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플라이스토세

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플라이스토세
Pleistocene
2.58 Ma ~ 0.0117 Ma
약 2만 년 전 지구의 대륙 배치를 나타낸 Mollweide 지도
약 2만 년 전 플라이스토세의 전 지구 고지리 복원도
플라이스토세 북부 스페인의 동물상 복원도
플라이스토세 북반구 빙상의 최대 범위 재구성
시대 구분
시간 단위세
시간층서 단위통
명칭·어원고대 그리스어 pleistos(가장 많은)와 kainos(새로운)를 합친 이름이다.
연대표
기세절백만 년 전
제4기홀로세메갈라야절0–
0.0042
노스그립절0.0042–
0.0082
그린란드절0.0082–
0.0117
플라이스토세후기0.0117–
0.129
지바절0.129–
0.774
칼라브리아절0.774–
1.8
젤라절1.8–
2.58
신진기플라이오세피아첸차절이전
경계
기저 정의국제 표준 층서 경계 및 지점 (GSSP) (비준)
ICS 2026/06

플라이스토세(Pleistocene)는 신생대 제4기의 첫 세로, 플라이오세 다음 홀로세 이전의 2.580 Ma부터 11.7 ka까지이다.[1] 홍적세(洪積世) 또는 갱신세(更新世)라고도 하며, ‘빙하기’는 이 세와 그 주변 시기를 가리키는 비공식적 표현이다. 명칭은 ‘가장 새로운 것’을 뜻하는 그리스어에서 유래한다.[2]

찰스 라이엘은 1839년에 시칠리아의 연체동물 화석층을 설명하면서 이 이름을 사용했다. 당시에는 현생종 비율을 기준으로 플라이오세보다 젊은 퇴적층을 구분하려는 명명법의 일부였으며, 오늘날의 경계와 층서 정의는 그 뒤 국제적 대비를 거치며 정비되었다.[3]

구분과 기후

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플라이스토세의 공식 절은 젤라절(2.580–1.800 Ma)·칼라브리아절(1.800–0.774 Ma)·지바절(0.774–약 0.129 Ma)이다. 그 위에는 플라이스토세 후기가 이어지지만, 이에 대응하는 절의 정식 명칭과 하한 GSSP는 아직 확정되지 않았다.[1][4] 빙기와 간빙기가 반복되면서 빙상·해수면·식생대가 크게 변했으며, 그 주기성은 지구 궤도 요소와 빙상·해양의 되먹임과 관련된다.[5]

젤라절의 하한은 이탈리아 시칠리아섬 몬테산니콜라 단면에서 가우스-마쓰야마 지자기 역전과 해양 동위원소 단계 103 부근의 변화로 정의한다. 칼라브리아절의 하한 GSSP는 이탈리아 브리카 단면에 있고, 지바절의 하한 GSSP는 일본 지바현 보소반도의 지바 단면에 있다. 지바절 경계는 마쓰야마-브룬느스 지자기 역전과 해양 동위원소 단계 19에 해당한다.[6][7]

2009년 이전에 나온 문헌에는 플라이스토세 하한을 약 180만 년 전으로 두는 경우가 있다. 현행 하한은 258만 년 전의 겔라절 기저로 옮겨졌으므로, 오래된 문헌의 ‘플라이오세 후기’ 일부는 현재 층서표에서는 플라이스토세 초기로 분류한다.[8]

매머드 등 대형 포유류의 화석과 인류의 진화·확산 기록이 남아 있지만, 플라이스토세의 빙하·기후 변화는 지역별 지질·고고학 자료로 구분된다.

귄츠·민델·리스·뷔름 등의 명칭은 알프스 지역의 전통적인 빙기 구분에서 비롯한 지역 층서 용어이며, 전 지구적 ICS 절 이름과 일대일로 대응하지 않는다. 이 용어들의 세부 경계와 연대는 지역 층서 자료마다 따로 정해진다.

