Tabela stratygraficzna

system podziału warstw geologicznych w odniesieniu do czasu ich powstania

Tabela stratygraficzna – schemat obrazujący przebieg historii Ziemi na podstawie następstwa procesów geologicznych i układu warstw skalnych. Obecnie przyjęta tabela stratygraficzna została ustalona przez Międzynarodową Komisję Stratygrafii (ICS).

Trójwymiarowa tabela stratygraficzna. Schemat pokazuje upływ czasu zgodnie z ruchem wskazówek zegara

Kolejne jednostki w tabeli wydzielono na podstawie występowania w skałach charakterystycznych skamieniałości lub typów skał (od ediakaru wzwyż), bądź – jeśli datowanie jest niemożliwe lub nie dość precyzyjne – na podstawie absolutnej chronometrii (w archaiku i prawie całym proterozoiku). Jednostki te mają różną rozciągłość czasową; najdokładniej podzielony eon, trwający obecnie fanerozoik, stanowi zaledwie około 15% historii planety. Poszczególnym jednostkom przyporządkowane są kolory, którymi oznaczane są na mapach geologicznych skały należące do danych jednostek chronostratygraficznych.

Stratygrafia lokalna i globalnaEdytuj

W opracowaniach można spotkać różne podziały stratygraficzne, odwzorowujące zapis kopalny spotykany w danej części świata. Z tego powodu pojawiają się w nich jednostki niezdefiniowane na innych kontynentach, które odzwierciedlają lokalne, a nie globalne zmiany środowiska i warunków powstawania skał. Tabela stratygraficzna ICS stanowi próbę stworzenia spójnego opisu globalnej stratygrafii. Przedstawiany przez nią podział, a szczególnie chronologia podlega weryfikacji i zmianom z powodu typowania nowych profili wzorcowych (stratotypów) i coraz precyzyjniejszego datowania. Tabela ta definiuje oficjalną terminologię okresów geologicznych w historii Ziemi, dzięki czemu unika się stosowania tych samych nazw w różnych znaczeniach w publikacjach naukowych i podręcznikach z zakresu geologii i paleontologii.

HistoriaEdytuj

Pierwsze podwaliny pod stratygrafię położył pod koniec XVII wieku Niels Stensen. Stwierdził on, że warstwy skał ułożone są w określonej kolejności i reprezentują konkretne odcinki czasu. Sformułował również zasadę superpozycji mówiącą, że każda warstwa jest prawdopodobnie starsza od warstwy leżącej na niej i młodsza od warstwy leżącej pod nią. Jego zasady były bardzo proste, jednak zastosowanie ich do prawdziwych skał niosło ze sobą pewne komplikacje. Osiemnastowieczni geologowie zdali sobie sprawę, że:

  1. sekwencja warstw jest często zerodowana, zaburzona, pochylona, lub nawet odwrócona;
  2. warstwy, które powstały w tym samym czasie w różnych miejscach mogą być zupełnie różne;
  3. warstwa na danym obszarze reprezentuje zaledwie drobną część historii Ziemi.

Pierwsze poważne próby uporządkowania stratygrafii, które mogłyby być używane na całej Ziemi, miały miejsce pod koniec XVIII wieku. Jednym z najważniejszych badaczy tamtego okresu był Abraham Werner. Najpopularniejsze z tych wczesnych prób dzieliły skały skorupy ziemskiej na cztery typy: pierwszorzęd, drugorzęd, trzeciorzęd i czwartorzęd. Według tej teorii każdy z tych typów skał powstał w konkretnym okresie historii ziemi. Nazwy trzeciorzęd i czwartorzęd używane były w oficjalnej nomenklaturze jeszcze pod koniec XX wieku.

Na początku XIX wieku pojawiła się koncepcja identyfikacji warstw na podstawie zawartych w nich skamieniałości. Pionierami tej metody byli William Smith, Georges Cuvier i Alexandre Brogniart. Metoda ta pozwoliła geologom na lepszy i bardziej precyzyjny podział historii Ziemi; mogli również porównywać warstwy w różnych krajach, a nawet na różnych kontynentach. Jeśli w dwóch warstwach (niezależnie od odległości między nimi i różnic w składzie) występowały te same skamieniałości, istniały duże szanse, że powstały one w tym samym czasie. Szczegółowe badania warstw i skamieniałości prowadzone w Europie latach 1820–1850 zaowocowały periodyzacją, która używana jest do chwili obecnej.

