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| 始新世 | |
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.png/500px-Mollweide_Paleographic_Map_of_Earth,_45_Ma_(Lutetian_Age).png) 始新世、ルテチアン時代の4500万年前の地球の地図 | |
| 年表 | |
| 語源 | |
| 名前の形式 | フォーマル |
| 使用情報 | |
| 天体 | 地球 |
| 地域別使用状況 | グローバル ( ICS ) |
| 使用される時間スケール | ICS タイムスケール |
| 意味 | |
| 年代順 | エポック |
| 地層単位 | シリーズ |
| 時間範囲の形式 | フォーマル |
| 下限定義 | PETMにおけるδ13C値の強い負の異常[ 3] |
| 下限GSSP | エジプト、ルクソール、ダバビヤセクション[3] 25°30′00″N 32°31′52″E / 25.5000°N 32.5311°E / 25.5000; 32.5311 |
| GSSPの引き下げが承認 | 2003年[3] |
| 上限の定義 | プランクトン性有孔虫 ハントケニナとクリブロハントケニナの LAD |
| 上限GSSP | マッシニャーノ採石場、マッシニャーノ、アンコーナ、イタリア43°31′58″N 13°36′04″E / 43.5328°N 13.6011°E / 43.5328; 13.6011 |
| 上位GSSPが批准 | 1992年[4] |
始新世（IPA ： / ˈ iː ə s iː n 、 ˈ iː oʊ - / EE -ə-seen、EE -oh- [5] [6]）は、約5600万年前から3390万年前（Ma）まで続いた地質時代である。これは、現代の新生代における古第三紀の2番目の 時代である。始新世という名前は、古代ギリシャ語のἨώς（Ēṓs、「夜明け」）とκαινός（kainós 、「新しい」）に由来し、この時代に現れた現代の（「新しい」）動物相の「夜明け」を指している。[7] [8]
始新世は、暁新世の終わりから漸新世の始まりまでの期間に及ぶ。始新世の始まりは、大気中の炭素同位体 13 Cの濃度が、より一般的な同位体12 Cと比較して例外的に低かった短い期間によって特徴付けられる。始新世の初めの地球の平均気温は約 27 ℃ であった。[9]終わりは、グランド・クピュール(連続体での「大転換」) または始新世-漸新世絶滅イベントと呼ばれる大規模な絶滅イベントに設定されており、これはシベリアと現在のチェサピーク湾での1つ以上の大きな火球の衝突に関連している可能性がある。他の地質時代と同様に、この時代の始まりと終わりを定義する地層はよく特定されているが[10] 、正確な日付は若干不確かである。
語源
「始新世」という用語は、古代ギリシャ語で「夜明け」を意味する Ἠώς ( Ēṓs ) と「新しい」または「最近の」を意味するκαινός kainosに由来しており、この時代は最近の、つまり現代の生活の夜明けを迎えた時代であった。
スコットランドの地質学者チャールズ・ライエルは、1833年に（第四紀を無視して）第三紀を始新世、中新世、鮮新世、新鮮新世（完新世）に分けた。 [ 11 ] [ n 1 ]イギリスの地質学者ジョン・フィリップスは、1840年に第三紀の代わりに新生代を提案し、 [12]オーストリアの古生物学者モーリッツ・ヘルネスは、1853年に始新世を古第三紀、中新世と鮮新世を新第三紀とした。 [13]数十年にわたる一貫性のない使用法の後、新たに結成された国際地層学委員会（ICS）は、1969年にヨーロッパで有力な見解に基づいて地層学を標準化した。新生代は第三紀と第四紀に細分され、第三紀は古第三紀と新第三紀に細分された。新第三紀。[14] 1978年、古第三紀は正式に暁新世、始新世、漸新世として定義され、新第三紀は中新世と鮮新世として定義された。[15] 1989年、第三紀と第四紀は境界の恣意性により時間スケールから削除されたが、第四紀は2009年に復活した。[16]
地質学
境界
始新世は、温暖な気候から寒冷な気候へと移行する、2つの極端な気候の間の地球規模の気候変遷を表すダイナミックな時代です。始新世の始まりは、暁新世-始新世温暖極大期によって特徴づけられます。これは、大気と海洋系への大量の炭素の放出によって引き起こされた、短期間の激しい温暖化と海洋の酸性化の期間であり、 [17]これにより、底生有孔虫（海洋生態系の健全性の生物指標として使用される単細胞種）の30〜50％の大量絶滅が起こりました。これは新生代で最大級の絶滅の1つです。[18] [19]この出来事はおよそ5580万年前に起こり、新生代における地球規模の変化の最も重要な時期の1つでした。[17] [20] [21]
