тунис биле формирани во доцниот палеоцен и раниот еоцен.[20]

Палеогеографија

[уреди | уреди извор]

За време на палеоценот, континентите продолжиле да се движат кон нивната сегашна местоположба.[21] На северната полутопка, поранешните делови од Лавразија (Северна Америка и Евроазија) биле поврзани со провлаци: Берингија (пред 65,5 и 58 милиони години) меѓу Северна Америка и Источна Азија, провлакот Де Гир (помеѓу 71 и 63 милиони години) помеѓу Гренланд и Скандинавија, провлакот Тулеа (помеѓу 57 и 55,8 милиони години) помеѓу Северна Америка и Западна Европа преку Гренланд, и провлакот Тургаи кој ги поврзувал Европа и Азија (кои инаку биле разделени со Протокот Тургај во тоа време).[22][23]

Ларамидната орогенеза, која започнала во доцна креда, продолжила да ги издигнува Карпестите Планини; завршила на крајот на палеоценот.[24] Поради ова и поради намалувањето на морското ниво како резултат на тектонската активност, Западното Внатрешно Море, кој во поголемиот дел од креда го делел континентот Северна Америка, се повлекол.

Пред помеѓу 60,5 и 54,5 милиони години имало зголемена вулканска активност во северноатлантскиот регион - третиот најголем магматски настан во последните 150 милиони години - по што се создала северноатлантската магматска област.[25][26] Оваа вулканска активност можеби придонела за отворањето на Северен Атлантскиот Океан и ширењето на морското дно, одалечување на Гренландската Плоча од Северноамериканската Плоча,[27] и, климатски промени (ПЕТМ) што резултирало со големо ослободување на јаглерод.[25][28]

Во палеоценот Северна и Јужна Америка биле и понатаму разделени со Средноамериканскиот Морски Пат, но островскиот лак (карипскиот лак) веќе бил формиран пред околу 73 милиони години. Големата карипска магматска област (денес Карипска Плоча) се движела на исток, а Северноамериканската и Јужноамериканската Плоча се туркале во спротивна насока поради отворањето на Атлантикот.[29][30] Ваквото движење за 2,6 милиони години го подигнало Панамскиот Провлак. Карипската Плоча продолжила да се движи до пред околу 50 милиони години кога стигнала на својата сегашна местоположба.[31]

Four maps depicting the separation of Madagascar from India
Распаѓањето на Гондвана:
А) Рана креда
Б) Доцна кредаВ) ПалеоценГ) Денес

Делови од поранешниот континент Гондвана на јужната полутопка продолжиле да се оддалечуваат, но Антарктикот сè уште бил поврзан со Јужна Америка и Австралија. Африка се движела на север кон Европа, а Индискиот Потконтинент кон Азија, што на крајот ќе го затвори Океанот Тетис.[21]

Одлики на океаните во палеоценот

[уреди | уреди извор]

Во денешното термохалинско кружење, топлата тропска вода станува постудена и посолена на половите и тоне во Северниот Атлантик во близина на Северниот Пол и Јужниот Океан во близина на Антарктичкиот Полуостров. Во палеоценот, водните струи помеѓу Северноледениот Океан и Северниот Атлантик биле поограничени затоа што длабоката северноатлантска струја (NADW) и Атлантската меридијална превртена циркулација (AMOC) - која носи студена вода од Арктикот кон екваторот - сè уште не биле формирани. Поради ова, создавањето на длабоки студени струи сè уште немало во Северниот Атлантик. Арктикот и Атлантикот не биле поврзани со доволно длабока вода до раниот или средниот еоцен.[32]

Антарктикот сè уште бил поврзан со Јужна Америка и Австралија, и поради тоа, антарктичката кружна струја (која ја држи студената вода околу континентот и го спречува навлегувањето на топлата екваторијална вода) сè уште не била формирана. Нејзиното формирање можеби е причина за замрзнувањето на континентот.[33]

Клима

[уреди | уреди извор]

Климата во палеоценот била слична како онаа во креда, тропска или суптропска,[21][34][35][36], а на половите била умерена [37] и немало мраз.[38] Просечната глобална температура била приближно 24–25 °C (75–77 °F).[39] За споредба, просечната глобална температура во периодот од 1951 до 1980 година била 14 °C (57 °F) степени.[40]

Глобалната температура во морските длабочини во палеоценот веројатно се движела од 8 до 8–12 °C (46–54 °F),[41][42] во споредба со 0–3 °C (32–37 °F) денес.[43]

Нивото на CO2 во атмосферата во Castle Rock, Колорадо било со средна вредност од 616 делови на милион (ppm).

Половите веројатно имале студена умерена клима; Северен Антарктик, Австралија, јужниот дел од Јужна Америка, она што денес се САД и Канада, источен Сибир и Европа имале топла умерена клима; средна Јужна Америка, јужна и северна Африка, Јужна Индија, Средна Америка и Кина имале сува клима; а северна Јужна Америка, централна Африка, Северна Индија, среден Сибир и денешниот регион околу Средоземно Море имале тропска клима.[44]

Климатски настани

[уреди | уреди извор]

По ударот од метеорит и вулканската активност која следела пред 66 милиони години, започнал период на студена клима, која не траела долго. По преминот од креда во палеоген климата се нормализирала во кратка временска рамка.[45] Температурите под точката на замрзнување веројатно завршиле по 3 години [46] а се враќале во нормала во рок од неколку децении,[47] аеросолите на сулфурна киселина кои предизвикувале кисели дождови веројатно ги снемало по 10 години,[48] а правта од ударот која ја попречувала сончевата светлина и ја инхибирала фотосинтезата би траела до една година [49] иако можните глобални шумски пожари кои беснееле неколку години би ослободиле повеќе честички во атмосферата.[50] Во следните половина милион години, разликата во односот <sup id="mwAko">13</sup>C / <sup id="mwAkw">12</sup>C веќе ја снемало.

Пред 65,2 милиони години во почетокот од данското доба значителни количини на јаглерод почнале да се акумулираат во длабоките слоеви на океаните и морињата. Ова траело околу 100.000 години. Од средината на мастришкото доба, се повеќе и повеќе јаглерод бил заробен во морските длабочини, веројатно поради глобалниот тренд на ладење. Потоа дошло до ослободување на овој јаглерод поради тоа што температурите во морските длабочини се искачила до одреден праг, а потоплата вода може да раствори помала количина на јаглерод.[51] Во овој период, саваната ги заменила шумите.[52]

Пред околу 62,2 милиони години, во доцното данско доба, имало глобално затоплување и започнало закиселување на океаните поврзано со зголемувањето на нивото на јаглерод.[53] Ова продолжило во следните 200 000 години и предизвикало пораст на температурата низ целата водена колона за 1,6-2,8 °C. Настанот се совпаѓа и со вулканската активност во Атлантскиот Океан и Гренланд.[54]

Пред 60,5 милиони години е забележан пад на нивото на морето, но бидејќи во тоа време немало ледници, ова се објаснува со зголеменото испарување на водата во атмосферата.[55]