플라이스토세의 빙기와 간빙기를 나타내는 지역 명칭은 다음과 같이 서로 달랐다. 같은 행의 이름들이 대략적인 기후 순서를 가리키더라도, 각 지역의 지층 경계와 연대가 같다는 뜻은 아니다.[9]

역사적으로 사용된 주요 빙기 명칭
지역제1빙기제2빙기제3빙기제4빙기
알프스귄츠(Günz)민델(Mindel)리스(Riss)뷔름(Würm)
북유럽에부로니아(Eburonian)엘스터(Elsterian)잘레(Saalian)바이흐젤(Weichselian)
브리튼 제도비스토니아(Beestonian)앵글리아(Anglian)울스턴(Wolstonian)데벤시아(Devensian)
미국 중서부네브래스카(Nebraskan)캔자스(Kansan)일리노이(Illinoian)위스콘신(Wisconsinan)

빙기 사이의 따뜻한 시기는 지역 층서에서 별도의 간빙기 명칭으로 기록되었다. 이 이름들은 같은 시기의 기후를 가리키는 경우가 많지만, 각 지역의 지층 경계와 전 지구적 절 경계가 일치한다는 뜻은 아니다.[10]

역사적으로 사용된 주요 간빙기 명칭
지역제1간빙기제2간빙기제3간빙기
알프스귄츠–민델(Günz–Mindel)민델–리스(Mindel–Riss)리스–뷔름(Riss–Würm)
북유럽발리안(Waalian)홀스타인(Holsteinian)에미안(Eemian)
브리튼 제도크로메리안(Cromerian)혹스니안(Hoxnian)입스위치안(Ipswichian)
미국 중서부아프토니안(Aftonian)야머시안(Yarmouthian)상가모니안(Sangamonian)

빙기와 간빙기에 대응해 빙하가 없는 지역의 강수량 증가·감소 시기를 플루비얼(pluvial)·인터플루비얼(interpluvial)이라고 부르기도 한다. 그러나 플루비얼과 빙기는 전 지구적으로 체계적인 일대일 대응을 이루지 않으며, 지역별 강수·지형·해양 순환의 영향을 함께 받는다.[11]

후기 플라이스토세의 최종 빙기 최성기에는 북아메리카의 로런타이드 빙상과 유라시아 북부의 빙상이 넓게 발달했고, 많은 바닷물이 육상 빙상에 저장되면서 해수면이 현재보다 크게 낮아졌다. 이때 드러난 대륙붕과 베링 육교는 동식물과 인류의 이동 경로를 연구하는 자료가 된다. 다만 빙상의 최대 범위와 해수면 저하는 지역별·시기별로 달라 하나의 고정된 지도로 표현할 수는 없다.[12]

빙기 주기는 지구 궤도의 이심률·자전축 경사·세차 운동과 빙상·해양·대기의 되먹임이 결합한 결과로 설명된다. 심해 저서 유공충의 산소 동위 원소 기록은 빙상량과 심해 수온의 변화를 함께 반영하며, 빙기 구분에는 퇴적·연대 자료가 보완적으로 쓰인다.[13]

해양 동위원소 단계(MIS)는 이러한 산소 동위 원소 기록을 바탕으로 빙기·간빙기 퇴적층을 비교하는 번호 체계이다. 홀로세는 MIS 1이고, 일반적으로 짝수 번호는 빙기, 홀수 번호는 간빙기를 가리킨다. 다만 이 번호는 기후 상태를 나타내는 대비 단위이지, ICS의 절과 언제나 일대일로 대응하는 공식 지질 시대명은 아니다.[14]

빙하가 넓게 덮은 지역에는 빙하 퇴적물·드럼린·빙퇴석·빙하호와 같은 지형이 남았고, 간빙기에는 하천·호수·해안 환경이 다시 확장되었다. 빙상 가장자리의 이동은 퇴적물 공급·하천 경로·상대 해수면을 바꾸었으므로, 오늘날의 육지 지형이 모든 시기에 존재했던 것으로 보지 않는다.[15]