中期始新世は、EECOの終わり、およそ4780万年前後に気候がより寒冷化したことが特徴で、これは中期始新世気候最適期（MECO）と呼ばれる別の温暖化イベントによって一時的に中断されました。[22]約40万年続いたMECOは、有孔虫の安定酸素同位体記録から推測されるように、表層海と深海の両方で地球全体で均一に4°から6°Cの温暖化を引き起こしました。長期にわたる緩やかな寒冷化傾向の再開は、後期始新世/前期漸新世境界で氷河期極大期をもたらしました。
始新世の終わりは、始新世-漸新世絶滅イベント（グランド・クピュールとも呼ばれる）によっても特徴づけられました。[23]
地層学
始新世は慣習的に前期（5600万～4780万年前）、中期（4780万～3800万年前）、後期（3800万～3390万年前）に分けられる。[24]対応する岩石は、下部始新世、中部始新世、上部始新世と呼ばれる。イプレシアン期は下部始新世、プリアボニアン期は上部始新世を構成し、ルテシアン期とバルトニアン期は中部始新世として統合される。[要出典]
始新世の北アメリカ西部の植物相は、ワシントン州キング郡のピュージェット群の化石の研究に基づいて、ジャック・ウルフ（1968年）によって4つの植物の「段階」に分けられた。フランクリニアン、フルトニアン、ラヴェニアン、クメリアンの4つの段階は、始新世前期から漸新世前期までをカバーし、4つのうち3つには非公式な前期/後期のサブステージが与えられた。ウルフは暫定的にフランクリニアンを始新世前期、フルトニアンを始新世中期、ラヴェニアンを後期、クメリアンを漸新世前期とみなした。[25]クメリアンの始まりは、グレゴリー・レタラックら（2004年）によって4000万年前と修正され、より若いアングーニアン植物段階が始まる始新世と漸新世の境界で終了すると修正された。[26]
古地理学とテクトニクス
始新世の間、大陸は現在の位置に向かって移動し続けた。この時期の初めには、オーストラリアと南極大陸はつながっており、暖かい赤道海流が冷たい南極海水と混ざり合って地球全体に熱を分散させ、地球の気温を高く保っていた可能性がある。約4500万年前にオーストラリアが南の大陸から分離したとき、暖かい赤道海流は南極大陸から遠ざかるようになった。2つの大陸の間には孤立した冷水路が発達した。[27]しかし、モデリングの結果は、始新世後期の寒冷化の熱隔離モデルに疑問を投げかけており、[28]大気中の二酸化炭素濃度の低下の方が重要だった可能性がある。南極地域が寒冷化し始めると、南極大陸を取り囲む海が凍り始め、冷たい水と氷床が北に流れ込み、寒冷化が進んだ。[29]
ヨーロッパ、グリーンランド、北アメリカが離れ離れになるにつれ、ローラシア大陸北部は分裂し始めた。 [30]
北アメリカ西部では、始新世にララミデ造山運動が終焉を迎え、圧縮に代わって地殻の伸張が起こり、最終的に盆地・山脈地域が形成されました。[31] [32]ルテティアン期に標高約1.5kmだったキシェネン盆地は、プリアボニアン期までに標高2.5kmまで隆起しました。[33]隆起の間にある高く平坦な盆地に巨大な湖が形成され、[34]グリーン リバー層の堆積をもたらしました。[35]
約3500万年前、北アメリカ東海岸に小惑星が衝突し、チェサピーク湾衝突クレーターが形成された。[36] [37]
テチス海は最終的にアフリカとユーラシアの衝突で閉じ、[38]アルプスの隆起によってその最後の残骸である地中海が分離され、北に島嶼群のある別の浅い海が形成された。 [39]テチス海周辺北西部のプランクトン性有孔虫は、中期ルテティアン期のテチスのものと非常に似ているが、バルトニアン期には完全に異なるものになり、生物地理学的分離を示している。[40]北大西洋は開いていたが、[41] 2つの地域の動物相は非常に似ているため、北米とヨーロッパの間には陸地のつながりが残っていたと思われる。[42]
ユーラシア大陸は5000万年前に西ヨーロッパ、バルカン半島、アジアの3つの大陸に分かれていた。約4000万年前にバルカン半島とアジアはつながり、3400万年前にヨーロッパはつながった。 [43] [44]撫順盆地には古期済州屯湖として知られる大きな亜酸素湖があった。[45]
インドはアジアと衝突し、褶曲してヒマラヤ山脈の形成を開始した。[46]初期の亜大陸は、約5020万年前にコーヒスタン・ラダック弧と衝突し、約4040万年前にカラコルムと衝突し、最終的にアジアとインドが衝突したのは約4000万年前である。[47] [48]
気候