Пред 59 милиони години, температурата нагло се зголемила, а причината била испуштањето на длабокоморскиот метан во атмосферата и океанот. Акумулацијата на метан траела околу 10-11 илјади години, а последиците од ослободувањето траеле 52-53 илјади години.[56] По 300 000 години, дошло до повторна емисија на метан, околу 83 до 132 гигатони јаглерод добиен од метан бил исфрлен во атмосферата, температурата се зголемила за 2-3 °C. Ова предизвикало често менување на годишните времиња и климатска нестабилност. Ваквите услови го поттикнале растот на тревата во некои области.[57]

Палеоценско-еоценски топлински максимум

[уреди | уреди извор]

Палеоценско-еоценскиот топлински максимум траела приближно 200.000 години. Глобалната просечна температура се зголемила за околу 5 до 8 °C,[25] а во средните и поларните географски широчини температурата станала потопла отколку во денешните тропски предели, од 24-29 °C.[58] Ова се должи на исфрлањето на 2.500-4.500 гигатони јаглерод во атмосферата, кое најчесто се објаснува како нарушување и ослободување на наслаги од метан клатрат во Северен Атлантик поради тектонска активност и како резултат на зголемувањето на температурите на дното на водата.[25] Други претпоставки се дека поради загревање на органската материја на морското дно се ослободил метан, а не метан клатрат,[59][60] или поради топење на вечниот мраз.[61] Метанските хидрати биле исфрлани 2500 години.[62] Овој јаглерод, исто така, го променил јаглеродниот циклус и предизвикал закиселување на океаните,[63][64] и можно е да ги променил [65] и ги забавил морските струи, а забавувањето довело до проширување на зоните со минимална содржина на кислород (OMZ) во морските длабочини.[66]

Растителен свет

[уреди | уреди извор]
A tropical environment with a lake, palm trees and conifers, and in the background a tall mountain
Патагониски пејзаж за време на данското доба (претпоставка)

Топлата, влажна клима била погодна за тропски и суптропски шуми кои ги имало ширум светот, претежно составени од четинари и широколисни дрвја.[38][67] Во Патагонија, имало тропски дождовни шуми, мочуришни шуми, савани и склерофилни шуми.[38] Во Колумбија, во формацијата Серехон фосилната флора припаѓа на истите семејства како денешната флора - палми, мешунки, козлеци и слезовидни растенија.[68]

Изумирањето на големите тревојади диносауруси било причина шумите да станат прилично густи,[37] и има малку докази за постоење на отворени рамнини.[67] Растенијата се адаптирале на густината на шумите, како што се развивањето на широки но плитки корења за подобро да ги апсорбираат хранливите материи за кои се натпреварувале со други растенија, поголема висина за да достигнат до сончева светлина и се појавил епифитизам при што растението расте на друго растение поради немањето простор на шумската почва.[67]

Возобновување

[уреди | уреди извор]

На границата меѓу периодите на креда и палеоцен е забележано значително изумирање на растителни видови; на пример, во басенот Вилистон во Северна Дакота се проценува дека изумреле 1/3 до 3/5 од растителните видови.[69] Настанот на изумирање предизвикал раст на цветните растенија; на пример, некогаш вообичаените четинари Aраукарии биле речиси целосно заменети со четинари ногоплоди, а Cheirolepidiaceae, група четинари што доминирале во поголемиот дел од мезозоикот, но се изретчиле во доцна креда станале доминантни дрвја во Патагонија, пред да изумрат.[67][70][71]

A slab of gray rock featuring several thin branches with thistle-like leaves
Иглолисниот род Glyptostrobus europaeus од канадската формација Паскапу

Геолошките слоеви од периодот на границата креда-палеоцен се богати со фосилизирани папрати. Папратите честопати се прв вид кој ги колонизира областите зафатени со шумски пожари, така што ваквата појава на зголемено присуство на папрати може да се сфати дека го означува обновувањето на биосферата по ударот (кој предизвикал пожари ширум светот).[72][73] Разновидната тревна флора од раниот палеоцен е поради тоа што тоа се пионерски видови кои повторно ја колонизирале неодамна испразнетата почва или поради поголемата сенка во шумите.[74] Црвоточните, папратите и грмушките биле најзастапени во палеоценот.[67]

Општо земено, шумите во палеоценот биле сиромашни со видови, а биоразновидноста не била одлика до крајот на палеоценот.[34][75] Начинот на обновување на растенијата значително варирале во зависност од географската широчина, климата и надморската височина.

Скриеносеменици

[уреди | уреди извор]

Цветните растенија (скриеносеменици), кои станале доминантни во шумските таксони до средна креда 110–90 милиони години,[76] продолжиле да се развиваат и да се размножуваат, најмногу за да ги искористат предностите на неодамна испразнетиот простор и зголемените врнежи.[74] Заедно со нив се развиле и инсектите кои се хранеле со овие растенија и ги опрашувале. Предноста од инсекти била особено висока за време на ПETM.[77] Во палеоценот се појавиле многу овошни растенија, веројатно за да ги искористат новоразвиените птици и цицачи за разнесување семиња.[78]

Во текот на настанот на изумирање на K-Pg, скриеносемениците имале повисока стапка на истребување од голосемениците (во кои спаѓаат четинари, цикасови и нивни роднини) и споровите растенија (папрати, коњски опавчиња и нивни роднини); зоофилните скриеносеменици (оние на кои им требаат животни за опрашување) имале повисока стапка на истребување од анемофилните скриеносеменици; а зимзелените скриеносеменици имаа повисока стапка на истребување од листопадните скриеносеменици бидејќи листопадните растенија можат да станат неактивни во тешки услови.[74]

Поларни шуми

[уреди | уреди извор]
A slab of gray rock with a darker gray evergreen branch fossil
Metasequoia occidentalis од канадската формација Scollard

Топлата палеоценска клима била поволна за развој на разновидни поларни шуми. Ако главен фактор за разновидноста на растенијата во близина на екваторот се врнежите, поларните растенија морале да се прилагодат на достапноста до светлина (поларни ноќи и полноќни сонца) и температурата. Поради ова, растенијата од двата пола независно развиле некои слични одлики, како што се широки лисја. Разновидноста на растенијата на двата пола се зголемила во текот на палеоценот, особено на крајот од периодот поради зголемената глобална температура.[79]

На Северниот Пол, дрвенестите скриеносеменици станале доминантни растенија. На северната падина на Алјаска, Метасеквојата бил доминантен четинар. Многу растенија мигрирале од областите во близина на екваторот. Доминирале листопадните растенија, веројатно за зачуваат енергија преку отфрлање лисја и нејзино задржување за да не смрзнат.[79]

На Јужниот пол, поради поголемата изолација на Антарктикот, многу растителни таксони биле ендемични за континентот и не мигрирале надолу. Патагонската флора можеби потекнува од Антарктикот.[79][80] Како и во креда, доминантни биле ногоподите, јужните буки и пroteaceae.[79]

