Miocén

A kort a mediterráneumban az alábbi hat korszakra tagolják (a korábbitól a későbbi felé haladva):

• aquitaniai korszak: 23,03 – 20,44 Ma
• burdigaliai korszak: 20,44 – 15,97 Ma
• langhei korszak: 15,97 – 13,82 Ma
• serravallei korszak: 13,82 – 11,63 Ma
• tortonai korszak: 11,63 – 7,246 Ma
• messinai korszak: 7,246 – 5,333 Ma

Magyarországon a hat emelet beosztása a kárpáti-alpi kifejlődési területek változásainak megfelelően kicsit eltér a nemzetközi beosztástól és speciális magyar neveket használunk:

• alsó miocén
  • eggenburgi
  • ottnangi
• középső miocén
  • kárpáti
  • badeni
• felső miocén
  • szarmata
  • pannon
  • (pontuszi)

A pannon emeletben a Kárpát-medence faunája olyan mértékben elkülönül a környező európai területektől, hogy a magyarországi alemeletek beosztása csak Magyarországon használatos. Ezek:

• alsó pannon
  • monacium
  • bódvaium
  • rhenohassium
• felső pannon
  • csákvárium
  • sümegium
  • hatvanium
  • bérbaltavárium

A kontinensek ekkorra már nagyjából a mai helyzetükben voltak, egy kivételtől eltekintve: Észak-Amerika és Dél-Amerika között még nem létezett kapcsolat.^[9] Dél-Amerika ugyanakkor elérte a nyugati szubdukciós zónát, így beindult az Andok felemelkedése, valamint Közép-Amerika dél felé történő megnyúlása.^[10]

Észak-Amerikában, Európában és Kelet-Ázsiában folytatódott a hegységképződés^[11]. A tengerpartok vonalai nagyon közel estek a maiakhoz, Észak-Amerikában és Argentínában nagy területeken terjeszkedett a szárazföld. India tovább folytatta észak felé nyomulását, ami drámai mértékben emelte fel a Himaláját. A Tethys ebben a korban tűnt el végérvényesen, 19-12 millió évvel ezelőtt, Afrika és Eurázsia összeérése miatt. A Földközi-tenger medencéjében is megindult a hegységek képződése, ennek, valamint a csökkenő csapadékmennyiségnek köszönhetően a Földközi-tenger az időszak vége felé ideiglenesen teljesen kiszáradt, ez volt a messinai sókrízis^[12].

Globálisan egyre szárazabbá és hűvösebbé vált az éghajlat, aminek köszönhetően csökkent a légkör párafelvételi képessége. A késő miocénban Kelet-Afrika felemelkedésével az ottani trópusi esőerdők elkezdtek eltűnni,^[13] Ausztrália pedig, amely észak felé történő vándorlása során egy szárazabb régióba érkezett, szintén kevésbé csapadékossá vált.^[14]

A miocén elején Dél-Amerika nyugati partvidékét, Brazília északi részét, és főként Patagóniát elöntötte a tenger.^[15] Ez alól az Andok kiemelkedései képeztek kivételt. A jelenség átmenetileg nagy felületen biztosíthatott kapcsolatot a Csendes-óceán és az Atlanti-óceán élővilága számára. Az Antarktiszi-lemez is elkezdett begyűrődni Dél-Amerika alá 14 millió évvel ezelőtt, a Nazca-lemezzel együtt létrehozva itt egy hármas találkozási pontot. Ez a pont eleinte, mivel a lemez szubdukciója csak Patagóniát érintette, a Magellán-szoros környékén volt, később pedig fokozatosan északabbra tolódott. Ennek köszönhetően egész Patagónia feljebb emelkedett, a tenger általi elárasztása pedig megszűnt.^[16] 14-12 millió évvel ezelőtt aztán, a déli Andok felemelkedésével esőárnyék alakult ki, és így jött létre a patagóniai sztyepp.^[17]

Mélytengeri fúrásokkal bizonyították, hogy 15 millió évvel ezelőtt az Antarktisz körül hirtelen kiterjedt lett a jég, a kontinens keleti felén pedig a középső miocénban gleccserek keletkeztek, melyek elérték az óceánt is. A jegesedés csak a déli sarkvidékre volt jellemző, északon, Grönland térségében csak a középső pliocénben lett állandó a jégtakaró.