퇴적물과 지형

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플라이스토세의 비해양 퇴적물은 빙하가 운반한 퇴적물, 하천과 호수 퇴적층, 사면 퇴적층과 황토층으로 넓게 남아 있다. 동굴 퇴적물·석회화 퇴적물·화산재와 용암도 지역별 환경과 연대를 보완한다. 해양 퇴적층은 대체로 얕은 바다와 현재 해안 가까이에 분포하지만, 지각 운동이 활발한 지역에서는 플라이스토세 해성층이 현재 해수면보다 훨씬 높은 곳에서도 나타난다.[16]

빙하 퇴적층과 빙하 지형은 빙상의 전진·후퇴뿐 아니라 빙하 아래의 침식과 빙하호의 형성을 함께 기록한다. 같은 빙기 이름을 사용하더라도 지역마다 지층의 연대와 퇴적 환경이 다를 수 있다. 대륙 규모의 빙상 변화는 해양 동위원소 단계·빙하 지형·화산재 연대에서 복원된다.[17]

고지리와 빙상 분포

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플라이스토세 동안 대륙의 위치는 현재와 크게 다르지 않았지만, 빙기에는 해수면이 현재보다 최대 약 120 m 낮아져 대륙붕의 넓은 부분이 육지로 드러났다. 아시아와 북아메리카 사이의 베링 육교가 반복적으로 나타났고, 북아메리카의 로런타이드·코르딜레라 빙상과 북유럽의 페노스칸디아 빙상이 서로 다른 범위로 확장했다. 남극 빙상과 파타고니아 빙상, 뉴질랜드·태즈메이니아·동아프리카 산악 빙하도 시기별로 크기가 달랐다.[18][19]

최대 빙기에는 빙상이 지표의 약 30%를 덮었고, 빙상 가장자리에서 남쪽으로 수백 km에 이르는 영구동토대가 발달했다. 북반구에서는 로런타이드 빙상과 코르딜레라 빙상, 페노스칸디아 빙상이 서로 연결되거나 분리되며 범위를 바꾸었고, 시베리아와 북극 대륙붕에도 빙돔과 해빙이 형성되었다. 남반구에서는 남극 빙상이 플라이스토세 내내 유지되었으며, 파타고니아·뉴질랜드·태즈메이니아와 동아프리카 산지의 빙하가 시기별로 확장했다. 빙상이 녹을 때에는 빙하호와 하천망이 발달하고, 건조 지역에서는 증발 감소와 강수 변화가 호수 수위와 사막 범위를 바꾸었다.[20]

빙상 가장자리의 남쪽에는 영구동토와 빙하호가 넓게 발달했으며, 빙하가 물러난 뒤에는 하천의 흐름과 호수·해안선이 크게 바뀌었다. 동남극 빙상의 얇아짐과 후빙기 후퇴 시점도 지역 지형과 표면 노출 연대 자료로 추적된다. 이러한 기록은 플라이스토세의 기후를 하나의 전 지구 평균값이 아니라 빙상·해양·대륙별 반응의 조합으로 해석하게 한다.[21]

주요 기후 주기와 사건

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플라이스토세의 빙기·간빙기 외에도 빙기 안의 스타디얼·인터스타디얼과 천 년 규모의 급격한 기후 변동이 기록되어 있다. 해양 동위원소 단계는 이 변동을 여러 해양 분지에서 비교하는 번호 체계이며, 지역 빙하층서의 이름을 전 지구적 절 이름으로 바꾸어 읽는 방식은 적절하지 않다. 알프스의 귄츠·민델·리스·뷔름과 북유럽·북아메리카의 지역 빙기명은 역사적으로 중요하지만, 현재의 국제 층서 단위와 일대일로 대응하지 않는다.[22]