Животински свет

[уреди | уреди извор]

Во настанот на изумирање K-Pg, секое копнено животно потешко од 25 kg (55 lb) изумрело, оставајќи неколку отворени ниши на почетокот од епохата.[81]

Цицачи

[уреди | уреди извор]
Portrait view of a heavily built 4-legged animal with a strong tail
Претпоставен приказ на тревојадниот доцнопалеоценски пантодонт Бариламбда, кој можел да тежи до 650 kg (1,430 lb) [82]

Цицачите првпат се појавиле во доцниот тријас и за време на мезозоикот, за да ја избегнат конкуренцијата со диносаурусите, останале мали и ноќни животни.[83]

Општо земено, палеоценските цицачи ја задржале оваа мала големина до крајот на епохата и поради тоа коските од раните цицачи не се добро зачувани во фосилните записи, а повеќето од она што е познато доаѓа од фосилните заби.[21] Мултитуберкулите, веќе исчезната група слична на глодари која не е тесно поврзана со ниеден современ цицач, биле најраспространета група цицачи во мезозоикот и нивната разновидност го достигнала својот врв во раниот палеоцен. Мултитуберкулите се намалиле во доцниот палеоцен и исчезнале на крајот од еоценот, веројатно поради конкуренцијата од новоразвиените глодари.[84]

Portrait view of a wolf-like skeleton with large teeth
Мезонихидот Синоникс во Музејот на науките во Тренто, Италија

Сепак, по K-Pg настанот на изумирање, цицачите многу брзо се диверзифицирале и ги пополниле празните ниши.[85][86] Денешните цицачи се поделени на живородни (чии членови се плацентарите и торбарите) и едноотворни. Сите овие 3 групи потекнуваат од креда.[87] Торбари кои потекнуваат од палеоценот се перадектите,[88] и едноотворните мonotrematum.[89][90] Во оваа епоха имало подем на многу крунски плацентарни групи ( групи кои преживеале до денес).[91] Иако териските цицачи веројатно веќе почнале да се диверзифицираат околу 10 до 20 милиони години пред настанот на истребување на K-Pg, просечната големина на цицачите значително се зголемила по таа граница и започнала радијацијата во фругивори животни (кои јадат овошје, семки или корења) и сештојади. Од фругиворите се развиле крупни тревопасни животни како: Taeniodonta, Tillodonta, Pantodonta, Polydolopimorphia и Dinocerata.[92][93] Големите месојади биле слични на волк - Mesonychia, во кои спаѓаат Ankalagon [94] и Sinonyx.[95]

Иако во палеоценот имало голема диверзификација, афинитетите на повеќето палеоценски цицачи се непознати, а само приматите, месојадите и глодарите имаат недвосмислено палеоценско потекло.

Птици

[уреди | уреди извор]
A big bird with blue-gray feathers, a white underbelly, and a large, parrot-like, red beak
Претпоставен приказ на Gastornis

Според проучувањето на ДНК, денешните птици (Неорнити) брзо се диверзифицирале по изумирањето на другите диносауруси во палеоценот, а скоро сите денешни птици потекнуваат од оваа епоха, со исклучок на живината и птиците тркачи. Тие најбрзо се диверзифицирале од сите групи,[96] веројатно поттикнати од диверзификацијата на овошките и инсектите кои ги придружувале, а денешните групи птици веројатно веќе се разделиле во рок од 4 милиони години по настанот на изумирање K-Pg.

Влекачи

[уреди | уреди извор]
Topside view of a crocodile skeleton
Borealosuchus во Природонаучниот музеј во Чикаго

Се верува дека сите диносауруси кои не биле птичјолики исчезнале во настанот на изумирање K-Pg пред 66 милиони години, иако постојат неколку контроверзни тврдења за палеоценски диносауруси кои укажуваат на постепено изумирање на диносаурусите.

По настанот на изумирање K-Pg, 83% од видовите гуштери и змии (лушпари) исчезнале, а нивната разновидност била мала до крајот на палеоценот. Од раниот палеоцен се познати само мали лушпари - најголемата змија Хелаграс била долга само 95 см [97] - но змијата од доцниот палеоцен Титанобоа достигнувала должина од 13 м (43 ст), и е најдолга забележана змија.

Слатководните крокодили и Choristodera биле меѓу водните влекачи кои го преживеале настанот K-Pg, веројатно затоа што слатководните средини не биле толку погодени како морските.[98] Еден пример на палеоценски крокодил е Borealosuchus, кој имал просечна должина од 3.7 м (12 ст) пронајден на локацијата Ванаген Крик.[99]

Желките почнало да ги снемува во доцна креда (за време на настанот на ладење) и се опоравиле за време на ПETM на крајот од палеоценот.[100] Желките не биле многу погодени од настанот на истребување K-Pg, и околу 80% од видовите преживеале.[101]

Водоземци

[уреди | уреди извор]

Нема многу докази дека водоземците биле многу погодени од настанот на истребување на K-Pg, веројатно затоа што слатководните живеалишта кои ги населувале не биле толку многу погодени како морските средини.[102] Студија од 1990 година не открила изумирање на водоземците преку границата.[103] Краставите жаби еволуирале за време на палеоценот.[104]

Риби

[уреди | уреди извор]
The top half is a rock slab featuring an oblong, orange-brown fish impression, and the bottom half is an illustration highlighting the armored scutes on its body
Риба трубачка - Eekaulostomus од раниот палеоцен во Паленке, Мексико

Популацијата на малите пелагични риби се опоравила прилично брзо, а имало ниска стапка на изумирање на ајкулите и зракоперките. Севкупно, само 12% од видовите риби исчезнале.[105] За време на креда, рибите ги немало во изобилство, веројатно поради зголемениот број грабливци или поради конкуренцијата со амонитите и лигњите.[106] Речиси веднаш по настанот на изумирање K-Pg, зракоперките (денес претставуваат речиси половина од сите таксони на ’рбетниците) станале многу побројни и поголеми и доминирале во океаните.

