古新世中晚期（约6056百万年前）出现了一个值得注意的气候事件——古新世晚期变暖事件（Latest Paleocene Thermal Maximum），虽然升温幅度不及随后始新世的极热事件，但已显示出气候系统的敏感性。这一时期北大西洋火山活动加剧，导致区域性的海温升高和洋流重组，这种变化通过气候系统的正反馈机制被放大，预示了古近纪气候的不稳定性。
始新世的温室巅峰与极热事件
始新世（5634百万年前）代表了新生代温室气候的顶点，期间发生的古新世始新世极热事件（PETM，约56百万年前）是地质历史上最剧烈的短期气候扰动之一。PETM事件的触发机制与北大西洋大火成岩省的火山活动密切相关，岩浆侵入富含有机质的沉积岩层，导致大量甲烷水合物快速释放。碳同位素数据显示，在短短数千年内至少有亿吨碳以甲烷和二氧化碳形式进入大气海洋系统，造成大气碳同位素（δ13C）负偏34‰。
PETM导致的环境效应极为显着：全球表层海水温度上升58°C，深海温度升高45°C；海洋酸化程度加剧，表现在深海碳酸盐溶解层的广泛发育；海洋缺氧范围扩大，导致深海生物群落的重大更替；陆地上降水格局改变，中纬度地区干旱化加剧而高纬度降水增加。这些变化对生物圈产生深远影响，包括深海有孔虫的大规模灭绝和哺乳动物体型普遍变小（被称为体型矮化效应）。特别值得注意的是，PETM后气候系统恢复平衡耗时近20万年，这表明地球系统对大规模碳释放的调节能力存在固有极限。
始新世早期至中期（约5248百万年前）延续了极端的温室状态，被称为始新世气候适宜期。这一时期的大气CO?浓度可能高达ppm，是全球无冰的典型状态。南极地区年平均温度超过10°C，支持温带森林生态系统；北极地区夏季温度可达23°C，冬季很少低于0°C。如此高的极地温度部分归因于强烈的极地放大效应——高CO?环境下，极地变暖幅度通常是全球平均的23倍。这一时期还出现了几次数万年尺度的次极热事件（如ETM2、ETM3），虽然强度不及PETM，但同样造成了显着的环境扰动。
始新世中期（约4840百万年前）开始显现气候转型的早期信号。印度板块持续北移并与欧亚板块初始碰撞，新生的喜马拉雅造山带开始加速硅酸盐风化；南大洋逐渐打开，促使洋流重组；大气CO?浓度开始从峰值缓慢下降。这些变化共同导致全球温度以约0.3°C/百万年的速率缓慢降低，但在始新世晚期（约4034百万年前）之前，地球仍保持着典型的温室状态。
渐新世的冰室转型与南极冰盖形成
始新世渐新世界线（EO界线，约34百万年前）的气候转变是新生代最重要的气候转型之一，标志着地球从温室状态正式进入冰室状态。深海δ1?O记录显示，这一转型包含两个显着阶段：首先是约34百万年前的突然变冷（δ1?O正偏约1.5‰），随后是持续约50万年的渐进式降温。同位素变化对应南极冰盖首次大规模形成，估计当时冰量达到现代南极冰盖的5070%。
EO界线的气候转型是多种因素协同作用的结果。构造活动扮演了关键角色：德雷克海峡的完全打开使南极绕极流得以形成，有效隔离了南极大陆与低纬度的热量交换；喜马拉雅造山运动加速硅酸盐风化，消耗大气CO?；南大洋的扩张增强了经向温度梯度。同时，轨道参数变化导致南半球高纬度夏季日照量减少，为冰盖形成提供了直接触发条件。大气CO?模型估计，EO界线时CO?浓度已降至约750ppm的临界阈值以下，低于维持两极无冰状态所需的水平。
南极冰盖的形成对全球气候系统产生了深远影响。冰盖的高反照率增加了行星反射率，正反馈强化了降温趋势；冰盖导致的全球海平面下降约3040米，暴露出更多陆架区域；南极底层水的形成增强了全球大洋温盐环流。这些变化重新组织了大气和海洋的能量分配模式，使得气候系统对轨道强迫的敏感性显着提高。
渐新世中晚期（约3023百万年前）的气候表现出相对稳定的冰室特征，但仍存在明显的波动。约30百万年前出现短暂的渐新世变暖事件，可能与南半球火山活动引发的CO?释放有关；约27百万年前的渐新世中期变冷则与南极冰盖进一步扩张同步。这种波动性反映了早期冰盖系统的不稳定性——在CO?浓度接近临界阈值的状态下，相对较小的扰动就能导致冰盖规模的显着变化。
气候变化的驱动机制网络
古近纪气候演变的驱动因素构成一个复杂的相互作用网络。长期趋势（数千万年尺度）主要由构造活动调节的碳循环控制：印度欧亚碰撞加速硅酸盐风化；大西洋中脊扩张速率变化影响火山CO?排放；洋盆开闭改变海陆分布格局。这些过程通过调节大气CO?浓度，从根本上决定了气候系统的基线状态。
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