 

A miocén korban indult meg az a lassú lehűlési folyamat, amely később majd a jégkorszakot fogja kiváltani. A folyamatos lehűlés ellenére volt egy periódus, 21-14 millió évvel ezelőtt, amikor a hőmérséklet az oligocénéval vetekedett, majd hirtelen, nem teljesen tisztázott okból, hatalmasat esett. Ez együtt járt több faj kihalásával. 8 millió évvel ezelőtt történt egy újabb hirtelen csökkenés, az Antarktisz jégtakarója pedig lényegében elérte a mai méreteit. Grönlandon 7-8 millió évvel ezelőtt jelenhettek meg az első gleccserek,^[18] az éghajlat azonban még a pliocénig is megfelelő volt ahhoz, hogy erdők nőhessenek rajta^[19].

A miocén kor élővilágát a két, újonnan kialakult bioszféra: a hínárerdők és a füves puszták alakították. Utóbbiaknak köszönhetően elszaporodtak a kérődzők: a lovak, orrszarvúak, és vízilovak. A ma élő növényfajok 95 százaléka már létezett.

A rostos, tűznek is ellenálló fűfélék és a patások evolúciója párhuzamosan zajlott, ami teljesen átalakította az ökoszisztémát: számos állatfaj legelte ezeket a füveket a hatalmas síkságokon, rájuk pedig ragadozók vadásztak. A puszták átvették a korábbi cserjések és erdők helyét. A nagyobb szervesanyagtartalmú és jobb vízvisszatartó képességű talaj a fűfélék alatt azzal járt, hogy az rengeteg szenet és vízpárát kötött meg. Ez, a nagyobb felszíni albedó, és a korlátozott párolgás is elősegítette a szárazabb, hűvösebb klíma fennmaradását. Ezek az új fajok több szén-dioxidot is voltak képesek megkötni.^[20]

A cikászok 11-5 millió évvel ezelőtt újra virágkorukat élték, és a korábban számukra kedvezőtlen klímaváltozások után számos fajuk alakult ki. Emiatt nem tekinthetők a cikászok élő kövületnek.^[21] Eukaliptusz-fosszíliákat találtak Új-Zélandon is, ahol a növény ugyan nem őshonos, de Ausztráliából megtelepedhetett.^[22]

2007-ben a bükkábrányi lignitbányában a felső miocénból származó taxodium (mocsárciprus) csoport, több mint egy tucat fa került felszínre. A lelet szinte egyedülálló, mert a hatalmas fák nem szenesedtek vagy kovásodtak el, hanem eredeti formájukban és anyagukban őrződtek meg, így évgyűrűik tanulmányozhatók, és fontos következtetéseket vonhattak le belőlük a kor éghajlatáról. A feltételezések szerint egy homokvihar temette be a 30-40 méter magas fákat 5-6 méteres magasságig az ekkortájt feltöltődőben lévő Pannon-tó partvidékén.^[23] A fák jelenleg Miskolcon, a Herman Ottó Múzeumban vannak kiállítva.

A tengeri és a szárazföldi állatvilág nagyon hasonló volt a maihoz, egyedül a tengeri emlősök száma volt csekélyebb. Csak az izolált Dél-Amerikában és Ausztráliában alakult ki teljesen egyedi fauna.

A korai miocénban még számos, az oligocénban virágzó faj létezett, többek közt az ál-kardfogú macskák, az Entelodontidae család, valamint a háromujjú lovak. Az oreodonták szép lassan fogyatkozni kezdtek, és a pliocén elejére el is tűntek. A középső miocénban az állatvilág már egészen modernné vált, és megjelentek a ma is ismert fajok ősei: kutyafélék, medvék, vörös pandák, mosómedvefélék, lovak, hódok, szarvasok, tevék és bálnák. Ezek közt voltak olyan, mára kihalt fajok képviselői is, mint a csontroppantó kutyák, a Gomphotheriidae ormányosok, és szarv nélküli orrszarvúak, mint a Teleoceras vagy az Aphelops. A korszak vége felé, amikor Észak- és Dél-Amerika közt egyre csökkent a távolság, a Thinobadistes földilajhárok észak felé migráltak. Ahogy a fűfélék elkezdtek dominálni, az azok legeléséhez nem alkalmazkodó, redős zápfog nélküli fajok fokozatosan kihaltak.^[24]

