PODSTAWY NAUK O ZIEMI

Z ELEMENTAMI ROLNICTWA

I LEŚNICTWA

Prof. dr hab. Piotr Skłodowski

Wyższa Szkoła Działalności Gospodarczej w Warszawie

Kierunek : Geodezja i Kartografia

Literatura:

1. Białousz S., Skłodowski P.:Ćwiczenia z gleboznawstwa i ochrony gruntów,

Oficyna wydawnicza PW, Warszawa 1999

2. Jaroszewski W.: Przewodnik do ćwiczeń z geologii dynamicznej. Wydawnictwo

Geologiczne, Warszawa 1978

3. Klimaszewski M. : Geomorfologia. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa1995
4. Kondracki J. : Geografia fizyczna Polski. Państwowe Wydawnictwo Naukowe,

Warszawa1978a

5. Kotarbiński J., Urbaniak-Biernacja U.: Podstawy nauk o ziemi, Oficyna

wydawnicza PW, Warszawa 1991

6. Książkiewicz M.: Geologia Dynamiczna. Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa

1979.

7. Kuźnicki F., Białousz S., Skłodowski P.:Podstawy gleboznawstwa z elementami

kartografii i ochrony gleb, PWN . Warszawa 1979

8. Mizerski W. : Geologia dynamiczna dla geografów, Wydawnictwo Naukowe

PWN, Warszawa

9. Lanczewska-Samotyja E.,Łowkis A.: Przewodnik do ćwiczeń z geologii

inżynieskiej i petrografii, Oficyna wydawnicza PW, Warszawa 1997

10. Lanczewska-Samotyja E.,Łowkis A, Zdrojewska N.: Zarys geologii z elementami

geologii inżynieskiej i hydrogeologii, Oficyna wydawnicza PW, Warszawa 1997

11. Linki internetowe:

http://www.ar.wroc.pl/~weber/geology.htm

strona Jerzego Webera, profesora w

Instytucie Gleboznawstwa i Ochrony Środowiska Rolniczego AR we Wrocławiu

http://pl.wikipedia.org/wiki/Ziemia
http://www.pgi.gov.pl/muzeum_geologiczne
http://www.nineplanets.pl/earth.html
http://geomorfologia.w.interia.pl
http://www.geol.agh.edu.pl/zgoim/

1. ZAKRES NAUK O ZIEMI

mgr Dorota Wąsowska

• Geofizyka

jest nauką z pogranicza nauk o Ziemi i fizyki. Zajmuje się

badaniem pól fizycznych oraz fizycznych właściwości Ziemi (jako planety)

oraz poznawaniem jej budowy. Może być uważana tak jak inne nauki o

Ziemi za część nauk planetarnych. Nauka ta bazuje na osiągnięciach fizyki,

wykorzystując jej metody szczegółowe z zakresu rozchodzenia się fal

wywołanych drganiami, podobnie jak ma to miejsce w sejsmice.

• Geografia

nauka przyrodnicza zajmująca się badaniem powierzchni

Ziemi (przestrzeni geograficznej). Nazwa pochodzi od greckich słów he ge

= ‘Ziemia’ i graphein = ‘pisać’. Geografia zajmuje się nie tylko analizą

rozmieszczenia obiektów czy zjawisk na powierzchni Ziemi, ale także

badaniem przyczyn takiego stanu rzeczy oraz wpływu człowieka na nie.

– geografia fizyczna
– geografia fizyczno-ekonomiczna

• Geologia

to jedna z nauk o Ziemi, zajmuje się budową, własnościami i

historią Ziemi oraz procesami geologicznymi, dzięki którym ulega ona

przeobrażeniom. Termin „geologia” z greckiego : geos = ‘ziemia’, logos =
‘nauka’

Nauki o Ziemi to nauki przyrodnicze, których przedmiotem badań jest planeta Ziemia.

http://pl.wikipedia.org/

• Geomorfologia

jest to dziedzina nauki zajmująca się opisem form

powierzchni Ziemi, ich genezą, rozwojem i rozmieszczeniem. Jest ściśle
związana z geologią, gleboznawstwem, klimatologią i hydrografią.

• Gleboznawstwo,

Pedologia (od łacińskiego: gleba - "grudka ziemi"')

- dział geografii fizycznej zajmujący się badaniem gleby, czyli wierzchniej,
bardzo cienkiej warstwy skorupy ziemskiej litosfery) nadającej się do
uprawy roślin.

• Oceanologia

(

oceanografia) dziedzina hydrologii zajmująca się

badaniem zjawisk i procesów zachodzących w oceanach: związkami między
środowiskiem, właściwościami

• Paleontologia

nauka o organizmach kopalnych, wyprowadzająca na

podstawie skamieniałości i śladów działalności życiowej organizmów;
wnioski ogólne o życiu w przeszłości geologicznej. Ściśle związana z
naukami biologicznymi i geologią, posługuje się często fizyką i chemią.
Dzieli się ją na paleozoologią i paleobotanikę. Należy do niej również
mikropaleontologia. Zagadnieniami ogólnobiologicznymi zajmuje się
nowoczesna paleontologia, zwana paleobiologią.

http://pl.wikipedia.org/

2. OGÓLNE WIADOMOŚCI O ZIEMI

2.1. Ziemia w

układzie
słonecznym

ło

Merkur
y

Wenus

Ziemia

Mars

Jowisz

Saturn

Uran

Pluton

Neptun

Planeta

Odległość

od Słońca

Śred

[km]

Masa

(bez

satelitów)

Śr.

gęst

ość

[g/c

]

Liczba

księżyc

ów

Okres

obrotu

wokół

osi **

Mimośr

ód

Nach.

orbity

[j.a.

mln.

km.