Инсекти и членконоги

[уреди | уреди извор]

Опоравувањето на инсектите варирало од место до место. На пример, опоравувањето во западната внатрешност на Северна Америка почнало за време на ПETM, но разновидноста на инсектите во Патагонија се опоравила 4 милиони години по настанот на изумирање K-Pg. Во некои области, како во басенот Бигорн во Вајоминг, има драматично зголемување на грабливоста на растенијата за време на ПETM, иако ова веројатно не е показател за настан на диверзификација кај инсектите поради зголемените температури бидејќи грабливоста на растенијата се намалува по ПETM. Поверојатно е дека инсектите ги следеле своите растенија домаќини или растенијата распостранети во региони со средна ширина за време на ПETM, а потоа се повлекле.[77][107]

Француската формација Менат од средниот до доцниот палеоцен покажува изобилство на тврдокрилци (кои сочинуваат 77,5% од инсектите) - особено чурилкаровидните (50%), златки, листарки(Chrysomelidae) и Cupedidae - како и други полутврдокрилци — како газиводите — и бубашвабите. Помалку ги имало и правокрилците, ципокрилците, пеперутките и мувите. Во помалку од 1% од фосилните остатоци се претставени вилинските коњчиња, еднодневките, водните молци, штипките, богомолките, мрежокрилците, а можеби и термитите.[108]

Наводи

[уреди | уреди извор]

Надворешни врски

[уреди | уреди извор]
Кенозојска ера
(денес–66 мг)
Кватернер (денес–2,588 мг)
Неоген (2,588–23,03 мг)
Палеоген (23,03–66,0 мг)
Мезозојска ера
(66,0–251,902 мг)
Креда (66,0–145,0 мг)
Јура (145,0–201,3 мг)
Тријас (201,3–251,902 мг)
Палеозојска ера
(251,902–541,0 мг)
Перм (251,902–298,9 мг)
Карбон (298,9–358,9 мг)
Девон (358,9–419.2 мг)
Силур (419,2–443,8 мг)
Ордовик (443,8–485,4 мг)
Камбриум (485,4–541,0 мг)
Протерозојска ера
(541,0 мг–2,5 мјг)
Неопротерозојска ера (541,0 мг–1 мјг)
Мезопротерозојска ера (1–1,6 мјг)
Палеопротерозојска ера (1,6–2,5 мјг)
Архејска ера (2,5–4 мјг)
Ери
Хадејска ера (4–4,6 мјг)
 