A déli kontinenseken számos ősi emlőscsoport a végét járta. Az utolsó dryolestoid, a Necrolestes, a gondwanatheriumok közé tartozó Patagonia, valamint az Új-Zélandon talált Saint Bathans-i emlős is ekkortájt halt ki^[25] - mindegyikükről elmondható, hogy a fennmaradt leletek alapján se nem elevenszülők, se nem erszényesek voltak. A nem erszényes (de azoknak közeli rokonai) Metatheria csoport egyes tagjai, mint a Herpetotheriidae, vagy a Siamoperadectes, illetve a kardfogú macskákra emlékeztető Sparassodonta még éltek ekkoriban.

A ma ismert réceformák, lilealakúak, bagolyfélék, kakadufélék, valamint varjúfélék már léteztek. Elmondható, hogy a miocén végére már valamennyi ma ismert madárféle kialakult - azok a leletek, amelyeket mégsem sikerül egyértelműen elhelyeznünk a törzsfejlődési fán, valószínűleg egyszerűen csak rosszul konzerválódtak. A tengeri madarak változatossága ekkor érte el csúcspontját.

A jura kortól kezdve oly elterjedt úszó krokodilfélék, a Choristodera, utolsó képviselője, a Lazarussuchus Európában élt.^[26]

Ebben a korban a főemlősöknek kb. 100 faja élt, Afrikában, Ázsiában és Európában, a legváltozatosabb méretben, étrenddel, és anatómiával. Azt nem tudjuk egyértelműen megmondani, hogy ezen fajok közül melyik volt az emberfélék őse, molekuláris vizsgálatokkal azonban nagy bizonyossággal megállapítható, hogy 7-8 millió évvel ezelőtt kellett élnie.^[27] A miocén legeslegvégén jelentek meg az első, két lábon járó emberszabásúak, mint a Sahelantropus, az Orrorin, és az Ardipithecus. Ekkoriban vált el az ember és a csimpánz törzsfejlődése is.^[28]

Észak-Amerikában a füves síkságok kiterjedtsége magával hozta a kígyófélék gyors fejlődését is.^[29] Korábban a kígyók csak igen kis szerepet játszottak a helyi ökoszisztémában, de a miocén kortól jelentőségük megnőtt. Megjelentek az első viperák és mérgessiklófélék, a siklófélék pedig önállóan kezdtek fejlődni.

Az óceánokban a megjelenő hínárerdők új élőlények, többek között halak, vidrák, és gerinctelenek élőhelyei lettek. A cetfélék változatossága elérte a maximumát: a ma ismert hat faj helyett ekkoriban húsz sziláscetfaj élt. Ezzel egy időben jelentek meg a vizekben az óriáscápák és a ragadozó ámbráscetek, mint az óriásfogú cápa vagy a Livyatan.

A krokodilfélék is meglehetősen változatosak voltak. Jellegzetes képviselőjük volt például a dél-amerikai óriáskajmán, a Purussaurus, vagy az Indiában élő Rhamphosuchus, illetve a különös kinézetű Mourasuchus. Gigantikus méretük ellenére ezek a fajok valószínűleg kisebb állatokra specializálódtak. Dél-Amerikában óriás piráják éltek a vizekben.

Az úszólábúak, melyek az oligocénben jelentek meg, még inkább vízi életmódra rendezkedtek be. Jellegzetes képviselőjük a fókaszerű Allodesmus volt, de már a Pelagiarctos személyében megjelent egy ősi rozmárféle is, amely rájuk is vadászott.^[30]

Új-Zélandon hatalmas mennyiségű fosszíliát találtak a kutatók. Főként ceteket és pingvinféléket, amely kitűnő lenyomata volt az evolúciójuknak. A Saint Bathans fauna néven ismert lelőhelyen nemcsak a moák, kivik és a mára kihalt Aptornithidae elődeinek leleteit találták meg, hanem számos hidasgyík, teknős, krokodil, és denevér nyomait is.