중기 플라이스토세 전환은 빙기 주기의 진폭과 주기가 함께 바뀐 사건이다. 전환 전에는 약 4만 1000년 주기의 비교적 작은 빙기 변동이 두드러졌지만, 이후에는 약 10만 년 주기의 비대칭적이고 큰 변동이 나타났다. 이 변화는 지구 궤도 요소 하나로 설명되지 않으며, 이산화탄소 농도·빙상 아래의 퇴적물 제거·빙상 규모·해양 순환을 포함한 지구 시스템의 되먹임이 서로 작용한 결과로 해석된다.[23]

고기후 주기와 궤도 요인

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플라이스토세의 빙기·간빙기·스타디얼·인터스타디얼은 기후, 해류, 대기 순환, 빙상과 해수면이 서로 되먹임하는 주기적 변화로 나타난다. 지구 궤도의 이심률·자전축 경사·세차 운동은 지역과 계절별 일사량을 바꾸며, 대기 이산화탄소 농도와 지표면 알베도 변화가 그 효과를 증폭한다. 따라서 궤도 주기는 빙기 전환의 시점을 조절하지만, 플라이스토세의 장기 냉각 추세와 천 년 규모의 급격한 변동을 단독으로 설명하지는 못한다.[24][25]

중기 플라이스토세 전환 뒤의 빙기 종결은 자전축 경사각 변화가 북반구 여름 일사량을 높이는 방식과도 관련된 것으로 제안되었다. 이 해석은 궤도 주기와 빙상 반응의 관계를 보완하지만, 빙상·해양·대기 과정의 역할을 하나의 요인으로 줄이지는 않는다.[26]

산소 동위원소 단계

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해양 퇴적물의 유공충 방해석에서 측정한 18O/16O 비는 해수 온도와 빙상에 저장된 물의 양이 함께 반영된 고기후 지표다. 빙기에는 차가운 바다와 대륙 빙상에 저장된 물 때문에 해수의 18O 비가 상대적으로 높아지고, 간빙기에는 그 반대 경향이 나타난다. 빙핵의 동위원소 기록은 강설 당시의 기온과 수분 기원을 추가로 보여 주므로 해양 기록과 함께 사용한다.[27]

해양 동위원소 단계(MIS)는 이 변동을 번호로 나타낸 것이다. 홀로세는 MIS 1이며 관례적으로 홀수 단계는 간빙기, 짝수 단계는 빙기를 뜻한다. 다만 MIS의 경계는 기후 상태를 나타내는 대비 단위이므로, 국제 층서 위원회의 절 경계와 항상 일치하지 않는다. 플라이스토세 초기에는 비교적 얕고 잦은 변동이 많았고, 후기에는 간격이 더 넓고 진폭이 큰 변동이 나타났다.[28]

생물과 인류

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플라이스토세의 동물상은 빙기와 간빙기가 반복되면서 위도·고도 방향으로 이동했다. 유라시아의 매머드 초원, 북아메리카의 초원·침엽수림, 남아메리카의 팜파스와 안데스 고지대는 같은 시기에도 서로 다른 기후와 식생을 보였고, 동물군의 교체 시기도 지역마다 달랐다. 화석 산지는 빙하가 덮지 않은 지역과 퇴적이 잘 보존된 분지에 편중되므로, 어느 한 지역의 동물상을 플라이스토세 전체의 표준으로 삼을 수 없다.[29]

최종 빙기에서 홀로세로 넘어가는 동안 대형 포유류의 멸종이 여러 대륙에서 이어졌다. 기후 온난화와 식생대 이동은 서식지를 줄였고, 사람속의 확산과 사냥·불 사용은 지역에 따라 그 영향을 더했을 가능성이 있다. 대형사슴은 서부 러시아에서 약 7700년 전까지, 털매머드는 시베리아 본토에서 약 1만 년 전까지, 랭겔섬의 작은 집단은 약 4000년 전까지 살아남았다는 연대가 보고되어, 멸종 시점이 하나의 전 지구적 사건으로 모이지 않음을 보여 준다.[30][31][32]