始新世には、新生代で最も温暖な気候、そしておそらくペルム紀-三畳紀の大量絶滅と前期三畳紀以来最も温暖な期間を含む多様な気候条件があり、氷室気候で終わります。[49]始新世の気候の進化は、 56 Maの暁新世-始新世温暖極大期（PETM）の終了後の温暖化から始まり、約49 Maの始新世最適期に最大になりました。この期間中、地球上に氷はほとんどまたはまったく存在せず、赤道から極までの温度差は小さかったです。[50]このため、最大海面は現在のレベルより150メートル高かったです。[51]極大期の後は、34 Maの始新世最適期から始新世-漸新世遷移期にかけて氷室気候に下降しました。この減少の間に、両極に氷が再び現れ始め、始新世から漸新世への移行期は南極の氷床が急速に拡大し始めた時期である。 [52]
始新世初期
温室効果ガス、特に二酸化炭素とメタンが始新世に地表温度の制御に重要な役割を果たした。PETMの終わりには、北極海の海底にメタンクラスレート、石炭、原油の形で大量の二酸化炭素が隔離され、大気中の二酸化炭素が減少した。[53]この出来事は、PETMの初めの温室効果ガスの大量放出と規模が似ており、隔離は主に有機炭素の埋没とケイ酸塩の風化によるものだと仮説が立てられている。始新世初期には、大気中にどれだけの二酸化炭素があったかについて多くの議論がある。これは、大気中の二酸化炭素含有量の異なる多数のプロキシがあるためである。例えば、多様な地球化学的および古生物学的指標によると、地球温暖化が最高潮に達したとき、大気中の二酸化炭素濃度は700～900 ppmであったことが示されているが[54]、モデルシミュレーションでは、当時の深海、海面、地表付近の気温に最もよく当てはまる濃度は1,680 ppmであると示唆されている。[55]土壌生成炭酸塩や海洋ホウ素同位体などの他の指標によると、100万年未満の期間で二酸化炭素濃度が2,000 ppm以上も大きく変化したことが示されている。[56]この大量の二酸化炭素流入は、北大西洋のリフトによる火山からのガス放出、またはPETMイベントで海底や湿地環境に堆積した大規模な貯留層に貯蔵されたメタンの酸化に起因する可能性がある。[54]対照的に、今日の二酸化炭素濃度は400 ppmまたは0.04%である。
始新世前期には、メタンも気候に劇的な影響を及ぼした温室効果ガスだった。メタンは100年スケールで二酸化炭素の30倍の温暖化効果を持つ（つまり、メタンの地球温暖化係数は29.8±11である）。[57]この期間に大気中に放出されたメタンのほとんどは、湿地、沼地、森林からのものだと考えられる。[58]今日の大気中のメタン 濃度は0.000179%または1.79 ppmvである。始新世前期に関連する温暖な気候と海面上昇の結果、メタン放出に利用できる湿地、森林、石炭鉱床が増えたと考えられる。始新世前期のメタン生成量を現在の大気中のメタンレベルと比較すると、始新世前期には3倍の量のメタンが生成されていたことになる。始新世初期の温暖な気温はメタン生成率を高めた可能性があり、大気中に放出されたメタンが対流圏を温め、成層圏を冷やし、酸化によって水蒸気と二酸化炭素を生成する。生物によるメタン生成では、メタンとともに二酸化炭素と水蒸気が生成され、赤外線も発生する。酸素を含む大気中でのメタン分解では、一酸化炭素、水蒸気、赤外線が生成される。一酸化炭素は安定していないため、最終的には二酸化炭素になり、その際にさらに多くの赤外線が放出される。水蒸気は二酸化炭素よりも多くの赤外線を閉じ込める。始新世（5580万～3390万年前）の初め頃には、地球の大気中の酸素量は多かれ少なかれ2倍になった。[59]
5500万年から5200万年前の前期始新世の温暖化の間に、海洋の炭素同位体組成に短期的な変化が相次いだ。 [60] [61]これらの同位体変化は海洋から大気中に炭素が放出されたことにより発生し、海面温度が4～8℃（7.2～14.4℉）上昇した。前期始新世のこれらの超温暖化に関する最近の分析と研究から、超温暖化は軌道パラメータ、特に離心率と傾斜角に基づいているという仮説が導かれている。前期始新世の超温暖化、特に暁新世–始新世温暖化極大期（PETM）、始新世温暖化極大期2（ETM2）、始新世温暖化極大期3（ETM3）が分析され、軌道制御がETM2とETM3の誘発に役割を果たしていた可能性があることが判明した。[62] [63] [64]生物ポンプの強化は、これらの高温帯の回復期に過剰な炭素を隔離するのに効果的であることが証明されました。[65]これらの高温帯は、プランクトンおよび底生有孔虫の摂動の増加を招き、[66] [67]気温上昇の結果として河川堆積速度が上昇しました。[68] PETMとは異なり、前期始新世のより軽度の高温帯は陸生哺乳類にほとんど影響を与えませんでした。[69]これらの前期始新世の高温帯は、前期始新世気候最適期（EECO）として知られる極端に暑い気候の持続期間を生み出しました。[70]前期および中期EECOの間、ニュージーランドの広塩性 渦胞子 ホモトリブリウムの過剰発生は、その地域の海洋塩分濃度の上昇を示しています。 [71]