 
иг = пред илјадници години. мг = пред милиони години. мјг = пред милијарди години.
See also: Геолошки период, Геолошки портал
Нормативна контрола
  1. ↑ „ICS - Chart/Time Scale“. stratigraphy.org.
  2. ↑ „ICS – Chart/Time Scale“. www.stratigraphy.org. Архивирано од изворникот на 30 May 2014. Посетено на 28 August 2019.
  3. ↑ Schulte, P. (2010). „The Chicxulub Asteroid Impact and Mass Extinction at the Cretaceous-Paleogene Boundary“ (PDF). Science. 327 (5970): 1214–1218. Bibcode:2010Sci...327.1214S. doi:10.1126/science.1177265. PMID 20203042. Архивирано од изворникот (PDF) на 21 September 2017. Посетено на 28 August 2019.
  4. ↑ Vellekoop, J.; Sluijs, A.; Smit, J.; Schouten, S.; Weijers, J. W. H.; Sinninghe Damste, J. S.; Brinkhuis, H. (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. Bibcode:2014PNAS..111.7537V. doi:10.1073/pnas.1319253111. PMC 4040585. PMID 24821785.
  5. ↑ Jablonski, D.; Chaloner, W. G. (1994). „Extinctions in the fossil record (and discussion)“. Philosophical Transactions of the Royal Society of London B. 344 (1307): 11–17. doi:10.1098/rstb.1994.0045.
  6. ↑ Sprain, C. J.; Renne, P. R.; Vanderkluysen, L. (2019). „The eruptive tempo of Deccan volcanism in relation to the Cretaceous-Paleogene boundary“. Science. 363 (6429): 866–870. Bibcode:2019Sci...363..866S. doi:10.1126/science.aav1446. PMID 30792301.
  7. ↑ 7,0 7,1 Turner, S. K.; Hull, P. M.; Ridgwell, A. (2017). „A probabilistic assessment of the rapidity of PETM onset“. Nature Communications. 8 (353): 353. Bibcode:2017NatCo...8..353K. doi:10.1038/s41467-017-00292-2. PMC 5572461. PMID 28842564.
  8. ↑ Zhang, Q.; Willems, H.; Ding, L.; Xu, X. (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. Bibcode:2019GSAB..131...84Z. doi:10.1130/B31813.1.
  9. ↑ Kennet, J. P.; Stott, L. D. (1995). „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.
  10. ↑ Winguth, C.; Thomas, E. (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. Bibcode:2012Geo....40..263W. doi:10.1130/G32529.1.
  11. ↑ Schmidt, G. A.; Shindell, D. T. (2003). „Atmospheric composition, radiative forcing, and climate change as a consequence of a massive methane release from gas hydrates“ (PDF). Paleoceanography. 18 (1): n/a. Bibcode:2003PalOc..18.1004S. doi:10.1029/2002PA000757. Архивирано од изворникот (PDF) на 20 October 2011.
  12. ↑ Flores, R. M.; Bader, L. R. Fort Union coal in the Powder River Basin, Wyoming and Montana: a synthesis (PDF). US Geological Survey. стр. 1–30. Архивирано од изворникот (PDF) на 4 May 2017. Посетено на 3 November 2019.
  13. ↑ „Sixteen mines in the Powder River Basin produce 43% of U.S. coal“. U.S. Energy Information Administration. 16 August 2019. Архивирано од изворникот на 7 November 2019. Посетено на 7 November 2019.
  14. ↑ Hook, R. W.; Warwick, P. D.; San Felipo, J. R.; Schultz, A. C.; Nichols, D. J.; Swanson, S. M. (2011). „Paleocene coal deposits of the Wilcox group, central Texas“. Во Warwick, P. D.; Karlsen, A. K.; Merrill, M. D.; Valentine, B. J. (уред.). Geologic Assessment of Coal in the Gulf of Mexico Coastal Plain. American Association of Petroleum Geologists. doi:10.1306/13281367St621291. ISBN 978-1-62981-025-6.
  15. ↑ Jaramillo, C. A.; Bayona, G.; Pardo-Trujillo, A.; Rueda, M.; Torres, V.; Harrington, G. J.; Mora, G. (2007). „The Palynology of the Cerrejón Formation (Upper Paleocene) of Northern Colombia“. Palynology. 31: 159–183. doi:10.1080/01916122.2007.9989641.
  16. ↑ Lüthje, C. J.; Milàn, J.; Hurum, J. H. (2009). „Paleocene tracks of the mammal Pantodont genus Titanoides in coal-bearing strata, Svalbard, Arctic Norway“. Journal of Vertebrate Paleontology. 30 (2): 521–527. doi:10.1080/02724631003617449.
  17. ↑ Kalkreuth, W. D.; Riediger, C. L.; McIntyre, D. J.; Richardson, R. J. H.; Fowler, M. G.; Marchioni, D. (1996). „Petrological, palynological and geochemical characteristics of Eureka Sound Group coals (Stenkul Fiord, southern Ellesmere Island, Arctic Canada)“. International Journal of Coal Geology. 30 (1–2): 151–182. doi:10.1016/0166-5162(96)00005-5.
  18. ↑ Akhmetiev, M. A. (2015). „High-latitude regions of Siberia and Northeast Russia in the Paleogene: Stratigraphy, flora, climate, coal accumulation“. Stratigraphy and Geological Correlation. 23 (4): 421–435. Bibcode:2015SGC....23..421A. doi:10.1134/S0869593815040024.
  19. ↑ Bain, J. S. (1993). „Historical overview of exploration of Tertiary plays in the UK North Sea“. Petroleum Geology Conference. 4: 5–13. doi:10.1144/0040005.
  20. ↑ Garnit, H.; Bouhlel, S.; Jarvis, I. (2017). „Geochemistry and depositional environments of Paleocene–Eocene phosphorites: Metlaoui Group, Tunisia“ (PDF). Journal of African Earth Sciences. 134: 704–736. Bibcode:2017JAfES.134..704G. doi:10.1016/j.jafrearsci.2017.07.021. Архивирано од изворникот (PDF) на 29 April 2019. Посетено на 7 November 2019.
  21. ↑ 21,0 21,1 21,2 21,3 Hooker, J. J. (2005). „Tertiary to Present: Paleocene“. Во Selley, R. C.; Cocks, R.; Plimer, I. R. (уред.). Encyclopedia of Geology. 5. Elsevier Limited. стр. 459–465. ISBN 978-0-12-636380-7.
  22. ↑ Brikiatis, L. (2014). „The De Geer, Thulean and Beringia routes: key concepts for understanding early Cenozoic biogeography“. Journal of Biogeography. 41 (6): 1036–1054. doi:10.1111/jbi.12310.
  23. ↑ 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. doi:10.1111/jse.12302.
  24. ↑ English, Joseph M.; Johnston, Stephen T. (2004). „The Laramide Orogeny: What Were the Driving Forces?“. International Geology Review. 46 (9): 833–838. Bibcode:2004IGRv...46..833E. doi:10.2747/0020-6814.46.9.833.
  25. ↑ 25,0 25,1 25,2 25,3 Jolley, D. W.; Bell, B. R. (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. Bibcode:2002GSLSP.197....1J. doi:10.1144/GSL.SP.2002.197.01.01.
  26. ↑ Rousse, S.; M. Ganerød; M.A. Smethurst; T.H. Torsvik; T. Prestvik (2007). „The British Tertiary Volcanics: Origin, History and New Paleogeographic Constraints for the North Atlantic“. Geophysical Research Abstracts. 9.
  27. ↑ White, R. S.; McKenzie, D. P. (1989). „Magmatism at rift zones: The generation of volcanic continental margins and flood basalts“ (PDF). Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 94 (B6): 7685–7729. Bibcode:1989JGR....94.7685W. doi:10.1029/JB094iB06p07685. Архивирано од изворникот (PDF) на 15 December 2017. Посетено на 24 September 2019.
  28. ↑ Maclennan, John; Jones, Stephen M. (2006). „Regional uplift, gas hydrate dissociation and the origins of the Paleocene–Eocene Thermal Maximum“. Earth and Planetary Science Letters. 245 (1): 65–80. Bibcode:2006E&PSL.245...65M. doi:10.1016/j.epsl.2006.01.069.