Większość geologów zajmujących się w tych czasach stratygrafią stanowili Brytyjczycy, stąd na przykład nazwy kambr, ordowik i sylur pochodzą od nazw starożytnych brytyjskich plemion (i zdefiniowane są na podstawie stratygrafii Walii). Brytyjscy geologowie są również odpowiedzialni za pogrupowanie okresów w ery oraz za podział trzeciorzędu i czwartorzędu na epoki.

Kiedy William Smith i Charles Lyell rozpoznali w kolejnych warstwach okresy, nie było jeszcze sposobu nakreślenia ich skali czasu. Kreacjoniści proponowali ograniczenie się zaledwie do kilku tysięcy lat, podczas gdy inni sugerowali bardzo długie (lub nawet nieskończone) epoki. Dyskusje na ten temat trwały przez ponad 100 lat, dopiero w XX wieku metody datowania na podstawie radioaktywnych izotopów pozwoliły na ustalenie konkretnych dat.

Ewolucja tabeliEdytuj

W 1977 Globalna Komisja Stratygrafii (przemianowana później na Międzynarodową Komisję Stratygrafii) podjęła wysiłki mające na celu zdefiniowanie globalnych odniesień dla jednostek geologicznych. Do poważnych zmian, które zaszły w tabeli w pierwszej dekadzie XXI wieku, należy usunięcie okresu trzeciorzędu, zastąpionego przez paleogen i neogen (wcześniej definiowane jako podokresy trzeciorzędu) i pojawienie się jednostek nieobecnych we wcześniejszej literaturze (np. okresu ediakaru). Postęp wiedzy pozwala na ścisłe określenie wieku granic pomiędzy poszczególnymi jednostkami i wprowadzenie nowych podziałów, wskutek czego tabela wciąż ewoluuje.

Podział eonu fanerozoicznego jest oparty na stratotypach, stratygraficznych punktach odniesienia (GSSP, ang. Global Boundary Stratotype Section and Point, „globalna granica i punkt stratotypu”) zlokalizowanych na różnych kontynentach. Wcześniejsze eony historii Ziemi, nazywane zbiorczo (nieformalnie, ale powszechnie) prekambrem, są podzielone w ogólności w oparciu o datowanie izotopowe skał. Punkty podziału nie odpowiadają żadnym konkretnym zmianom w skałach, ale minimom aktywności geotektonicznej według danych z lat 80. XX wieku, zaokrąglonym do pełnych liczb[1] (GSSA, ang. Global Standard Stratigraphic Age, „globalny wiek stratygraficzny”). Współczesna tabela uwzględnia także nieformalny, ale szeroko używany eon hadeik, sięgający powstania Ziemi. Początek pierwszej ery, eoarchaiku, jest określony umownie na 4 miliardy lat temu; wiek ten nie odpowiada żadnemu konkretnemu zdarzeniu, wiąże się jedynie z brakiem zachowanych skał na powierzchni Ziemi (z nielicznymi wyjątkami). Oznacza to między innymi, że nieznane są efekty, jakie miało na Ziemi Wielkie Bombardowanie, które uformowało większość kraterów księżycowych[a][2].

Tabela stratygraficzna (według ICS, marzec 2020)Edytuj

jednostki nieformalne eon / eonotem era / eratem okres / system epoka / oddział wiek / piętro faza górotwórcza opis
  fanerozoik kenozoik czwartorzęd holocen megalaj
4,2 tys.
Koniec ostatniego zlodowacenia, powstanie i rozwój Bałtyku, rozwój ludzkich cywilizacji.
northgrip
8,2 tys.
grenland
11,7 tys.
plejstocen późny[b]
129 tys.
 