Az egeri emeletben lényeges kőzetkifejlődés nincs, ekkor rövid regresszió volt, amelyet a tengerelöntés követett. Folytatódott a csatkai kavics formáció és a szászvári formáció durvatörmelékes és tarkaagyagos, kontinentális üledékképződése. Az eggenburgi emelet önálló üledékképződési fázis a Kárpát-medencében. Észak-északnyugati irányból transzgresszió érkezett. A geoszinklinális peremén a bretkai formáció mészkőtörmelékből álló konglomerátuma és breccsája ülepedett le, amely átmegy a finomabb szemű törmelék felé a budafoki homokkő formációban. Ciklikus litorális, sekély-szublitorális és néha limnikus-lagunáris fáciesek következnek. Homokok, homokkövek, glaukonitos homokkövek képződnek, amelyek kőzettanilag igen hasonlóak a korábban képződő, feküben lévő törökbálinti homokkő formáció kőzeteihez, sokszor nehéz elkülöníteni őket. Kazincbarcikától északra a paleozoikumtól tartó üledékhézagra, tőle Miskolc felé egeri (oligocén) korú üledékekre települt egy finomtörmelékes összlet, amely fáciesében litorális és sekély-szublitorális, faunájában változóan marin- és brakkjellegű. A kőzettani hasonlóság miatt ezek is a budafoki formációhoz tartoznak. A peremi kőzetek mellett a medence belsejében a putnoki slír formáció képződött, amit szintén nehéz az oligocéntől elkülöníteni. Nyílt vízi, agyagos aleurit és halpikkelyes agyag jellemzi.

A következő üledékciklus az ottnangi emelet, amelynek jellemzői az eggenburgihoz hasonlóak, csak nagyobb területen találhatók, főleg a délnyugat-dunántúli süllyedék kialakulása miatt. A két üledékképződési ciklust legtöbb helyen mintegy egymillió éves üledékhézag (regresszió) után a gyulakeszi formáció riolit ártufája választja el. Ennek kálium–argon módszerrel meghatározott kora 19,6 millió év 1,4 millió éves bizonytalansággal. Folytatódik a szászvári formáció durvatörmelékes sorozata. A Mecsekben, a Zalai-medence és Brennbergbánya környékén limnikus kőszenek képződtek, amelyek a brennbergi formációba sorolhatók.

Magyarország északi részén a riolit felett szárazföldi tarkakavics és limnikus homokkő, agyag ülepedett le, ezek között limnikus és paralikus kőszenek vannak. Ezek a salgótarjáni barnakőszén formációba tartoznak. Budapest és Várpalota között egy árkos süllyedés a bántapusztai formáció kavics, homok, lithothamniumos–bryozoás mészkő, márgás aleurit kőzeteit hozta létre.

 

 

 

 

A kárpáti emeletben a délnyugat-dunántúli süllyedék tovább terjedése megnyitotta az utat a mediterrán kapcsolatok előtt. A Kárpátok már kiemelkedett, emelkedése folytatódott, miközben a Kárpát-medence belsejében tértágulásos mozgások miatt délnyugatról a Kárpátokig árkos beszakadásokkal terjedt a transzgresszió. A faunaváltozások nemcsak mediterrán, de boreális kapcsolatokról is árulkodnak.

Az üledékgyűjtőben a partszegélyi fáciesben képződő törmelékek három formációba soroltak, a ligeterdei kavics formáció, a budafai homokkő formáció és az egyházasgergei homokkő formáció durvatörmelékes sorozatai jöttek létre. Az utóbbiban már vannak finomabb törmelékek, finomhomok, agyag és agyagmárga. A gyors tengerszintváltozásokat az egymásra települő mélytengeri agyagmárga, a homokos mészkőpadok, a sekélyebb tengeri congeriás mészkő, majd a deltafáciesű homokok mutatják. Mindez összefogazódik vagy heterópikusan megy át a tekeresi slír formációba. Ez és az alföldi garábi slír formáció kőzettanilag teljesen azonos a korábbi miocén slírekkel.

A bántapusztai formáció sorozatai is folytatódnak zátonyjellegű, litorális homokkal, kaviccsal, homokkővel, homokos mészkővel és mészkővel. Köztük helyenként foraminiferás homokpadok települtek. A fóti formáció szintén slíres, helyenként pelites üledékeket tartalmaz. Meszes homokkövében követhető a víz édesedése.