  29. ↑ Buchs, David M.; Arculus, Richard J.; Baumgartner, Peter O.; Baumgartner-Mora, Claudia; Ulianov, Alexey (July 2010). „Late Cretaceous arc development on the SW margin of the Caribbean Plate: Insights from the Golfito, Costa Rica, and Azuero, Panama, complexes“ (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 11 (7): n/a. Bibcode:2010GGG....11.7S24B. doi:10.1029/2009GC002901. Архивирано од изворникот (PDF) на 14 August 2017. Посетено на 24 October 2019.
  30. ↑ Escuder-Viruete, J.; Pérez-Estuán, A.; Joubert, M.; Weis, D. (2011). „The Pelona-Pico Duarte basalts Formation, Central Hispaniola: an on-land section of Late Cretaceous volcanism related to the Caribbean large igneous province“ (PDF). Geologica Acta. 9 (3–4): 307–328. doi:10.1344/105.000001716. Архивирано од изворникот (PDF) на 4 March 2016.
  31. ↑ O'Dea, A.; Lessios, H. A.; Coates, A. G.; Eytan, R. I.; Restrepo-Moreno, S. A.; Cione, R. A. (2016). „Formation of the Isthmus of Panama“. Science Advances. 2 (8): e1600883. Bibcode:2016SciA....2E0883O. doi:10.1126/sciadv.1600883. PMC 4988774. PMID 27540590.
  32. ↑ Vahlenkamp, M.; Niezgodzki, I.; Niezgodzki, D.; Lohmann, G.; Bickert, T.; Pälike, H. (2018). „Ocean and climate response to North Atlantic seaway changes at the onset of long-term Eocene cooling“ (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 498: 185–195. Bibcode:2018E&PSL.498..185V. doi:10.1016/j.epsl.2018.06.031.
  33. ↑ Hassold, N. J. C.; Rea, D. K.; van der Pluijm, B. A.; Parés, J. M. (2009). „A physical record of the Antarctic Circumpolar Current: late Miocene to recent slowing of abyssal circulation“ (PDF). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 275 (1–4): 28–36. Bibcode:2009PPP...275...28H. doi:10.1016/j.palaeo.2009.01.011. Архивирано од изворникот (PDF) на 29 October 2015. Посетено на 10 September 2019.
  34. ↑ 34,0 34,1 Wilf, P.; Johnson, K. R. (2004). „Land plant extinction at the end of the Cretaceous: A quantitative analysis of the North Dakota megafloral record“. Paleobiology. 30 (3): 347–368. doi:10.1666/0094-8373(2004)030<0347:LPEATE>2.0.CO;2.
  35. ↑ Akhmetiev, M. A. (2007). „Paleocene and Eocene floras of Russia and adjacent regions: Climatic conditions of their development“. Paleontological Journal. 41 (11): 1032–1039. doi:10.1134/S0031030107110020.
  36. ↑ Akhmetiev, M. A.; Beniamovsky, V. N. (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. doi:10.1344/105.000000278.
  37. ↑ 37,0 37,1 Williams, C. J.; LePage, B. A.; Johnson, A. H.; Vann, D. R. (2009). „Structure, Biomass, and Productivity of a Late Paleocene Arctic Forest“. Proceedings of the Academy of Natural Sciences of Philadelphia. 158 (1): 107–127. doi:10.1635/053.158.0106.
  38. ↑ 38,0 38,1 38,2 Brea, M.; Matheos, S. D.; Raigemborn, M. S.; Iglesias, A.; Zucol, A. F.; Prámparo, M. (2011). „Paleoecology and paleoenvironments of Podocarp trees in the Ameghino Petrified forest (Golfo San Jorge Basin, Patagonia, Argentina): Constraints for Early Paleogene paleoclimate“ (PDF). Geologica Acta. 9 (1): 13–28. doi:10.1344/105.000001647. Архивирано од изворникот (PDF) на 28 August 2017.
  39. ↑ Hansen, J.; Sato, M.; Russell, G.; Kharecha, P. (2013). „Climate sensitivity, sea level and atmospheric carbon dioxide“. Philosophical Transactions of the Royal Society A. 371 (2001): 20120294. arXiv:1211.4846. Bibcode:2013RSPTA.37120294H. doi:10.1098/rsta.2012.0294. PMC 3785813. PMID 24043864.
  40. ↑ „World of Change: Global Temperatures“. NASA Earth Observatory. 9 December 2010. Архивирано од изворникот на 3 September 2019. Посетено на 10 September 2019.
  41. ↑ 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. Bibcode:2004Natur.430...65T. doi:10.1038/nature02639. PMID 15229597.
  42. ↑ Kitchell, J. A.; Clark, D. L. (1982). „Late Cretaceous–Paleogene paleogeography and paleocirculation: Evidence of north polar upwelling“. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 40 (1–3): 135–165. Bibcode:1982PPP....40..135K. doi:10.1016/0031-0182(82)90087-6.
  43. ↑ Bergman, J. (16 February 2011). „Temperature of Ocean Water“. Windows to the Universe. Архивирано од изворникот на 25 September 2019. Посетено на 4 October 2019.
  44. ↑ „Paleocene Climate“. PaleoMap Project. Архивирано од изворникот на 4 April 2019. Посетено на 7 September 2019.
  45. ↑ Whittle, Rowan; Witts, James; Bowman, Vanessa; Crame, Alistair; Francis, Jane; Ineson, Ion (2019). „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.
  46. ↑ Brugger, Julia; Feulner, Georg; Petri, Stefan (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. Bibcode:2017GeoRL..44..419B. doi:10.1002/2016GL072241.
  47. ↑ Vellekoop, J.; Sluijs, A.; Smit, J.; Schouten, S.; Weijers, J. W. H.; Sinninghe Damste, J. S.; Brinkhuis, H. (12 May 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. Bibcode:2014PNAS..111.7537V. doi:10.1073/pnas.1319253111. PMC 4040585. PMID 24821785.
  48. ↑ Ohno, S.; и др. (2014). „Production of sulphate-rich vapour during the Chicxulub impact and implications for ocean acidification“. Nature Geoscience. 7 (4): 279–282. Bibcode:2014NatGe...7..279O. doi:10.1038/ngeo2095.
  49. ↑ Pope, K. O.; D'Hondt, S. L.; Marshall, C. R. (15 September 1998). „Meteorite impact and the mass extinction of species at the Cretaceous/Tertiary boundary“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 95 (19): 11028–11029. Bibcode:1998PNAS...9511028P. doi:10.1073/pnas.95.19.11028. PMC 33889. PMID 9736679.
  50. ↑ Belcher, C. M. (2009). „Reigniting the Cretaceous-Palaeogene firestorm debate“. Geology. 37 (12): 1147–1148. Bibcode:2009Geo....37.1147B. doi:((10.1130/focus122009.1.)) Проверете ја вредноста |doi= (help).
  51. ↑ Quillévéré, F.; Norris, R. D.; Koon, D.; Wilson, P. A. (2007). „Transient ocean warming and shifts in carbon reservoirs during the early Danian“. Earth and Planetary Science Letters. 265 (3): 600–615. doi:10.1016/j.epsl.2007.10.040.
  52. ↑ Jolley, D. W.; Gilmour, I.; Gilmour, M.; Kemp, D. B.; Kelley, S. P. (2015). „Long-term resilience decline in plant ecosystems across the Danian Dan-C2 hyperthermal event, Boltysh crater, Ukraine“. Journal of the Geological Society. 172 (4): 491–498. Bibcode:2015JGSoc.172..491J. doi:10.1144/jgs2014-130. |hdl-access= бара |hdl= (help)
  53. ↑ Jehl, S.; Bornemann, A.; Deprez, A.; Speijer, R. P. (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. Bibcode:2015PLoSO..1041644J. doi:10.1371/journal.pone.0141644. PMC 4659543. PMID 26606656.
  54. ↑ Грешка во наводот: Погрешна ознака <ref>; нема зададено текст за наводите по име автоссылка5.
  55. ↑ Speijer, R. P. (2003). „Danian-Selandian sea-level change and biotic excursion on the southern Tethyan margin (Egypt)“. Во Wing, S. L.; Gingerich, P. D.; Schmitz, B.; Thomas, E. (уред.). Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geological Society of America. стр. 275–290. doi:10.1130/0-8137-2369-8.275. ISBN 978-0-8137-2369-3.[мртва врска]