 
 
pasadeńska[c]

walachijska[c]
Następujące po sobie zlodowacenia i ocieplenia, wzmożone opady w strefie międzyzwrotnikowej. Obszary tundry porasta karłowata roślinność, w świecie zwierząt królują wielkie ssaki, które wymierają pod koniec epoki. Trwa ewolucja człowieka, na terenie Europy żyją obok siebie Homo neandertalensis i Homo sapiens; wykształcają się główne rasy ludzkie. W antropologii plejstocenowi odpowiada okres zwany paleolitem.
chiban
774 tys.
kalabr
1,80 mln
gelas
2,58 mln
neogen pliocen piacent
3,600 mln
 
rodańska[c]
Antarktydę, część Ameryki Południowej i częściowo kontynenty północnej półkuli pokrywa Lądolód, Morze Śródziemne odzyskuje połączenie z Oceanem Atlantyckim, powstaje Przesmyk Panamski. Klimat ciągle się ochładza i staje bardziej suchy, trwa stepowienie dużych obszarów, rozprzestrzeniają się trawożerne kopytne.
zankl
5,333 mln
miocen messyn
7,246 mln
 
 
attycka[c]
 
 
 
 
 
 
styryjska[c]
Powstają Alpy i Himalaje – Ocean Tetydy zostaje zamknięty połączeniem lądowym między Afryką i Eurazją, co prowadzi do wypiętrzania łańcucha alpejsko-himalajskiego; powstaje Morze Śródziemne. Andy wypiętrzają się na skutek subdukcji dna wschodniego Pacyfiku. Antarktydę pokrywa lądolód. Kurczą się obszary mórz śródlądowych. Zmiany układu kontynentów wymuszają powstanie nowych prądów morskich, które powodują wymieszanie składników odżywczych. Klimat ochładza się, w związku z czym trwa stepowienie dużych obszarów lądów. Istnieje już większość obecnych rodzin ptaków i ssaków.
torton
11,63 mln
serrawal
13,82 mln
lang
15,97 mln
burdygał
20,44 mln
akwitan
23,03 mln
paleogen oligocen szat
27,82 mln
sawska[c] Klimat pozostaje ciepły przez większość epoki, pod koniec zaczyna się powoli ochładzać; wypiętrzają się Alpy. Pojawiają się pierwsze naczelne.
rupel
33,9 mln
eocen priabon
37,71 mln
 
helwecka[c]
 
pirenejska[c]
Epoka rozpoczęła się bardzo silnym ociepleniem klimatu (paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne). Przez dalszą część epoki klimat jest ciepły, łagodny (klimat tropikalny panuje do 45 stopni szerokości geograficznej). Pojawia się wiele występujących do dziś rzędów i rodzin ssaków, takich jak nietoperze, walenie i brzegowce. Parzystokopytne reprezentowane są m.in. przez maleńkiego „jelenia" Diacodexis, a ku pojawieniu się nieparzystokopytnych zmierza ewolucja koniowatych.
barton
41,2 mln
lutet
47,8 mln
iprez
56,0 mln
paleocen tanet
59,2 mln
Niszę pozostałą po wymarciu dinozaurów zaczynają wypełniać prymitywne ssaki. Pojawiają się kaktusy i palmy. Klimat jest ciepły, a pod koniec paleocenu następuje paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne, które spowodowało zwrot w rozwoju ssaków. Ameryka Północna, Europa i Azja nadal stanowią jeden kontynent – Laurazję, zaczyna się jednak proces oddzielania Ameryki Północnej; trwa podział Gondwany na Afrykę, Amerykę Południową, Antarktydę i Australię. Z terytorium Europy i Ameryki Północnej wycofuje się morze.
zeland
61,6 mln
dan
66,0 mln
mezozoik kreda późna kreda mastrycht
72,1 ± 0,2 mln
laramijska[c]
 
 
 