A stájer orogén „újstájer” szakaszának kompressziós periódusa, amelyet a hasznosi andezit formáció észak-magyarországi képződése mutat. Ebben andezit, andezittufa és andezittufit található. Vannak szubvulkanitos elemei is, mint a dunabogdányi Csódi-hegy biotitos amfibolandezitből létrejövő lakkolitja. A kárpáti emeletet az egész Kárpát-medencére kiterjedő vulkanizmus zárja, a tari dácittufa formáció kőzeteivel. Ennek kora 16,4 millió év 0,8 millió éves bizonytalansággal. Ennek tufái mindenhol megtalálhatók, a folytonos slírösszletekben az azt alkotó szemcsék között van, máshol összefüggő rétegeket alkot.

A középső miocén üledékképződési ciklusait az alsó badeni alemelet zárja, itt ugyanis az emelet elhatárolása nem esik egybe az üledékképződési ciklusokkal, az alsó badeni egy önálló ciklus, a felső badeni – szarmata ciklus pedig egy lényegesen eltérő jellegű szakasz. A kárpáti kompresszió megszűnt, helyette az újstájer tágulómozgások miatt ismét délnyugat felől érkezett a transzgresszió, ami ezúttal két irányban terjedt. Egyik ága a Délnyugat-Dunántúltól észak-északkelet, a Kisalföld felé haladt, másik ága pedig a középhegységi zónától délre, az Alföld keleti pereméig jutott. Jellegzetessége a „lajtafácies” kialakulása. Az erősen tagolt üledékgyűjtőben litorális, sekély-szublitorális körülmények között csökkentsósvízi, egyre gyérebb faunát tartalmazó meszes üledékek keletkeztek. A mészanyagot a mészalgák (Lithothamnium), sőt néha sztromatolitok adják kőzetalkotó mennyiségben, nem a megszokott mészvázú faunaelemek (kagylók, csigák stb).

A lajtafácies kőzetei a pécsszabolcsi formációba és az abonyi formációba sorolhatók. Mindkettőben vegyesen durvatörmelékes, biogén törmelékes és meszes üledékek jellemzők. A partközeli zónákban már ekkor megkezdődött a lajtamészkő képződése. A partoktól távolodva jelentős medencemélységek voltak, a badeni agyag formáció és a nógrádszakáli formáció agyagos nyílt vízi, mélytengeri slírje utal erre, valamint az ezekben található foraminifera- és molluszkafauna. A lajtafácies bizonyos körülmények között átvált mocsári, limnikus fáciesbe, így képződött a hidasi barnakőszén formáció. Másik átmenete a csökkentsósvízi lagunáris környezet, ide tartozik a zsámbéki formáció slírje. A pusztamiskei formáció váltakozva neritikus és partszegélyi. Legalább három nagy folyó torkolatát ismerjük, amelyek a korabeli Középső-Paratethysbe torkolltak. Mindhárom kiterjedt deltatorkolattal rendelkezett. A sopronkőhidai homokbánya gyengén cementált homokja egy nyugat felől érkező hatalmas folyam torkolatában rakódott le. Jellegzetessége, hogy teli van a Ptychidia vindobonensis (régebbi szakirodalomban: Turritella turris badensis) nevű toronycsigaféle házaival. A Sopron környéki lajtafácies és a folyótorkolat sokat elárul a kor ősföldrajzáról.

Az alsó badeni üledékciklust ismét egy intenzív vulkanizmus zárta, melynek eredményeképpen alakultak ki a mátrai vulkanit formáció és a nyírségi vulkanit formáció képződményei. Kora 14,5 millió év 0,4 millió év bizonytalansággal.

A felső miocén elhatárolása nem esik egybe a Kárpát-medencei üledékképződés megfigyelhető ciklusaival. A badeni emelet közepén érkező vulkanizmus után a felső badeni és szarmata emeletek üledékképződése nem különíthető el egymástól. A felső badeni – szarmata ciklus transzgresszióval indul, ezért általában abráziós kavicsra települ. Az átvilágított zóna kiterjedésével kezdődik a rákosi mészkő formációban (vagy fertőrákosi formáció) a „felső lajtamészkő” képződése, amelynek alsó részén még tufás bentonitcsíkok vannak. A rákosi formáció alföldi megfelelője az ebesi formáció. A süllyedékekben változóan nyílt vízi agyagos, agyagmárgás és záronyfáciesű meszes törmelékek keletkeztek. A medenceüledékek a Kárpát-medence nyugati részén a szilágyi agyagmárga formációba tartoznak, amely turritellás-corbulás agyagmárga, a hasonló alföldi képződmények a makói formációba.