플라이스토세 후기의 사람속 확산은 대륙 사이의 이동 경로와 생태계의 연결을 바꾸었다. 빙기에는 해수면이 낮아져 베링 육교와 동남아시아의 여러 육상 연결로가 나타났고, 간빙기에는 다시 침수되었다. 이러한 통로의 이용 가능성은 해수면뿐 아니라 빙상·사막·열대우림의 범위에도 좌우되었으므로, 고고학적 유적 하나를 전 지구적 이동 경로로 일반화하지 않는다.[33]

빙기와 간빙기의 반복으로 서식지가 북쪽과 남쪽으로 이동했고, 매머드·마스토돈·검치호랑이·대형땅늘보 등 대형 포유류가 넓은 지역에 분포했다. 후기 플라이스토세에서 홀로세 초에 걸친 대형동물 감소는 기후 변화와 인간의 사냥을 포함한 여러 요인의 결합으로 연구되며, 지역마다 시기와 원인이 달랐다.[34]

플라이스토세의 해양·대륙 동물상은 오늘날의 동물상과 대체로 비슷했지만, 육지에는 매머드·마스토돈·디프로토돈·스밀로돈·오록스·동굴사자·동굴곰·검치고양이류와 같은 대형 동물이 지금보다 훨씬 많았다. 오스트레일리아·마다가스카르·뉴질랜드와 태평양의 섬처럼 고립된 육지에서는 코끼리새·모아·하스트수리·쿠인카나·메갈라니아·메이올라니아와 같은 대형 조류와 파충류가 진화했다.

대형동물 감소는 아프리카보다 아메리카·유라시아·오스트레일리아에서 더 크게 나타났고, 북아메리카에서는 말과 낙타류 같은 토착 계통도 플라이스토세 말에 사라졌다. 그러나 멸종 시기와 종의 선택성은 대륙·섬·생태계마다 달라, 최종 빙기 말의 기후 변화나 인류 확산 중 하나만으로 모든 지역의 결과를 설명하기는 어렵다. 살아남은 종은 서늘한 환경에서 남쪽이나 고도가 높은 곳으로 분포를 옮겼고, 홀로세에 일부 지역에서 다시 북쪽으로 확장했다.[35]

플라이스토세의 육상 포유류 화석은 지역별 생물연대 단위로도 나뉜다. 아시아에서는 저우커우뎬절·니허완절·위셴절, 유럽에서는 빌라프랑키아절·갈레리아절·아우렐리아절, 북아메리카에서는 블랑칸절·어빙토니안절·랜초라브레아절, 남아메리카에서는 우키아절·엔세나다절·루하니아절이 사용된다. 이 단위들은 국제 층서 위원회의 절과는 별개의 지역 생물연대 체계이며, 일부 단위의 범위는 플라이오세까지 거슬러 올라가기도 한다.

이 지역 생물연대 단위는 특징적인 포유류 화석군의 출현과 교체를 이용해 정한 것이므로, 같은 이름을 가진 빙기나 국제 층서 단위와 혼동해서는 안 된다. 북아메리카의 블랑칸절은 플라이오세 후기에 시작해 플라이스토세 초까지 이어지고, 어빙토니안절과 랜초라브레아절은 각각 중기와 후기에 해당하지만 경계 연대는 연구자와 지역에 따라 다르다. 남아메리카의 우키아절·엔세나다절·루하니아절도 안데스산맥과 팜파스의 화석 기록에 기반한 지역 단위이며, 유럽·아시아의 생물연대와 일대일로 대응하지 않는다.[36][37]

플라이스토세의 주요 지역 육상 포유류 생물연대는 다음과 같이 국제 층서 단위와 대략적으로 대비된다. 표의 대응은 화석층서와 방사성 연대에 근거한 근사치이며, 빙기 명칭이나 ICS의 절 경계를 대신하지 않는다.[38]