 
 
 
subhercyńska[c]
Wielka transgresja morza. osadzają się wapienie, margle, opoki i kreda pisząca. Wśród roślin zaczynają przeważać okrytonasienne. pod koniec kredy następuje jedno z największych masowych wymierań gatunków – wymieranie kredowe. Według jedynej liczącej się obecnie teorii było ono spowodowane zderzeniem z meteorytem o średnicy ok. 10 km. Wyginęły wszystkie nieptasie dinozaury, belemnity, amonity, wiele grup gadów morskich oraz roślin lądowych.
kampan
83,6 ± 0,2 mln
santon
86,3 ± 0,5 mln
koniak
89,8 ± 0,3 mln
turon
93,9 mln
cenoman
100,5 mln
wczesna kreda alb
~113,0 mln
austryjska[c] Pojawia się coraz więcej roślin okrytonasiennych, lecz dalej ilościowo przeważają rośliny nagozalążkowe. Występują prymitywne ptaki, z tego okresu pochodzą znalezione w Chinach najstarsze szczątki ssaka łożyskowego – Eomai.
apt
~125,0 mln
barrem
~129,4 mln
hoteryw
~132,6 mln
walanżyn
~139,8 mln
berrias
~145,0 mln
jura jura późna tyton
152,1 ± 0,9 mln
neokimeryjska[c] Na początku jury Pangea rozpada się na Laurazję i Gondwanę, pod koniec okresu również Gondwana zaczyna ulegać podziałowi. Często zmienia się biegunowość magnetyczna. Na początku jury następuje transgresja morza, pod koniec jury morza zaczynają się wycofywać. W jurze dolnej tworzyły się czarne iły, wapienie i margle, w środkowej piaszczyste i oolitowe rudy żelaza, a w górnej wapienie, np. oolitowe i rafowe, oraz margle. W morzach trwa najbujniejszy rozwój amonitów (wydzielono opartych na nich ponad 100 poziomów stratygraficznych) i belemnitów, na lądzie dominacja wielkich gadów, pod koniec jury pojawia się archeopteryks – pierwszy ptak. Klimat jury jest ciepły, w osadach nie znaleziono dowodów żadnego zlodowacenia. Podobnie jak w triasie, żaden ląd nie leży na tyle blisko któregoś z biegunów, aby powstała polarna czapa lodowa.
kimeryd
157,3 ± 1,0 mln
oksford
163,5 ± 1,0 mln
jura środkowa kelowej
166,1 ± 1,2 mln
baton
168,3 ± 1,3 mln
bajos
170,3 ± 1,4 mln
aalen
174,1 ± 1,0 mln
jura wczesna toark
182,7 ± 0,7 mln
pliensbach
190,8 ± 1,0 mln
synemur
199,3 ± 0,3 mln
hettang
201,3 ± 0,2 mln
trias późny trias retyk
~208,5 mln
starokimeryjska[c]
 
 
 
 
 
 
 
labińska[c]
Początek rozpadu Pangei, zaczynają powstawać oceany Altlantycki i Indyjski. Na przełomie triasu i jury trwa starokimeryjska faza orogenezy alpejskiej. Flora jest zdominowana przez rośliny nagonasienne. Pojawiają się pierwsze dinozaury, a pod koniec okresu również pierwsze ssaki. Pod koniec okresu następuje masowe wymieranie, jedno z pięciu największych w historii życia.
noryk
~227 mln
karnik
~237 mln
środkowy trias ladyn
~242 mln
anizyk
247,2 mln
wczesny trias olenek
251,2 mln
ind
251,902 ± 0,024 mln
paleozoik perm loping czangsing
254,14 ± 0,07 mln
palatynacka[d]
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
saalska[d]
Kontynenty połączone są w jeden superkontynent – Pangeę. Powstaje wiele pustyń, na których powstają czerwone zlepieńce i piaskowce (stąd dawna nazwa wczesnego permu – „czerwony spągowiec"), trwa silna działalność wulkaniczna. W drugiej połowie permu następuje transgresja morza, później kilka następujących po sobie regresji i transgresji, dzięki którym powstają cechsztyńskie cyklotemy węglanowo-ewaporatowe. W utworach permskich istnieją ślady wielkiego zlodowacenia. Pod koniec okresu następuje wymieranie permskie: największe masowe wymieranie w historii życia na Ziemi. Wymierają drzewiaste widłaki, skrzypy i paprocie (zastępowane przez rośliny iglaste, miłorzębowe i sagowce), pospolite w morzach prawie całego paleozoiku trylobity, koralowce czteropromienne, a także częściowo płazy, gady i owady.
wucziaping
259,1 ± 0,5 mln
gwadalup kapitan
265,1 ± 0,4 mln
word
268,8 ± 0,5 mln
road
272,95 ± 0,11
cisural kungur
283,5 ± 0,6 mln
artinsk
290,10 ± 0,26 mln
sakmar
293,52 ± 0,17 mln
assel
298,90 ± 0,15 mln
karbon pensylwan późny pensylwan gżel
303,7 ± 0,1 mln
 