公平な気候問題
前述のように、始新世の気候のユニークな特徴の 1 つは、始新世の初期に存在した、均一で温暖な気候でした。この期間に温暖で均質な気候が存在したことを裏付ける指標は数多くあります。これらの指標のいくつかには、高緯度に生息するワニなどの温暖な気候に固有の化石の存在、[ 72] [73]、持続的な凍結中には生き残れないヤシの木などの耐寒性のない植物が高緯度に存在すること、 [73] [74] 、熱帯地方で発見された、生存するためにははるかに高い平均気温を必要とするヘビの化石などがあります。[73] TEX 86 BAYSPARの測定では、低緯度で海面温度が40℃（104℉）から45℃（113℉）と非常に高いことが示されているが、[75] 凝集同位体分析では、 EECO期間中の低緯度海面温度の最高値は36.3℃（97.3℉）±1.9℃（35.4℉）であることが示唆されている。[76]同位体プロキシによると、現在の値と比較して、底層水温は10℃（18℉）高い。[74]これらの底層水温では、極地付近で深層水が形成される地域の温度は、底層水温よりも大幅に低くなることはない。[要出典]
しかし、始新世をモデル化し、代理データで見つかった結果を再現しようとすると、問題が生じます。[77]始新世初期に発生したさまざまな範囲の温室効果ガスを使用したモデルでは、極地で確認された温暖化や、極地の冬が大幅に暖かくなる季節性の減少を再現できませんでした。モデルは熱帯地方を正確に予測しますが、極地で実際に測定された気温よりも最大 20 °C (36 °F) 低い、大幅に低い気温を生成する傾向があります。[74]このエラーは「均等気候問題」として分類されています。この問題を解決するには、熱帯地方を暖めずに極地を暖めるプロセスを見つけることが解決策となります。そのプロセスを見つけようとするいくつかの仮説とテストを以下に挙げます。[要出典]
大きな湖
陸地と異なり水の性質上、大きな水域があれば気温の変動は少なくなる。極地の気温低下を緩和する試みとして、季節的な気候変化を緩和するために大きな湖が提案された。[78]このケースを再現するために、北アメリカに湖が挿入され、さまざまな二酸化炭素レベルを使用して気候モデルが実行された。モデルの実行により、湖は二酸化炭素の増加以上に地域の季節性を軽減したが、大きな湖を追加しても、植物や動物のデータで示されたレベルまで季節性を軽減することはできないという結論に達した。[要出典]
海洋熱輸送
熱帯から極への熱輸送は、現代の海洋熱輸送の機能とよく似ており、極の気温上昇と季節性の減少の原因であると考えられていました。[79]始新世初期の海面温度の上昇と深層水の温度上昇により、これらの上昇により熱帯から極への熱輸送が増加するという共通の仮説がありました。これらの違いをシミュレートすると、モデルは温度勾配が低いために熱輸送が少なくなり、海洋熱輸送のみから均一な気候を作り出すことに成功しませんでした。[要出典]
軌道パラメータ
軌道パラメータは、通常、氷の成長と季節性を制御すると考えられていますが、大陸の気温と季節性を制御する可能性があると理論化されました。氷のない惑星を使用して始新世をシミュレートし、離心率、傾斜角、歳差運動をさまざまなモデル実行で変更して、発生する可能性のあるすべての異なるシナリオと気温への影響を決定しました。ある特定のケースでは、北米大陸で最大30％の暖かい冬と涼しい夏をもたらし、季節による気温の変化を最大75％削減しました。軌道パラメータは極の温暖化を引き起こしませんでしたが、パラメータは季節性に大きな影響を与えたため、考慮する必要がありました。[80]
極成層圏雲
暖かい極地の温度を生み出すために考えられたもう一つの方法は、極成層圏雲でした。[81]極成層圏雲は、非常に低い温度で下部成層圏に発生する雲です。極成層圏雲は放射強制力に大きな影響を与えます。極成層圏雲は、アルベド特性が最小限で光学的厚さがあるため、温室効果ガスのように機能し、放射される長波放射を閉じ込めます。大気中には、硝酸または硫酸と水との相互作用によって生成される極成層圏雲（タイプ I）と、水氷のみで生成される極成層圏雲（タイプ II）の異なるタイプの極成層圏雲が発生します。[要出典]
