Eozän

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P
 
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e
 
n 		Oligozän Chattium 23,03
⬍
28,1
Rupelium 28,1
⬍
33,9
Eozän Priabonium 33,9
⬍
38
Bartonium 38
⬍
41,3
Lutetium 41,3
⬍
47,8
Ypresium 47,8
⬍
56
Paläozän Thanetium 56
⬍
59,2
Seelandium 59,2
⬍
61,6
Danium 61,6
⬍
66
früher früher früher älter

Das Eozän ist in der Erdgeschichte eine chronostratigraphische Serie (= Zeitintervall) innerhalb des Paläogens. Das Eozän begann vor etwa 56 Millionen Jahren und endete vor etwa 33,9 Millionen Jahren und ist die zweite Serie des Paläogens (siehe Geologische Zeitskala). Dem Eozän folgte das Oligozän und ging das Paläozän voraus.

Namensgebung und Geschichte

Benannt ist das Eozän nach der griechischen Göttin der Morgenröte Eos, griech. ἔος bzw. ἠώς und griech. καινός = „neu, ungewöhnlich“. Der Name wurde von Charles Lyell 1847 geprägt.

Definition und GSSP

Die Basis des Eozän (und des Ypresium) ist eine ausgeprägte Änderung im Kohlenstoff-Isotopen-Verhältnis („Carbon Isotope Excursion“). Die Obergrenze (und damit die Untergrenze von Oligozän beziehungsweise Rupelium) wird durch das Aussterben der Foraminiferen-Gattung Hantkenina definiert. Der GSSP (= globaler Eichpunkt) des Eozäns (und der Ypresium-Stufe) ist das Dababiya-Profil in der Nähe von Luxor (Ägypten).

Unterteilung

Das Eozän wird in drei Unterserien und vier chronostratigraphische Stufen unterteilt:

  • Serie: Eozän (56–33,9 mya)
    • Unterserie: Obereozän (oder Oberes Eozän)
    • Unterserie: Mitteleozän (oder Mittleres Eozän)
    • Unterserie. Untereozän (oder Unteres Eozän)

Regional und im historischen Kontext finden bzw. fanden noch eine ganze Reihe anderer Stufennamen Verwendung, die aus verschiedenen Gründen entweder nur regional benutzt oder aufgegeben worden sind.

Klima und Geographie

Am Übergang vom Paläozän zum Eozän erfolgte im Rahmen des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums ein weltweiter Temperaturanstieg von mindestens 6 °C, der durch eine starke Zunahme der atmosphärischen Kohlenstoffdioxid-Konzentration, wahrscheinlich unter Beteiligung von Methan beziehungsweise Methanhydrat, verursacht wurde[1] und neben der Ausdehnung der tropischen Klimazone bis in höhere Breiten weiträumige Migrationsbewegungen von Flora und Fauna bewirkte.[2] Als primärer Faktor für den nach geologischem Maßstab abrupt auftretenden Erwärmungsprozess gilt vielfach die vulkanische Aktivität der Nordatlantischen Magmatischen Großprovinz (englisch North Atlantic Igneous Province), die während der Bildung und Ausdehnung des Nordatlantiks bzw. der Trennung von Grönland und Europa entstand.[3]

Bis in das Mittlere Eozän wies das Klima einen subtropischen bis tropischen Charakter auf, sodass sowohl in der Arktis als auch in südpolaren Regionen vorerst keine nennenswerten Eisbedeckungen auftraten. Nach dem Azolla-Ereignis (50/49 mya), bei gleichzeitiger Reduktion des atmosphärischen CO2-Levels, begann eine allmähliche und anfangs fast schleichende Abkühlung. Dennoch herrschte über weite Teile des Eozäns ein ausgeprägtes Warmklima. Mit der Zunahme des meridionalen Temperaturgradienten (der Temperaturdifferenz zwischen dem Äquator und den Polargebieten) beschränkten sich signifikante Klimaänderungen vorerst auf die höheren Breitengrade. Für die Antarktis ist eine deutliche, aber zeitlich begrenzte Abkühlungsphase vor 41 Millionen Jahren belegt,[4] und Funde von Dropstones grönländischer Herkunft in Tiefseesedimenten des Nordatlantiks deuten auf die zeitweilige Existenz von Kontinentaleis vor 38 bis 30 Millionen Jahren auf Grönland hin.[5] Der langsame Umschwung von warm- in kaltzeitliche Bedingungen wurde vom Klimaoptimum des Mittleren Eozäns (40 mya) für etwa 400.000 Jahre unterbrochen, wobei die genauen Ursachen dieser Erwärmungsphase noch weitgehend ungeklärt sind.[6]