 
asturyjska[d] 
 
 
 
 
kruszcogórska[d]
 
sudecka[d]
 
 
 
bretońska[d]
Bujny rozkwit roślinności – lądy porastają drzewiaste widłaki, kalamity, i paprocie nasienne. W okresie tym powstają największe złoża węgla kamiennego, od którego (łac. carbo) karbon wziął nazwę. Pojawiają się pierwsze zwierzęta latające (owady), oraz pierwsze gady – kotylozaury. Na nowo rozpoczyna się proces łączenia kontynentów, trwa orogeneza waryscyjska i związana z nią wielka regresja morza, osady tego okresu świadczą również o wielkim zlodowaceniu.
kasimow
307,0 ± 0,1 mln
środkowy pensylwan moskow
315,2 ± 0,2 mln
wczesny pensylwan baszkir
323,2 ± 0,4 mln
missisip późny missisip serpuchow
330,9 ± 0,2 mln
środkowy missisip wizen
346,7 ± 0,4 mln
wczesny missisip turnej
358,9 ± 0,4 mln
dewon późny dewon famen
372,2 ± 1,6 mln
liguryjska[d]
 
 
eryjska[d]
 
 
 
ardeńska[d]
Trwa erozja wyniesionych wcześniej łańcuchów górskich na północnej półkuli, co owocuje wielkimi pokładami czerwonej barwy zlepieńców i piaskowców. Klimat jest ciepły i suchy. Flora lądowa to psylofity, pierwotne paprocie, widłaki i skrzypy. Pojawiają się pierwsze zwierzęta lądowe: stawonogi i płazy tarczogłowe. Na początku okresu trwa regresja morska, następnie transgresja. Pod koniec okresu rozpoczęły się wstępne ruchy górotwórcze orogenezy waryscyjskiej. Pod koniec okresu ma miejsce masowe wymieranie, jedno z pięciu największych w historii życia.
fran
382,7 ± 1,6 mln
środkowy dewon żywet
387,7 ± 0,8 mln
eifel
393,3 ± 1,2 mln
wczesny dewon ems
407,6 ± 2,6 mln
prag
410,8 ± 2,8 mln
lochkow
419,2 ± 3,2 mln
sylur przydol
423,0 ± 2,3 mln
 
 
 
 
 
 
 