メタンは、始新世初期に形成された主要なタイプ II 極成層圏雲の形成において重要な要因である。[58]タイプ II 極成層圏雲で使用される唯一の支持物質は水蒸気であるため、下部成層圏に水蒸気が存在することは必須であるが、ほとんどの場合、下部成層圏に水蒸気が存在することはまれである。メタンが酸化されると、大量の水蒸気が放出される。極成層圏雲のもう 1 つの要件は、凝縮と雲の生成を確実にするための低温である。極成層圏雲の生成には低温が必要であるため、通常は夜間と冬の条件に限定される。下部成層圏のこのより湿潤でより低温の条件の組み合わせにより、極域の広い範囲で極成層圏雲が形成された可能性がある。[要出典]
極成層圏雲が始新世の気候に及ぼす影響をテストするために、極における極成層圏雲の影響と大気中の二酸化炭素の増加を比較するモデルが実行された。[81]極成層圏雲は極に温暖化効果をもたらし、冬季には気温が最大 20 °C 上昇した。極成層圏雲の存在により、モデルではさまざまなフィードバックも発生した。氷の成長は大幅に遅くなり、既存の氷が溶けることになる。気温の変化の影響を受けるのは極のみで、熱帯は影響を受けなかったが、大気中の二酸化炭素の増加により、熱帯の気温も上昇することになる。極成層圏雲の温室効果の増加による対流圏の温暖化により、成層圏は冷却され、極成層圏雲の量が増加する可能性がある。
極成層圏雲は、始新世初期における赤道から極までの温度勾配の減少と極の気温上昇を説明できるが、極成層圏雲を長期間維持することにはいくつかの欠点がある。極成層圏雲の持続可能性を決定するために、別のモデルが使用された。[82]下層成層圏の水蒸気を維持するためには、メタンを継続的に放出し、維持する必要があることが判明した。さらに、極成層圏雲が維持され、最終的に拡大するためには、氷と凝結核の量が多くなければならない。[要出典]
中期始新世
始新世は新生代で最も温暖な時期であっただけでなく、氷室気候への衰退と南極氷床の急速な拡大が起きた時期でもあった。温暖化気候から寒冷化気候への移行は、約49 Maに始まった。炭素と酸素の同位体は、地球全体の寒冷化気候への移行を示している。[83]寒冷化の原因は、大気中の二酸化炭素濃度が2,000 ppmを超えて大幅に減少したことにあるとされている。[54]温暖化から寒冷化への移行中に二酸化炭素が減少した原因として提案されているものの一つは、アゾラ現象である。始新世初期の気候は安定しており、北極の気温が高かったため、北極海では浮遊性水生シダであるアゾラが生育することができた。二酸化炭素量が大幅に増加したことで、北極海全域でアゾラの大発生も促進された。現在の二酸化炭素レベルと比較すると、始新世初期に確認された二酸化炭素レベルの増加により、これらのアゾラは急速に成長した。[83]当時発生したユーキシニアによって証明されているように、北極海の孤立は[84]停滞した海水をもたらし、アゾラが海底に沈むと海底の堆積物の一部となり、炭素を大気から永久に締め出すことで効果的に隔離した。アゾラの炭素隔離能力は並外れており、アゾラの埋没が促進されたことは世界の大気中の炭素含有量に大きな影響を与えた可能性があり、氷室気候への移行を開始する出来事だった可能性がある。[83]アゾラ事件は、大気中の二酸化炭素を最大 470 ppm 引き下げた可能性がある。アゾラ事件前の二酸化炭素濃度が 900 ppmv だったと仮定すると、アゾラ事件後は 430 ppmv、つまり現在よりも 30 ppmv 低下したことになる。[83] EECO末期のこの寒冷化傾向は、珪質プランクトンの生産性と海洋炭素埋没の増加によっても引き起こされたと提案されており、これも大気中の二酸化炭素の吸収を助けた。[54]この出来事後の寒冷化は、中期-後期始新世寒冷化（MLEC）として知られる傾向の一部であり、[85]有機物の生産性と山脈形成による風化により大気中の二酸化炭素が継続的に減少したために続いた。[86]この段階の過程で、撫順盆地など世界の多くの地域がより乾燥し寒冷化した。[45]東アジアでは、MLECの過程で湖の水位の変化が世界の海面水位の変化と同期していた。[87]
地球規模の寒冷化は、バートニアン期に寒冷化から温暖化への大きな逆転が起こるまで続いた。この温暖化イベントは、突然かつ一時的な寒冷化条件の逆転を意味し、中期始新世気候最適期（MECO）として知られている。[88] [89]約4150万年前、南極海の掘削現場から採取したサンプルの安定同位体分析により、60万年間にわたる温暖化イベントが示された。[86]北半球では、イタリアのスカーリア石灰岩で同様の炭素同位体の変化が知られている。[88] 酸素同位体分析では、重い酸素同位体と軽い酸素同位体の比率に大きな負の変化が見られ、これは地球温度の上昇を示している。[90]炭素同位体シグネチャから、この短期的な温暖化中に大量のメタンが放出された可能性は否定されているため、温暖化は主に二酸化炭素の増加によるものと考えられている。