A szarmata emeletre semmit sem változott a felső badeni üledékgyűjtők helyzete és kiterjedése. Kisebb változás, hogy a Dunántúli-középhegység rögjei kissé megsüllyedtek, így ott lokális transzgresszióról beszélhetünk. A felső badeni formációk általában konkordánsan folytatódnak a szarmatában is, de megindult az újstájer vulkanitok lepusztulása is, amiről a sajóvölgyi formáció kavicsos folyóvízi üledékei és a gyulafirátóti formáció kavicsos, bentonitos tarkaagyagos és aleurolitos kontinentális sorozatai mutatnak.

A csökkentsósvizes környezet azonban tovább terjed a kozárdi formáció márga-mészmárga üledékeivel, valamint a tinnyei formáció agyagmárga-durvamészkő sorozatával. Az Alföldön a szarmata a dombegyházi formáció alapkonglomerátumával kezdődik, majd átmegy a hajdúszoboszlói formáció durvamészkövébe.

Ismét tértágulásos szakasz következett, ami a tokaji vulkanit formációt hozta létre. Az országszerte ismert felső riolittufa réteg – galgavölgyi riolittufa formáció – valószínűleg egyetlen nagy vulkánkitörés maradványa.

Az 52 kilométer átmérőjű Kara-kul kráter valamikor a miocén korszakban keletkezett, ma az azonos nevű tónak ad helyet. Pontos korát nem lehet meghatározni.