플라이스토세와 지역 육상 포유류 생물연대의 대략적 대응
국제 층서 단위아시아유럽북아메리카남아메리카
젤라절니허완절 이전 단계빌라프랑키아절블랑칸절우키아절
칼라브리아절니허완절·위셴절빌라프랑키아절·갈레리아절블랑칸절·어빙토니안절우키아절·엔세나다절
지바절저우커우뎬절 계열갈레리아절·아우렐리아절어빙토니안절·랜초라브레아절엔세나다절·루하니아절
플라이스토세 후기지역별 후기 플라이스토세 동물군아우렐리아절 이후 동물군랜초라브레아절루하니아절

플라이스토세 초기에는 전 지구적 건조화와 양극 빙상의 발달 속에서 유제류의 기능적 다양성이 줄어든 기록이 알려져 있다. 이는 모든 대형 포유류가 같은 방식으로 감소했다는 뜻은 아니며, 지역별 군집은 빙상 범위·초원과 숲의 분포·이동 통로에 따라 다르게 변했다.[39]

플라이스토세에는 여러 사람속 집단이 아프리카와 유라시아의 다양한 환경에 적응했다. 석기·동물 뼈·동굴 퇴적층과 고환경 기록은 인류의 이동과 생활 방식을 보여 주지만, 특정 유적의 연대를 모든 지역의 인류사에 그대로 적용할 수는 없다. 현생 인류의 확산, 네안데르탈인과 데니소바인의 역사, 인류 집단 사이의 교류는 유전학·화석·고고학 기록에 남아 있다.

전기 플라이스토세의 사람속은 동아프리카와 유라시아의 개방된 초원·삼림 모자이크에 적응했고, 아슐리안 석기와 불의 사용은 지역마다 서로 다른 시기에 나타난다. 중기 플라이스토세에는 아프리카의 여러 사람속 집단, 유럽의 네안데르탈인 계통, 아시아의 데니소바인 계통이 함께 존재했으며, 이들의 분포와 계통 관계는 화석·석기·고대 DNA를 종합해 복원한다. 현생 인류의 약 30만 년 전 화석은 북아프리카 제벨 이르후드에서 알려져 있지만, 현생 인류가 아프리카 전역에서 형성된 과정과 아프리카 밖으로 확산한 시기는 단일한 사건으로 정리되지 않는다.[40][41]

인류 진화와 확산의 기록

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플라이스토세 초기부터 아프리카의 사람속 화석과 석기 문화가 확인되며, 사람속 집단은 빙기와 간빙기에 따라 초원·숲·건조 지대가 바뀌는 아프리카와 유라시아의 환경에 적응했다. 후기 구석기까지 이어지는 인류의 확산은 여러 지역과 시기의 화석·석기·동물상·고환경 기록으로 알려져 있다.

플라이스토세 전반에는 호모 에렉투스와 그 가까운 계통이 아프리카·유라시아에 널리 분포했으며, 중기 플라이스토세에는 네안데르탈인·데니소바인·현생 인류로 이어지는 여러 집단이 서로 다른 지역에서 나타났다. 현생 인류의 초기 화석으로 알려진 제벨 이르후드 표본은 약 30만 년 전으로 측정된다. 후기 플라이스토세의 아프리카 밖 확산 과정에서 다른 사람속 집단과의 유전적 교류가 확인되지만, 유전학 자료만으로 화석과 고고학 기록의 지역적 공백을 메울 수는 없다.[42][43]

플라이스토세 초기의 아프리카에서는 파란트로푸스와 초기 사람속이 공존했지만, 전기 구석기 동안 파란트로푸스 계통은 화석 기록에서 사라졌다. 약 180만 년 전에는 호모 에렉투스와 관련된 아슐리안 석기가 더 오래된 올도완 석기 전통을 대신해 확산되었고, 중기 플라이스토세에는 사람속 집단의 형태적 다양성이 커졌다. 현생 인류의 해부학적 특징은 약 30만 년 전의 화석에서 확인되며, 오늘날과 비슷한 행동 양식의 고고학적 증거는 후기 플라이스토세에 뚜렷해진다.[44][45]