[86]大気中の二酸化炭素の急激な増加が観測され、最大で4,000 ppmに達し、始新世で検出された大気中の二酸化炭素の最高値となった。 [91]他の研究では、二酸化炭素レベルの上昇はより緩やかであると示唆されている。 [92]大気中の二酸化炭素の増加は、オーストラリアと南極の間の海底拡大速度と変成脱炭酸反応の増加、およびその地域の火山活動の増加によって引き起こされたという仮説も立てられている。大気中の二酸化炭素増加の原因として考えられるのは、大陸移動による変成作用による放出と、その結果生じたヒマラヤ山脈の形成による突然の増加である可能性があるが、大気中の二酸化炭素の変成作用による放出の正確な時期に関するデータは、データでは十分に解明されていない。[86]しかし、最近の研究では、アジアとインドの間の海洋が除去されたことで、かなりの量の二酸化炭素が放出された可能性があると述べられている。[91]別の仮説では、大陸の岩石が温暖な前期始新世と中期始新世の間に風化しやすくなり、火山から放出された二酸化炭素が大気中に長く残留するようになった結果、ケイ酸塩風化の負のフィードバックが減少したことを示唆しています。[93]さらに別の説明では、MECOの温暖化は、40万年と2400万年の離心率サイクルの両方で同時に極小値が発生したことによって引き起こされたと仮定しています。[94] MECOの間、テチス海の海面温度は32〜36℃に上昇し、[95]テチスの海水はより酸素不足になりました。[96]3キロメートル以上の深海での炭酸塩蓄積の減少は、MECOのピークと同期して起こり、深海で海洋酸性化が起こったことを示しています。 [97]それに加えて、MECOの温暖化は浮遊性 従属栄養生物の呼吸速度の増加を引き起こし、海底に降り注ぐ一次生産の割合の減少につながり、それに応じて底生有孔虫の個体数の減少を引き起こしました。 [98]この温暖化期間中に、北米西部の湖水の塩分が急激に減少しました。[99]この温暖化は短命で、底生酸素同位体の記録は約40 Maで寒冷化に戻ることを示しています。[100]
始新世後期
MECOの終わりに、MLECが再開した。[85]寒冷化と二酸化炭素の減少は、始新世後期から3400万年前後の始新世-漸新世移行期まで続いた。[101] MECO後の寒冷化はアジアで大きな乾燥化傾向をもたらし、[102]海の後退によって促進された。[103]東アジアではモンスーン気候が優勢なままだった。[104]ドレーク海峡開通の初期段階である3850万年前までの寒冷化は、北大西洋で寒冷化が見られなかったことからもわかるように、地球全体に及んだものではなかった。[105]寒冷化期間中、底生酸素同位体は、この後期の寒冷化中に氷の生成と増加があった可能性を示している。[54]始新世の終わりと漸新世の始まりは、南極氷床の面積が大幅に拡大し、氷室気候への大きな一歩となったことで特徴づけられる。[106]酸素同位体やアルケノンなどの複数のプロキシは、始新世から漸新世への移行時に、大気中の二酸化炭素濃度が約750〜800 ppmに減少したことを示しており、これは現在のレベルの約2倍です。[100] [106]大気中の二酸化炭素の減少により地球の気温が下がるとともに、氷の形成における軌道要因は、底生酸素同位体記録の10万年および40万年の変動に見られます。[107]氷床の拡大に大きく貢献したもう1つの要因は、南極周極流の生成です。[108]南極周極流の生成により、南極周辺の冷水が隔離され、南極への熱輸送が減少するとともに[109] 、より冷たい底層の水の湧昇につながる海洋環流が生成されます。[108]この仮説が始新世から漸新世への移行の要因であると考える場合の問題点は、循環が形成された時期が不確かであることです。[110]ドレーク海峡の場合、堆積物からは約41 Maに開口したことが示されていますが、地質構造からは約32 Maに開口したことが示されています。[要出典]始新世と漸新世の境界を越えた温室効果から氷室効果への移行中、太陽活動は大きく変化しませんでした。[111]
フローラ
始新世初期から中期にかけて、森林は両極を含む地球の大半を覆っていた。熱帯林は現代のアフリカ、南アメリカ、中央アメリカ、インド、東南アジア、中国の大半に広がっていた。亜熱帯林は北アメリカ、ヨーロッパ、ロシアに広がり、高緯度には広葉常緑樹林と広葉落葉樹林があった。[112]
極地の森林は広大だった。始新世の沼地のヒノキやアカシアなどの樹木の化石や保存された遺物さえも北極のエルズミーア島で発見されている。当時でもエルズミーア島は今日よりも緯度で数度南にあっただけだった。始新世の亜熱帯や熱帯の樹木や植物の化石もグリーンランドやアラスカで発見されている。熱帯雨林は北アメリカ北部やヨーロッパまで北に広がっていた。[要出典]