*10

MERKUR

0.39 57.91

4840

0.06

333

5.62

.65

0.2056

.006

WENUS

0.72

108.2

12230 0.81

4870

5.09

-243

.01

0.0068

.395

ZIEMIA

1.00

149.6

12756 1.00

5974

5.52

.93

0.0167

.001

MARS

1.52

227.9

6800

0.11

644

3.97

.62

0.0934

.850

JOWISZ

5.20

778.4

14279

317.

18997

1.33

.92

0.0482

.305

SATURN

9.52

1423.

12066

95.1

56873

0.69

.66

0.0553

.487

URAN

19.1

2866.

52400

14.5

86891 1.15

-17

.24

0.0478

.772

NEPTUN

30.0

4498.

50460

17.2

10302

1.56

.11

0.0079

.771

PLUTON

39.5

5906.

2302

0.00

15.4

2.00

.39

0.2489

.152

* j.a. (jednostka astronomiczna, Astronomical Unit) - jednostka długości używana do wyrażenia odległości w
obrębie Układu Słonecznego, zdefiniowana jako średnia odległość Ziemi od Słońca.

2.2. Kształt i wielkość Ziemi

Powierzchnię , która na co dzień obserwujemy nazywamy powierzchnią
fizyczną Ziemi, którą tworzą ją nie tylko różnorodnie urzeźbione
kontynenty, ale również wodne powierzchnie mórz i oceanów. Nie jest
ona kulą. W 1671 roku Jean Richter odkrył spłaszczenie Ziemi przy
biegunach, które jest wynikiem ruchy wirowego Ziemi.

Bryłę, która by powstała, gdyby
przedłużono powierzchnię
oceanów pod kontynentami
określa się jako geoidę. Jej
powierzchnia nie jest jednak
obiektem, który można opisać
wzorami matematycznymi, gdyż
wskutek różnego rozkładu mas we
wnętrzu Ziemi jej powierzchnia nie
jest zawsze równoległa do
powierzchni elipsoidy obrotowej .
Powierzchnię geoidy można
nazwać powierzchnią poziomu.

Wymiary Ziemi jako elipsoidy obrotowej zostały ustalone przez pomiary
geodezyjne. Jednak nieregularność geoidy i trudność wyrażenia tej
bryły za pomocą formuł matematycznych spowodowały rozbieżność
wyników dotychczasowych wymiarów Ziemi obliczonych przez różnych
autorów.

Powszechnie przyjmuje się
następujące dane:

• długość równika - 40 075

• promień równikowy - 6 378

• promień biegunowy - 6 375

• promień średni - 6 371 km

• powierzchnia elipsoidy

ziemskiej - 510 mln km

2.3. Charakterystyka fizyczna

Aby wyznaczyć masę Ziemi należy przekształcić wzór na siłę grawitacji

Wynika to z drugiej zasady dynamiki Newtona.

znając: i

Z obliczeń wynika, że masa Ziemi jest wynosi:

Znając masę i objętość Ziemi łatwo znaleźć jej średnią gęstość

Jedną z cech charakterystycznych wszystkich ciał jest ich gęstość lub inaczej ciężar
właściwy. By oznaczyć gęstość Ziemi należy znać jej masę oraz objętość.

Objętość elipsoidy o osiach a i c i spłaszczeniu α wyraża się wzorami
V = 4π a2c lub V = 4π a

(1- α ) i wynosi

V = 108 332  10

D =

5,52 10

kg/m

Ogólne dane dotyczące charakterystyki fizycznej Ziemi

• Powierzchnia całkowita:

510,072 milionów km2

• Powierzchnia lądowa: 148,94

milionów km2 (29,2%

powierzchni całkowitej)

• Powierzchnia wodna: 361,132

milionów km2 (70,8%

powierzchni całkowitej)

Charakterystyka fizyczna

Średnica
równikowa

12 756,28 km

Średnica
biegunowa

12 713,56 km

Przeciętna
średnica

12 742,02 km

Spłaszczenie

0,00335

Obwód równika

40 075 km

Powierzchnia

510 067 420 km

Objętość

1,0832×10

Masa

5,9736×10

Gęstość

5,515 g/cm

Przyspieszenie
ziemskie na
równiku

9,780 m/s² 1
(0,99732 g)

Prędkość ucieczki

11,186 km/s

Prędkość kątowa

1674,38 km/h
(na równiku)

Nachylenie
równika
względem
płaszczyzny orbity

23,439281

Deklinacja

90°

Albedo

0,367

Temperatura
powierzchni

Ciśnienie
atmosferyczne
na powierzchni

100 kPa

Min.