사람속 화석과 고고학 자료는 플라이스토세 전체에 여러 종과 집단이 공존했음을 보여 준다. 이들의 분포는 빙기·간빙기에 따른 초원·숲·사막·해안 환경의 이동과 관계가 있으나, 이동 경로와 집단 간 교류는 지역별 자료의 밀도가 크게 다르다. 고대 DNA는 일부 후기 집단의 관계를 밝히는 데 기여했지만, DNA가 남지 않는 시기·지역의 화석 기록을 대체하지는 않는다.[46]

같이 보기

[편집]

각주

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  1. 1 2 “International Chronostratigraphic Chart v2026/06” (PDF) (영어). 국제 층서 위원회. 2026년 8월 12일에 확인함.
  2. ↑ 이동찬; 최덕근; 기원서 (2023). “International Chronostratigraphic Chart (국제지질연대층서표) 한글판”. 《지질학회지》 59 (1): 193-202. doi:10.14770/jgsk.2023.006.
  3. ↑ Lyell, Charles (1839). 《Nouveaux éléments de géologie》 (프랑스어). Paris: Pitois-Levranet. 621쪽.
  4. ↑ “Major Divisions” (영어). 국제 층서 위원회 제4기 층서 소위원회. 2026년 8월 12일에 확인함.
  5. ↑ Lisiecki, Lorraine E.; Raymo, Maureen E. (2005). “A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records”. 《Paleoceanography》 20 (1). doi:10.1029/2004PA001071.
  6. ↑ Gibbard, Philip L.; Head, Martin J.; Walker, Mike J. C. (2010). “Formal ratification of the Quaternary System/Period and the Pleistocene Series/Epoch with a base at 2.58 Ma”. 《Journal of Quaternary Science》 25 (2): 96-102. doi:10.1002/jqs.1338.
  7. ↑ Suganuma, Yusuke; Head, Martin J.; Kameo, Kazuhiro (2021). “Formal ratification of the Global Boundary Stratotype Section and Point (GSSP) for the base of the Chibanian (Middle Pleistocene) Subseries/Epoch and the Middle Pleistocene Subseries/Epoch”. 《Episodes》 44 (3): 317-347. doi:10.18814/epiiugs/2020/020080.
  8. ↑ Gibbard, Philip; Head, Martin (2010). “The newly-ratified definition of the Quaternary System/Period and redefinition of the Pleistocene Series/Epoch, and comparison of proposals advanced prior to formal ratification”. 《Episodes》 33 (3): 152-158. doi:10.18814/epiiugs/2010/v33i3/002.
  9. ↑ Ehlers, Jürgen; Gibbard, Philip L.; Hughes, Philip D. (2011). 《Quaternary Glaciations—Extent and Chronology: A Closer Look》 15. Elsevier. doi:10.1016/B978-0-444-53447-7.00001-7.
  10. ↑ Ehlers, Jürgen; Gibbard, Philip L.; Hughes, Philip D. (2011). 《Quaternary Glaciations—Extent and Chronology: A Closer Look》 15. Elsevier. doi:10.1016/B978-0-444-53447-7.00001-7.
  11. ↑ Ehlers, Jürgen; Gibbard, Philip L.; Hughes, Philip D. (2011). 《Quaternary Glaciations—Extent and Chronology: A Closer Look》 15. Elsevier. doi:10.1016/B978-0-444-53447-7.00001-7.
  12. ↑ Clark, Peter U.; Dyke, Arthur S.; Shakun, Jeremy D. (2009). “The Last Glacial Maximum”. 《Science》 325 (5941): 710-714. doi:10.1126/science.1172873. PMID 19661421.
  13. ↑ Lisiecki, Lorraine E.; Raymo, Maureen E. (2005). “A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records”. 《Paleoceanography》 20 (1). doi:10.1029/2004PA001071.
  14. ↑ Lisiecki, Lorraine E.; Raymo, Maureen E. (2005). “A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records”. 《Paleoceanography》 20 (1). doi:10.1029/2004PA001071.
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