  56. ↑ Bernoala, G.; Baceta, J. I.; Orue-Etxebarria, X.; Alegret, L. (2008). „The mid-Paleocene biotic event at the Zumaia section (western Pyrenees); evidence of an abrupt environmental disruption“. Geophysical Research Abstracts. 10.
  57. ↑ Hyland, E. G.; Sheldon, N. D.; Cotton, J. M. (2015). „Terrestrial evidence for a two-stage mid-Paleocene biotic event“ (PDF). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 417: 371–378. Bibcode:2015PPP...417..371H. doi:10.1016/j.palaeo.2014.09.031. Архивирано од изворникот (PDF) на 5 August 2016.
  58. ↑ Frieling, J.; Gebhardt, H.; Huber, M. (2017). „Extreme warmth and heat-stressed plankton in the tropics during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum“. Science Advances. 3 (3): e1600891. Bibcode:2017SciA....3E0891F. doi:10.1126/sciadv.1600891. PMC 5336354. PMID 28275727.
  59. ↑ Gutjahr, M.; Ridgewell, A.; Sexton, P. F.; и др. (2017). „Very large release of mostly volcanic carbon during the Palaeocene–Eocene Thermal Maximum“. Nature. 538 (7669): 573–577. Bibcode:2017Natur.548..573G. doi:10.1038/nature23646. PMC 5582631. PMID 28858305.
  60. ↑ Svensen, H.; Planke, S.; Malthe-Sørrensen, A.; и др. (2004). „Release of methane from a volcanic basin as a mechanism for initial Eocene global warming“. Nature. 429 (6991): 542–545. Bibcode:2004Natur.429..542S. doi:10.1038/nature02566. PMID 15175747.
  61. ↑ DeConto, R. M.; и др. (2012). „Past extreme warming events linked to massive carbon release from thawing permafrost“. Nature. 484 (7392): 87–91. Bibcode:2012Natur.484...87D. doi:10.1038/nature10929. PMID 22481362.
  62. ↑ Turner, S. K. (2018). „Constraints on the onset duration of the Paleocene–Eocene Thermal Maximum“. Philosophical Transactions of the Royal Society B. 376 (2130): 20170082. Bibcode:2018RSPTA.37670082T. doi:10.1098/rsta.2017.0082. PMC 6127381. PMID 30177565.
  63. ↑ Bowen, G. J. (2015). „Two massive, rapid releases of carbon during the onset of the Palaeocene–Eocene thermal maximum“. Nature Geoscience. 8 (1): 44–47. Bibcode:2015NatGe...8...44B. doi:10.1038/ngeo2316.
  64. ↑ McInerney, Francesca A.; Wing, Scott L. (30 May 2011). „The Paleocene–Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future“. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 39 (1): 489–516. Bibcode:2011AREPS..39..489M. doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431.
  65. ↑ Nunes, F.; Norris, R. D. (2006). „Abrupt reversal in ocean overturning during the Palaeocene/Eocene warm period“. Nature. 439 (7072): 60–63. Bibcode:2006Natur.439...60N. doi:10.1038/nature04386. PMID 16397495.
  66. ↑ Panchuk, K.; Ridgwell, A.; Kump, L. R. (2008). „Sedimentary response to Paleocene–Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison“. Geology. 36 (4): 315–318. Bibcode:2008Geo....36..315P. doi:10.1130/G24474A.1.
  67. ↑ 67,0 67,1 67,2 67,3 67,4 Graham, A. (1999). Late Cretaceous and Cenozoic History of North American Vegetation (PDF). Oxford University Press. стр. 162–169. ISBN 978-0-19-511342-6. Архивирано од изворникот (PDF) на 1 October 2019.
  68. ↑ Wing, S. L.; Herrera, F.; Jaramillo, C. A.; Gómez-Navarro, C.; Wilf, P.; Labandeira, C. C. (2009). „Late Paleocene fossils from the Cerrejón Formation, Colombia, are the earliest record of Neotropical rainforest“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 106 (44): 18627–18632. Bibcode:2009PNAS..10618627W. doi:10.1073/pnas.0905130106. PMC 2762419. PMID 19833876.
  69. ↑ Tschudy, R. H.; Tschudy, B. D. (1986). „Extinction and survival of plant life following the Cretaceous/Tertiary boundary event, Western Interior, North America“. Geology. 14 (8): 667–670. Bibcode:1986Geo....14..667T. doi:10.1130/0091-7613(1986)14<667:EASOPL>2.0.CO;2.
  70. ↑ Vajda, V.; Bercovici, A. (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. Bibcode:2014GPC...122...29V. doi:10.1016/j.gloplacha.2014.07.014.
  71. ↑ Barreda, Viviana D.; Cúneo, Nestor R.; Wilf, Peter; Currano, Ellen D.; Scasso, Roberto A.; Brinkhuis, Henk (2012-12-17). Newsom, Lee A. (уред.). „Cretaceous/Paleogene Floral Turnover in Patagonia: Drop in Diversity, Low Extinction, and a Classopollis Spike“. PLOS ONE (англиски). 7 (12): e52455. Bibcode:2012PLoSO...752455B. doi:10.1371/journal.pone.0052455. ISSN 1932-6203. PMC 3524134. PMID 23285049.
  72. ↑ Vajda, V.; Raine, J. I.; Hollis, C. J. (2001). „Indication of global deforestation at the Cretaceous-Tertiary boundary by New Zealand fern spike“. Science. 294 (5547): 1700–1702. Bibcode:2001Sci...294.1700V. doi:10.1126/science.1064706. PMID 11721051.
  73. ↑ Schultz, P. H.; D'Hondt, S. (1996). „Cretaceous-Tertiary (Chicxulub) impact angle and its consequences“. Geology. 24 (11): 963–967. Bibcode:1996Geo....24..963S. doi:10.1130/0091-7613(1996)024<0963:CTCIAA>2.3.CO;2.
  74. ↑ 74,0 74,1 74,2 Frederiksen, N. O. (1994). „Paleocene floral diversities and turnover events in eastern North America and their relation to diversity models“. Review of Palaeobotany and Palynology. 82 (3–4): 225–238. doi:10.1016/0034-6667(94)90077-9.
  75. ↑ Johnson, K. R.; Ellis, B. (2002). „A Tropical Rainforest in Colorado 1.4 Million Years After the Cretaceous–Tertiary Boundary“. Science. 296 (5577): 2379–2383. Bibcode:2002Sci...296.2379J. doi:10.1126/science.1072102. PMID 12089439.
  76. ↑ Wang, W.; Lin, L.; Xiang, X. (2016). „The rise of angiosperm-dominated herbaceous floras: Insights from Ranunculaceae“. Scientific Reports. 6: e27259. Bibcode:2016NatSR...627259W. doi:10.1038/srep27259. PMC 4890112. PMID 27251635.
  77. ↑ 77,0 77,1 Wilf, P.; Labandeira, C. C. (1999). „Response of Plant–Insect Associations to Paleocene–Eocene Warming“ (PDF). Science. 284 (5423): 2153–2156. CiteSeerX 10.1.1.304.8853. doi:10.1126/science.284.5423.2153. PMID 10381875.
  78. ↑ Dilcher, D. (2000). „Toward a new synthesis: Major evolutionary trends in the angiosperm fossil record“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 97 (13): 7030–7036. Bibcode:2000PNAS...97.7030D. doi:10.1073/pnas.97.13.7030. PMC 34380. PMID 10860967.
  79. ↑ 79,0 79,1 79,2 79,3 Askin, R. A.; Spicer, R. A. (1995). „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. стр. 156–173.
  80. ↑ Tosolini, A.; Cantrill, D. J.; Francis, J. E. (2013). „Paleocene flora from Seymour Island, Antarctica: Revision of Dusén's (1908) angiosperm taxa“. Alcheringa: An Australasian Journal of Palaeontology. 37 (3): 366–391. doi:10.1080/03115518.2013.764698.
  81. ↑ „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. 2014. Bibcode:2014NW....101..313A. doi:10.1007/s00114-014-1158-2. PMID 24563098.