1. ↑ Zachos, J.C., Kump, L.R. (2005). „Carbon cycle feedbacks and the initiation of Antarctic gaciation in the earliest Oligocene”. Global and Planetary Change 47 (1), 51–66. o. DOI:10.1016/j.gloplacha.2005.01.001. 
2. ↑ Krijgsman, W., Garcés, M.; Langereis, C.G.; Daams, R.; Van Dam, J.; Van Dr Meulen, A.J.; Agustí, J.; Cabrera, L. (1996). „A new chronology for the middle to late Miocene continental rcord in Spain”. Earth and Planetary Science Letters 142 (3–4), 367–380. o. DOI:10.1016/0012-821X(96)00109-4. 
3. ↑ International Stratigraphic Chart. International Commission on Stratigraphy, 2020. (Hozzáférés: 2020. július 12.)
4. ↑ Principles of Geology, …. London, England: John Murray, 54. o. (1833. november 28.) 
5. ↑ (2022. november 28.) „Reconstructing Terrestrial Paleoclimates: A Comparison of the Co-Existence Approach, Bayesian and Probability Reconstruction Techniques Using the UK Neogene”. Paleoceanography and Paleoclimatology 37 (2), e2021PA004358. o. DOI:10.1029/2021PA004358. 
6. ↑ (2021. november 28.) „The Miocene: The Future of the Past”. Paleoceanography and Paleoclimatology 36 (4), e2020PA004037. o. DOI:10.1029/2020PA004037. 
7. ↑ BBC Nature - Miocene epoch videos, news and facts. BBC. (Hozzáférés: 2016. november 13.)
8. ↑ (2001. május 3.) „Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya–Tibetan plateau since Late Miocene times”. Nature 411 (6833), 62–66. o. DOI:10.1038/35075035. PMID 11333976. 
9. ↑ (2018. július 1.) „Bayesian Divergence-Time Estimation with Genome-Wide Single-Nucleotide Polymorphism Data of Sea Catfishes (Ariidae) Supports Miocene Closure of the Panamanian Isthmus”. Systematic Biology 67 (4), 681–699. o. DOI:10.1093/sysbio/syy006. PMID 29385552. PMC 6005153. 
10. ↑ Earth history and palaeogeography. Cambridge, United Kingdom: Cambridge University Press, 264. o. (2017. november 28.). ISBN 9781107105324 
11. ↑ Torsvik & Cocks 2017, 261-264. o.
12. ↑ Torsvik & Cocks 2017, 259, 267, 287. o.
13. ↑ (2010. június 1.) „Evidence for middle Miocene uplift of the East African Plateau”. Geology 38 (6), 543–546. o. DOI:10.1130/G31022.1. 
14. ↑ (2019. január 1.) „Late Miocene drying of central Australia”. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 514, 292–304. o. DOI:10.1016/j.palaeo.2018.10.008. 
15. ↑ http://horizon.documentation.ird.fr/exl-doc/pleins_textes/cahiers/geodyn/26017.pdf
16. ↑ Guillaume, Benjamin, Thibaud (2013. február 15.). „Dynamic topography control on Patagonian relief evolution as inferred from low temperature thermochronology” (angol nyelven). Earth and Planetary Science Letters 364, 157–167. o. DOI:10.1016/j.epsl.2012.12.036. ISSN 0012-821X. 
17. ↑ (2018. november 28.) „Constraints on the Neogene growth of the central Patagonian Andes at thelatitude of the Chile triple junction (45–47°S) using U/Pb geochronology insynorogenic strata”. Tectonophysics 744, 134–154. o. DOI:10.1016/j.tecto.2018.06.011. 
18. ↑ John, Kristen E. K. St. (2008. június 28.). „The late Miocene to Pleistocene ice-rafting history of southeast Greenland” (angol nyelven). Boreas 31 (1), 28–35. o. DOI:10.1111/j.1502-3885.2002.tb01053.x. 
19. ↑ Funder, Svend, Ole (1985. augusztus 1.). „Forested Arctic: Evidence from North Greenland”. Geology 13 (8), 542–546. o. DOI:<542:FAEFNG>2.0.CO;2 10.1130/0091-7613(1985)13<542:FAEFNG>2.0.CO;2. ISSN 0091-7613. 
20. ↑ Osborne, Colin P (2006. január 29.). „Nature's green revolution: the remarkable evolutionary rise of C4 plants”. Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences 361 (1465), 173–194. o. DOI:10.1098/rstb.2005.1737. PMID 16553316. 
21. ↑ Renner, Susanne S. (2011. november 11.). „Living Fossil Younger than Thought” (angol nyelven). Science 334 (6057), 766–767. o. DOI:10.1126/science.1214649. ISSN 0036-8075. 
22. ↑ Eucalyptus fossils in New Zealand – the thin end of the wedge (angol nyelven). mikepole, 2014. szeptember 22. (Hozzáférés: 2022. április 11.)
23. ↑ MTI: A világ legöregebb, lábon álló erdeje Borsodban (magyar nyelven). index.hu, 2007. július 30. (Hozzáférés: 2022. április 11.)
24. ↑ Steven M. Stanley: Earth system history. 1998. ISBN 0-7167-2882-6 Hozzáférés: 2022. április 12.   tiltott karakter az év paraméterben,
25. ↑ Chimento, Nicolás R., Fernando E. (2015. július 4.). „The bizarre ‘metatherians’ Groeberia and Patagonia, late surviving members of gondwanatherian mammals”. Historical Biology 27 (5), 603–623. o. DOI:10.1080/08912963.2014.903945. ISSN 0891-2963. 
26. ↑ Matsumoto, R. (2010. december 10.). „Choristoderes and the freshwater assemblages of Laurasia” (angol nyelven). Journal of Iberian Geology 36 (2), 253–274. o. DOI:10.5209/rev_jige.2010.v36.n2.11. ISSN 1886-7995. 
27. ↑ Yirka, Bob: New genetic data shows humans and great apes diverged earlier than thought (angol nyelven). phys.org. (Hozzáférés: 2022. április 12.)
28. ↑ Wayback Machine. web.archive.org. [2013. október 30-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2022. április 12.)
29. ↑ J. Alan Holman: Fossil snakes of North America : origin, evolution, distribution, paleoecology. 2000. ISBN 0-253-33721-6 Hozzáférés: 2022. április 12.  
30. ↑ Barnes, Lawrence G. (1994. december 1.). „Miocene pinnipeds of the otariid subfamily Allodesminae in the North Pacific Ocean: Systematics and relationships” (angol nyelven). The Island Arc 3 (4), 329–360. o. DOI:10.1111/j.1440-1738.1994.tb00119.x. ISSN 1038-4871.