ヤシの木は始新世初期にはアラスカや北ヨーロッパの北方まで生育していたが、気候が寒冷化するにつれてその数は減少した。 [113]ドウデンセコイアもはるかに広範囲に分布していた。[114]
最も古いユーカリの化石は5190万年前のもので、アルゼンチンのチュブ州にあるラグナ・デル・フンコ鉱床で発見されました。[115]
中期には寒冷化が始まり、始新世の終わりには大陸内部は乾燥し始め、一部の地域では森林が著しく減少した。新たに進化した草はまだ川岸や湖岸に限られており、平原やサバンナにはまだ広がっていなかった。[要出典]
寒冷化は季節の変化ももたらした。落葉樹は大きな気温の変化に適応しやすく、常緑熱帯樹種を追い越し始めた。[116]この時期の終わりまでに、落葉樹林は北アメリカ、ユーラシア、北極を含む北方大陸の大部分を覆い、熱帯雨林は赤道直下の南アメリカ、アフリカ、インド、オーストラリアにのみ残っていた。[要出典]
南極大陸は始新世の初めには温帯から亜熱帯の熱帯雨林に縁取られていた。始新世のプリツ湾で発見された花粉は、そこにタイガ林が存在していたことを示唆している。[117]時代が進むにつれて気温はずっと下がり、熱を好む熱帯植物は絶滅し、漸新世の初めには、大陸には落葉樹林と広大なツンドラが広がっていた。[要出典]
動物相
始新世には、植物や海洋動物相がかなり現代的になりました。多くの現代の鳥類は始新世に初めて出現しました。始新世の海は暖かく、魚やその他の海洋生物で溢れていました。
脊椎動物
哺乳類
現生哺乳類のほとんどの目で最も古い化石は、始新世前期の短期間に発見されている。始新世の初めには、いくつかの新しい哺乳類グループが北アメリカに到着した。偶蹄目、奇蹄目、霊長類などの現生哺乳類は、長くて細い脚、足、物を掴むことができる手、および咀嚼に適した分化した歯などの特徴を持っていた。矮小形態が優勢だった。新しい哺乳類目のメンバーはすべて小型で、10kg未満であった。歯のサイズを比較すると、始新世の哺乳類は、それ以前の原始的な暁新世の哺乳類の60%の大きさに過ぎなかった。また、それに続く哺乳類よりも小型であった。始新世の高温は、熱にうまく対処できる小型動物に有利であったと推測されている。[118] [119]
齧歯類は広く分布していた。東アジアの齧歯類は、MECO後に櫛蹄類優勢から齧歯類優勢へと移行し、多様性が減少した。[120]
現代の有蹄類（蹄のある動物）の両グループは、ヨーロッパと北アメリカの間での大規模な拡散により、メソニクスのような肉食有蹄類とともに普及しました。馬（最も有名なのはエオヒップス）、コウモリ、長鼻類（ゾウ）、霊長類、げっ歯類など、他の多くの現代の哺乳類の目の初期の形態が出現しました。哺乳類のより古い原始的な形態は、多様性と重要性が低下しました。重要な始新世の陸上動物の化石遺跡は、北アメリカ西部、ヨーロッパ、パタゴニア、エジプト、東南アジアで発見されています。海洋動物は、南アジアと米国南東部で最もよく知られています。[要出典]
暁新世-始新世温暖化極大期の後、エクイデア科の動物が北アメリカとヨーロッパに出現し、シフリップスなどの最古のウマ科動物や、パレオテリウム・ヒラコテリウムなどの基底的なヨーロッパのエクイデア類が誕生した。[121] [122]後期のエクイデア類の中には特に種の豊富なものがあり、パレオテリウムは小型から大型まで、16種もの種が知られている。[123] [124]
始新世に定着した大型哺乳類には、ウインタテリウム、アルシノイテリウム、ブロントテリウムなどがあるが、前者2つは後者とは異なり、有蹄類ではなく、定着後まもなく絶滅したグループに属していた。
大型の陸生哺乳類捕食動物は暁新世からすでに存在していたが、ヒエノドンやダフォエヌス（かつては繁栄していた捕食動物の科で、ベアドッグとして知られていた）のような新しい形態が出現した。一方、エンテロドン類は最大級の雑食動物としての地位を確立した。ディニクティスを含む最初のニムラビッド類は、最初に現れたネコ科の1つとして地位を確立した。彼らのグループは非常に繁栄し、始新世を過ぎても生き続けた。
バシロサウルスはよく知られた始新世のクジラですが、クジラ類は始新世の間にグループとして非常に多様化しました。始新世は、クジラ目が陸生から完全な水生へと大きく変化した時期です。最初の海牛類はこの時期に進化し、最終的に現生のマナティーやジュゴンへと進化しました。
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ウインタテリウム アンセプスの頭蓋骨の鋳造 -
アンドリューサルクスの復元 -
始新世のクジラ、バシロサウルス -
パキケトゥス、イプレシア人 -
モエリテリウム、基底的な長鼻類 -
メガセロプス、ブロントテリウス科 -
奇蹄目ヒラコドン -
レプティクティディウム、おそらく二足歩行の小型哺乳類 -