  82. ↑ Lucas, S. G. (1998). „Pantodonta“. Во Janis, C. M.; Scott, K. M.; Jacobs, L. L.; Gunnel, G. F.; Uhen, M. D. (уред.). Evolution of Mammals of North America. Cambridge University Press. стр. 274. ISBN 978-0-521-35519-3.
  83. ↑ Maor, R.; Dayan, T.; Ferguson-Gow, H.; Jones, K. E. (2017). „Temporal niche expansion in mammals from a nocturnal ancestor after dinosaur extinction“. Nature Ecology and Evolution. 1 (12): 1889–1895. doi:10.1038/s41559-017-0366-5. PMID 29109469.
  84. ↑ Wilson, G. P.; Evans, A. R.; Corfe, I. J.; Smits, P. D.; Fortelius, M.; Jernvall, J. (2012). „Adaptive radiation of multituberculate mammals before the extinction of dinosaurs“ (PDF). Nature. 483 (7390): 457–460. Bibcode:2012Natur.483..457W. doi:10.1038/nature10880. PMID 22419156. Архивирано од изворникот (PDF) на 12 August 2017.
  85. ↑ 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.
  86. ↑ Alroy, John; Waddell, P. (March 1999). „The Fossil Record of North American Mammals: Evidence for a Paleocene Evolutionary Radiation“ (PDF). Systematic Biology. 48 (1): 107–118. doi:10.1080/106351599260472. PMID 12078635. Архивирано од изворникот (PDF) на 2017-08-10. Посетено на 2023-01-16.
  87. ↑ Luo, Z.-X.; Ji, Q.; Wible, J. R.; Yuan, C.-X. (2003). „An early Cretaceous tribosphenic mammal and metatherian evolution“. Science. 302 (5652): 1934–1940. Bibcode:2003Sci...302.1934L. doi:10.1126/science.1090718. PMID 14671295.
  88. ↑ Williamson, T. E.; Taylor, L. (2011). „New species of Peradectes and Swaindelphys (Mammalia: Metatheria) from the Early Paleocene (Torrejonian) Nacimiento Formation, San Juan Basin, New Mexico, USA“. Palaeontologia Electronica. 14 (3).
  89. ↑ Pascual, R.; Archer, M.; Ortiz-Jaureguizar, E.; Prado, J. L.; Goldthep, H.; Hand, S. J. (1992). „First discovery of monotremes in South America“. Nature. 356 (6371): 704–706. Bibcode:1992Natur.356..704P. doi:10.1038/356704a0.
  90. ↑ Musser, A. M. (2003). „Review of the monotreme fossil record and comparison of palaeontological and molecular data“. Comparative Biochemistry and Physiology A. 136 (4): 927–942. doi:10.1016/s1095-6433(03)00275-7. PMID 14667856. Архивирано од изворникот на 4 March 2016.
  91. ↑ Halliday, T. J. D.; Upchurch, P.; Goswami, A. (2017). „Resolving the relationships of Paleocene placental mammals“. Biological Reviews. 92 (1): 521–550. doi:10.1111/brv.12242. PMC 6849585. PMID 28075073.
  92. ↑ Grossnickle, D. M.; Newham, E. (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. doi:10.1098/rspb.2016.0256. PMC 4920311.
  93. ↑ Janis, C. M. (2005). Sues, H. (уред.). Evolution of Herbivory in Terrestrial Vertebrates: Perspectives from the Fossil Record. Cambridge University Press. стр. 182. ISBN 978-0-521-02119-7.
  94. ↑ O'Leary, M. A.; Lucas, S. G.; Williamson, T. E. (1999). „A new specimen of Ankalagon (Mammalia, Mesonychia) and evidence of sexual dimorphism in mesonychians“. Journal of Vertebrate Paleontology. 20 (2): 387–393. doi:10.1671/0272-4634(2000)020[0387:ANSOAM]2.0.CO;2.
  95. ↑ Zhou, X.; Zhai, R.; Gingerich, P. D.; Chen, L. (1995). „Skull of a New Mesonychid (Mammalia, Mesonychia) from the Late Paleocene of China“ (PDF). Journal of Vertebrate Paleontology. 15 (2): 387–400. doi:10.1080/02724634.1995.10011237. Архивирано од изворникот (PDF) на 4 March 2016. Посетено на 27 August 2019.
  96. ↑ Suh, A.; Smeds, L.; Ellegren, H. (2015). „The dynamics of incomplete lineage sorting across the ancient adaptive radiation of Neoavian birds“. PLOS Biology. 13 (8): e1002224. doi:10.1371/journal.pbio.1002224. PMC 4540587. PMID 26284513.
  97. ↑ Longrich, N. R.; Bhullar, B. S.; Gauthier, J. A. (2012). „Mass extinction of lizards and snakes at the Cretaceous–Paleogene boundary“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 109 (52): 21396–21401. Bibcode:2012PNAS..10921396L. doi:10.1073/pnas.1211526110. PMC 3535637. PMID 23236177.
  98. ↑ MacLeod, N.; Rawson, P. F.; Forey, P. L.; Banner, F. T.; Boudagher-Fadel, M. K.; Bown, P. R.; Burnett, J. A.; Chambers, P.; Culver, S. (1997). „The Cretaceous–Tertiary biotic transition“. Journal of the Geological Society. 154 (2): 265–292. Bibcode:1997JGSoc.154..265M. doi:10.1144/gsjgs.154.2.0265. Архивирано од изворникот на 7 May 2019.
  99. ↑ Erickson, B. R. (2007). „Crocodile and Arthropod Tracks from the Late Paleocene Wannagan Creek Fauna of North Dakota, USA“. Ichnos. 12 (4): 303–308. doi:10.1080/1042094050031111.
  100. ↑ 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.
  101. ↑ 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. doi:10.2307/2666178. JSTOR 2666178.
  102. ↑ Sheehan, P. M.; Fastovsky, D. E. (1992). „Major extinctions of land-dwelling vertebrates at the Cretaceous–Tertiary boundary, Eastern Montana“. Geology. 20 (6): 556–560. Bibcode:1992Geo....20..556S. doi:10.1130/0091-7613(1992)020<0556:meoldv>2.3.co;2.
  103. ↑ Archibald, J D; Bryant, L J (1990). „Differential Cretaceous–Tertiary extinction of nonmarine vertebrates; evidence from northeastern Montana“. Во Sharpton, V L; Ward, P D (уред.). Global Catastrophes in Earth History: an Interdisciplinary Conference on Impacts, Volcanism, and Mass Mortality. Geological Society of America, Special Paper. 247. стр. 549–562. doi:10.1130/spe247-p549. ISBN 978-0-8137-2247-4.
  104. ↑ Rage, J. (2001). „Oldest Bufonidae (Amphibia, Anura) from the Old World: a bufonid from the Paleocene of France“ (PDF). Journal of Vertebrate Paleontology. 23 (2): 462–463. doi:10.1671/0272-4634(2003)023[0462:OBAAFT]2.0.CO;2.
  105. ↑ Sibert, E. C.; Norris, R. D. (2015). „New Age of Fishes initiated by the Cretaceous−Paleogene mass extinction“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 112 (28): 8537–8542. Bibcode:2015PNAS..112.8537S. doi:10.1073/pnas.1504985112. PMC 4507219. PMID 26124114.
  106. ↑ Miya, M.; Friedman, M.; Satoh, T. P. (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. Bibcode:2013PLoSO...873535M. doi:10.1371/journal.pone.0073535. PMC 3762723. PMID 24023883.
  107. ↑ Currano, E. D.; Wilf, P.; Wing, S. C.; Labandeira, C. C.; Lovelock, E. C.; Royer, D. L. (2008). „Sharply increased insect herbivory during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 105 (6): 1960–1964. Bibcode:2008PNAS..105.1960C. doi:10.1073/pnas.0708646105. PMC 2538865. PMID 18268338.
  108. ↑ Wedmann, S.; Uhl, D.; Lehmann, T.; Garrouste, R.; Nel, A.; Gomez, B.; Smith, K.; Schaal, S. F. K. (2018). „The Konservat-Lagerstätte Menat (Paleocene; France) – an overview and new insights“ (PDF). Geologica Acta. 16 (2): 189–213. doi:10.1344/GeologicaActa2018.16.2.5. Архивирано од изворникот (PDF) на 6 November 2019. Посетено на 6 November 2019.
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Палеоцен&oldid=5252462“