 
krakowska[d]
Po zlodowaceniu na przełomie ordowiku i syluru poziom wód podnosi się, następnie wskutek orogenez znów opada, co doprowadza do wymierania wielu gatunków. Trwają ruchy górotwórcze (jedna z większych faz orogenezy kaledońskiej), którym towarzyszy silny wulkanizm. Powstaje Laurazja. Florę stanowią na lądzie widłaki i psylofity, a w morzach zielenice, krasnorosty i sinice, następuje rozkwit fauny morskiej.
ludlow ludford
425,6 ± 0,9 mln
gorst
427,4 ± 0,5 mln
wenlok homer
430,5 ± 0,7 mln
szejnwud
433,4 ± 0,8 mln
landower telicz
438,5 ± 1,1 mln
aeron
440,8 ± 1,2 mln
ruddan
443,8 ± 1,5 mln
ordowik ordowik późny hirnant
445,2 ± 1,4 mln
takońska[e] Trwa transgresja morza, stąd większość osadów tego okresu to głównie morskie utwory piaszczysto-ilaste, takie jak łupki ilaste, piaskowce, wapienie czy margle. W ordowiku miało miejsce nasilenie orogenezy kaledońskiej. Większość kontynentów południowej półkuli tworzy Gondwanę, zgodnie z teorią tektoniki płyt dryfującą od równika w kierunku bieguna południowego. Klimat jest ciepły. Na lądzie pojawiają się pierwsze paprotniki. Pod koniec tego okresu Gondwana osiągnęła szerokość polarną i uległa częściowemu zlodowaceniu, nastąpiło również masowe wymieranie zwierząt (wymieranie ordowickie).
kat
453,0 ± 0,7 mln
sandb
458,4 ± 0,9 mln
ordowik środkowy darriwil
467,3 ± 1,1 mln
daping
470,0 ± 1,4 mln
ordowik wczesny flo
477,7 ± 1,4 mln
tremadok
485,4 ± 1,9 mln
kambr furong piętro 10[b]
~489,5 mln
sandomierska[e]
sardyjska[e]
Nastąpiła kambryjska eksplozja ewolucyjna, wielka radiacja organizmów posiadających szkielety, przypuszczalnie związana z ustąpieniem zlodowaceń neoproterozoicznych i zwiększeniem się ilości tlenu w atmosferze. Pozostawiła ona po sobie liczne skamieniałości i ślady organiczne. W drugiej epoce kambru pojawiają się trylobity, stanowiące ważny element fauny morskiej przez resztę ery. W kambrze pojawiły się też pierwsze strunowce (pikaia). Od dolnego kambru trwa wielka transgresja morza (maksymalna w środkowym kambrze), następnie wskutek ruchów górotwórczych następuje lekka regresja w górnym kambrze. Typowe dla tego okresu są skały osadowe pochodzenia morskiego. Pod koniec kambru rozpoczyna się orogeneza kaledońska.
dziangszan
~494 mln
paib
~497 mln
miaoling gużang
~500,5 mln
drum
~504,5 mln
wuliuan
~509 mln
oddział 2[b] piętro 4[b]
~514 mln
piętro 3[b]
~521 mln
terenew piętro 2[b]
~529 mln
fortun
541,0 ± 1,0 mln
prekambr proterozoik neoproterozoik ediakar
~635 mln

kadomska
panafrykańska
bajkalska

Po ustąpieniu globalnych zlodowaceń z okresu kriogenu klimat ocieplił się, choć mniejsze zlodowacenia miały jeszcze miejsce w ediakarze. Nastąpiło pierwsze masowe pojawienie się makroskopowych wielokomórkowców, znanych jako fauna ediakarańska.
kriogen
~720 mln
W atmosferze znajduje się coraz więcej tlenu. Utlenia on związki żelaza, dzięki czemu w okresie między 2,5 a 2 mld lat temu powstaje ponad 90% światowych rud żelaza. Około 2 mld lat temu zaczyna wykształcać się warstwa ozonowa. W dolnym proterozoiku miało miejsce pierwsze znane w dziejach ziemi zlodowacenie; w ciągu całej ery miało miejsce ich kilka, a największe z nich w kriogenie – istnieje hipoteza, że cała planeta pokryta była lodowcami, niezamrożone były jedynie równikowe partie oceanów, lub wręcz tylko głębie oceaniczne podgrzewane ciepłem Ziemi (tzw. Ziemia śnieżka). W pozostałych okresach proterozoiku klimat był ciepły, o czym świadczą pochodzące z tamtego czasu wapienie i dolomity. Trwały potężne ruchy górotwórcze, wiele skał uległo metamorfizmowi. Około 2,1 mld lat temu prawdopodobnie pojawiły się pierwsze organizmy wielokomórkowe (gabonionta), które jednak wymarły bezpotomnie; ok. 1,5 mld lat temu pojawiły się szerzej organizmy eukariotyczne (Acritarcha).
ton
1 mld
dalslandzka
mezoproterozoik sten
1,2 mld
grenwilska (swekonorweska)
ektas
1,4 mld
kalim
1,6 mld