ヘルペトテリウム科のペラテリウム -
イヌ科のヘスペロキオン
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鳥類
始新世の鳥類には、現代の形態と類似点を持つ謎めいたグループがいくつか含まれており、その一部は暁新世から存続している。始新世の鳥類分類群には、肉食のオウム目（Messelasturidae ） 、ハルキオルニス科（Halcyornithidae）、大型の飛べない形態（GastornisやEleutherornis）、[125]脚の長いハヤブサのMasillaraptor 、古代のキジ目（Gallinuloides）、Songziidae科の推定上のクイナ類、Gigantornisなどの様々な偽歯鳥類、トキの近縁種Rhynchaeites 、 Aegialornis属の原始的なアマツバメ類、ArchaeospheniscusやInkayacuなどの原始的なペンギンなどがある。[要出典]
中央ヨーロッパの始新世の鳥類の多くは捕食に対する適応として結節状の椎骨を進化させ、その結果、飛べない鳥類は当時捕食圧が低くなっていました。[126]
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Pseudocrypturus、始新世前期、ワイオミング州 -
飛べない鳥ガストルニス
魚類
ロンドン クレイには、サメやエイなどの軟骨魚類と硬骨魚類の両方の魚類が豊富に生息しています。
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オトドンサメ科のサメ、Otodus sokoloviの歯 -
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爬虫類
この時代からの爬虫類の化石、例えばニシキヘビやカメの化石は豊富である。[127]
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ワニに噛まれた跡のあるフンメリケリス -
ワニ目動物のボレアリスクス
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軟体動物
節足動物
始新世には、バルト海南岸沿いで主に発見されたバルチック琥珀[128]、フランスのパリ盆地、デンマークのファー層、イギリスのワイト島のベンブリッジ泥灰岩の琥珀など、数多くの豊富な化石昆虫相が知られている。始新世の堆積物で発見された昆虫は、ほとんどが現在も存在する属に属するが、その生息域は始新世以降しばしば移動している。例えば、ビビオニド属のプレシアは、現在温帯地域の化石動物相では一般的であるが、現在は熱帯と亜熱帯にしか生息していない。[要出典]始新世には、プラティプレウリンセミが多様化した。[129]貝形虫は海洋で繁栄した。[130]
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ハルパクトカルシヌス、カニ -
パレオコデレス、甲虫
その他の門
微生物
石灰質ナノプランクトンは始新世の海洋生態系の顕著な特徴であった。[131]
参照
- イタリアのボルカ
- 化石遺跡一覧 （リンクディレクトリ付き）
- ロンドン・クレイ
- ドイツのメッセル坑道
- エジプトのワディ・エル・ヒタン
注記
- ^ ライエルの時代には、時代は期間に分けられていました。現代の地質学では、期間は紀元に分けられています。
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さらに読む
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- スタンレー、スティーブン・M.地球システムの歴史。 ニューヨーク：WHフリーマン・アンド・カンパニー、1999年。ISBN 0-7167-2882-6
外部リンク
ウィキメディア・コモンズには、始新世に関連するメディアがあります。
Wikisource には、このトピックに関するオリジナルの作品があります:新生代#古第三紀
- 古地図プロジェクト
- 古始新世のページ
- PBS ディープタイム: 始新世
- 始新世と漸新世の化石
- ペンシルベニア大学化石森林プロジェクトは、カナダのエルズミーア島の始新世極地森林に焦点を当てています。
- バシロサウルス 原始的始新世クジラ
- バシロサウルス - 存在しなかったプレシオサウルス。
- 第三紀北アメリカ西部の詳細な地図
- 始新世の地球の地図
- 始新世の微化石: 有孔虫の画像 60 枚以上
- 始新世 (2011)。ブリタニカ百科事典より。始新世 | 地質年代学より取得。