Ein scharfer klimatischer Einschnitt ereignete sich an der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,9 bis 33,7 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 waren die ehemals gondwanischen Kontinentalblöcke Antarktika und Südamerika noch über eine Landbrücke verbunden, bevor sich die Drakestraße allmählich zu öffnen begann. Durch die Öffnung entstand im Südpolarmeer der Antarktische Zirkumpolarstrom, der Antarktika von nun an im Uhrzeigersinn umkreiste und den Kontinent von der Zufuhr wärmeren Meerwassers abschnitt. Im Verlauf des Grande Coupure („Großen Einschnitts“) kam es, unter anderem in Europa, zu einem großen Artensterben, das mit einem markanten Temperaturrückgang an Land und in den Weltmeeren verknüpft war. Auffällig in dem Zusammenhang ist der steile Abfall der CO2-Konzentration in der Erdatmosphäre. Erreichte diese gegen Ende des Eozäns noch Werte von 700 bis 1.000 ppm, verringerte sie sich zu Beginn des Oligozäns um etwa 40 Prozent.[7] Die bei einem CO2-Schwellenwert um 600 ppm einsetzende Vereisung des südpolaren Festlands vor rund 34 Millionen Jahren, zum Teil gesteuert von den veränderlichen Erdbahnparametern, markiert den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters.[8]

Faunenentwicklung

Fundstätte Eckfelder Maar

Wichtig im Eozän ist die sprunghafte Weiterentwicklung der Säugetiere. Die Ordnungen der Unpaarhufer, Fledertiere, Primaten und Nagetiere entstanden.

Fossilfundstellen

Zu den berühmtesten Fundstellen aus dem Eozän in Deutschland gehören die Grube Messel bei Darmstadt (Hessen), das Geiseltal bei Halle (Saale) (Sachsen-Anhalt) und das Eckfelder Maar bei Manderscheid (Rheinland-Pfalz). Dort fand man fossile Reste von Insekten, Amphibien, Reptilien, Vögeln und Säugetieren. Zu dieser exotischen Tierwelt gehörten unter anderem Riesenameisen, Riesenschlangen, Krokodile, der bis zu zwei Meter hohe Riesenlaufvogel Diatryma, fuchsgroße Urpferde, Tapire, Ameisenbären, Schuppentiere, Urraubtiere und das bipede Leptictidium.

Siehe auch

Literatur

  • Isabella Premoli Silva und David G. Jenkins: Decision on the Eocene-Oligocene boundary stratotype. Episodes, 16(3): 379-382, 1993, ISSN 0705-3797.
  • C. Dupuis, M. Aubry, E. Steurbaut, W. A. Berggren, K. Ouda, R. Magioncalda, B. S. Cramer, D. V. Kent, R. P. Speijer und C. Heilmann-Clausen: The Dababiya Quarry Section: Lithostratigraphy, clay mineralogy, geochemistry and paleontology. Micropaleontology, 49(1): 41-59, New York 2003, ISSN 0026-2803.
  • Étienne Steurbaut: Ypresian. Geologica Belgica, 9(1-2): 73-93, Brüssel 2006, ZDB-ID 1468578-4.
  • Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphische Tabelle von Deutschland 2002. Potsdam 2002, ISBN 3-00-010197-7 (PDF; 6,57 MB)
  • Kommission für die paläontologische und stratigraphische Erforschung Österreichs der Österreichischen Akademie der Wissenschaften (Hrsg.): Die Stratigraphische Tabelle von Österreich (sedimentäre Schichtfolgen). Wien 2004 (PDF; 376 kB)

Weblinks

Commons: Eocene – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise

  1. ↑ Richard E. Zeebe, James C. Zachos, Gerald R. Dickens: Carbon dioxide forcing alone insufficient to explain Palaeocene–Eocene Thermal Maximum warming. (PDF) In: Nature Geoscience. 2, Nr. 8, Juli 2009, S. 576–580. doi:10.1038/ngeo578.
  2. ↑ Francesca A. McInerney, Scott L. Wing: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. (PDF) In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 39, Mai 2011, S. 489–516. doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431.
  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). 447, November 2016, S. 69–103. doi:10.1144/SP447.10.
  4. ↑ Linda C. Ivany, Kyger C. Lohmann, Franciszek Hasiuk, Daniel B. Blake, Alexander Glass, Richard B. Aronson, Ryan M. Moody: Eocene climate record of a high southern latitude continental shelf: Seymour Island, Antarctica. (PDF) In: The Geological Society of America (GSA) Bulletin. 120, Nr. 5/6, S. 659–678. doi:10.1130/B26269.1.
  5. ↑ James S. Eldrett, Ian C. Harding, Paul A. Wilson, Emily Butler, Andrew P. Roberts: Continental ice in Greenland during the Eocene and Oligocene. (PDF) In: Nature. 446, März 2007, S. 176–179. doi:10.1038/nature05591.
  6. ↑ 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. (PDF) In: Paleoceanography and Paleoclimatology. 15, Nr. 6, Juni 2020. doi:10.1029/2019PA003713.
  7. ↑ Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. (PDF) In: Science. 334, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264. doi:10.1126/science.1203909.
  8. ↑ 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. (PDF) In: Science. 352, Nr. 6281, April 2016, S. 76–80. doi:10.1126/science.aab0669.
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