penakaen
hudsońska
karelska

paleoproterozoik stater
1,8 mld
orosir
2,05 mld
riak
2,3 mld
sider
2,5 mld

algomijska

archaik neoarchaik
2,8 mld
kenorańska Powstają kratony – zalążki przyszłych kontynentów, oraz pierwsze rudy metali. Około 3,8 mld lat liczą najstarsze pozostałości po beztlenowych i bezjądrowych organizmach. Z archaiku pochodzą pierwsze warstwy wapieni i dolomitów, na ok. 2,8 mld lat temu przypada rozpowszechnienie stromatolitów. Zawartość wolnego tlenu w atmosferze jest bardzo niska, panują warunki redukujące.
mezoarchaik
3,2 mld

białomorska
saamijska

paleoarchaik
3,6 mld
eoarchaik
4,0 mld
hadeik
~4,6 mld
Eon hadeiczny obejmuje czas od powstania Ziemi do powstania najstarszych skał, jakie obecnie zachowały się na jej powierzchni. W tym czasie miało miejsce uformowanie się planety, powstanie Księżyca, zastygnięcie najstarszej skorupy ziemskiej i powstanie oceanów, oraz Wielkie Bombardowanie. Międzynarodowa Komisja Stratygrafii nie definiuje formalnie tego eonu, niemniej jest on konsekwentnie wymieniany w tabeli stratygraficznej.

Skala czasu geologicznegoEdytuj

Eoarchaik

PaleoproterozoikMezoproterozoik

HadeikArchaikProterozoikFanerozoikPrekambr
KambrOrdowik

DewonKarbonPermTriasJuraKreda

PaleozoikMezozoikKenozoikFanerozoik
PaleocenEocenOligocenMiocen

PlejstocenPaleogenNeogenCzwartorzędKenozoik
Miliony lat
  • Hadeik nie jest erą zatwierdzoną oficjalnie przez ICS, użyty tu został dla przedstawienia skali czasu od powstania Ziemi.
  • Prekambr nie jest oficjalną jednostką geologiczną.

Pochodzenie nazw niektórych jednostekEdytuj

  • sider – od greckiego słowa sideros, oznaczającego żelazo – z powodu powstałych w tym czasie rud żelaza
  • orosir – od greckiego słowa orosira, oznaczającego łańcuch górski
  • riak – od greckiego słowa rhyax oznaczającego strumień lawy
  • stater – od greckiego słowa statheros – stabilny
  • ediakar – od australijskiego płaskowyżu Ediacara, gdzie znaleziono wiele skamieniałości (tzw. fauna ediakarańska).
  • kambr – od prowincji rzymskiej Cambria – obecnej Walii
  • ordowik – od brytyjskiego plemienia Ordowików
  • sylur – od celtyckiego plemienia Sylurów
  • dewon – od nazwy brytyjskiego hrabstwa Devon
  • karbon – od słowa carbo – łac. węgiel
  • perm – od rosyjskiego miasta, gdzie znajdują się wzorcowe osady tego systemu
  • trias – od greckiego słowa trias, z powodu domniemanej trójdzielności systemu
  • jura – od francusko-szwajcarskiego pasma górskiego
  • kreda – od skał węglanowych występujących na wybrzeżu Anglii, powstałych w tamtym okresie
  • eocen – w wolnym tłumaczeniu „świt nowych czasów”

UwagiEdytuj

  1. Proponowany był m.in. podział hadeiku w oparciu o historię geologiczną Księżyca, na 4 jednostki (wczesny imbryk, nektaryk, „grupy basenowe” i kryptyk).
  2. a b c d e f Nazwa nieustalona.
  3. a b c d e f g h i j k l m n Orogeneza alpejska.
  4. a b c d e f g h i j Orogeneza waryscyjska.
  5. a b c Orogeneza kaledońska.

PrzypisyEdytuj

  1. Praca zbiorowa 2012 ↓, s. 300.
  2. A.M. Patwardhan: The Dynamic Earth System. Wyd. 2. Nowe Delhi: PHI Learning Pvt. Ltd., 2010, s. 56.

BibliografiaEdytuj