Śred.

Max.

185 K

287 K

331 K

Skład atmosfery

azot

78,1%

tlen

20,9%

argon

0,9%

Dwutlenek
węgla
Para
wodna

ilości
śladowe, ok.
0,1%

2.4. Budowa kuli Ziemskiej

O budowie Ziemi dowiadujemy się z badań geofizycznych:

• sejsmicznych - badających przebieg fal sejsmicznych naturalnych

(trzęsienia Ziemi) i wzbudzonych sztucznie w obrębie Ziemi

• grawimetrycznych - określających zmiany natężenia siły ciężkości w

różnych częściach skorupy ziemskiej

• magnetycznych - współczesnej zmienności pola magnetycznego na

kuli ziemskiej, a także zmian pola magnetycznego Ziemi w przeszłości
na podstawie pozostałości magnetycznej w skałach

• elektrycznych - skały mają różny opór elektryczny, badania

elektrooporowe pozwalają wyznaczać granice geologiczne na
niewielkich głębokościach

Skorupa Ziemska

Płaszcz górny

Płaszcz dolny

Płaszcz pośredni
(strefa przejściowa)

Jądro zewnętrzne

Jądro wewnętrzne

Kula ziemska zbudowana jest z koncentrycznych stref o
odmiennym składzie chemicznym i zróżnicowanej gęstości
właściwej.

Schematyczna budowa kuli ziemskiej

Jądro Ziemi występuje od

głębokości ok. 2900 km. Składa
się z 2 części:

jądro zewnętrzne jest

najprawdopodobniej w stanie
ciekłym, gdyż nie przewodzi
poprzecznych fal sejsmicznych. W
jego środku, na głębokości 5100
km, znajduje się stosunkowo
niewielkie (o średnicy ok. 2500
km) stałe jądro wewnętrzne.

Obydwa są zapewne zbudowane z

żelaza z domieszką niklu, dzięki
czemu – przy panującym tam
ogromnym ciśnieniu – osiągają
gęstość 8 g/cm3. Temperaturę
jądra ocenia się na ok. 6500°C.
Płynne metaliczne jądro
zewnętrzne prawdopodobnie
umożliwia generowanie
ziemskiego pola magnetycznego
(tzw. efekt dynama).

Płaszcz dolny jest wydzielany na
podstawie wyraźnego spadku tempa
wzrostu prędkości fal sejsmicznych
wraz z głębokością. W jego dolnych
częściach gęstość osiąga ok. 6,0
g/cm3, a temperatura 3000°C.

Płaszcz górny charakteryzuje się
szybkim przyrostem prędkości fal
sejsmicznych, ma gęstość 3,2–3,4
g/cm3 i jest najprawdopodobniej
zbudowany z perydotytów.

Płaszcz leży pod skorupą i
jest dużo grubszy – sięga do
głębokości 2900 km. Nie jest
jednorodny, w jego obrębie
stwierdza się nieciągłości
sejsmiczne, dzięki którym
zazwyczaj wyróżnia się
płaszcz górny (sięgający do
głębokości 200–400 km) oraz
płaszcz dolny (od 660–900
do 2900 km), niekiedy
rozdzielone strefą
przejściową (od 200–400 do
660–900 km). Skały budujące
płaszcz są przeważnie w
stałym stanie skupienia
(przewodzą zarówno
podłużne, jak i poprzeczne
fale sejsmiczne).

Płaszcz Ziemi pełni bardzo ważną funkcję: zachodzące w nim procesy
konwekcji cieplnej – chociaż bardzo powolne – są motorem napędzającym
ruch płyt litosfery, w następstwie czego możliwa jest cyrkulacja
pierwiastków i związków chemicznych pomiędzy powierzchnią a wnętrzem
Ziemi.

Skorupa to cienka (stanowiąca przeciętnie
zaledwie 0,5% promienia Ziemi), najbardziej
zewnętrzna warstwa, zbudowana ze
stosunkowo lekkich skał. Wyróżniamy 2
podstawowe typy skorupy :
kontynentalną (starą i grubą (nawet ponad
100 km), przez co sztywną, ale stosunkowo
lekką) i oceaniczną (cieńszą (ok. 60 km),
młodszą, elastyczniejszą, ale i cięższą) –
różniące się grubością i składem.

Powierzchnie nieciągłości to

cienkie strefy w głębi Ziemi
będące granicami ośrodków o
różnych własnościach fizycznych
(najczęściej sejsmologicznych).

Wyróżniamy 3 podstawowe

powierzchnie nieciągłości:

• Inge Lehman – na głębokości ok.

5100 km, między jądrem
zewnętrznym a wewnętrznym,

• Gutenberga – na głębokości ok.

2900 km, między płaszczem a
jądrem,

• Moho (= Mohorovičića) – na

głębokości od kilku do
kilkudziesięciu km, pomiędzy
skorupą a płaszczem.

Skorupa kontynentalna jest gruba, ma zwykle 35–40 km, a pod
wysokimi młodymi górami (jak Himalaje, Kaukaz, Alpy) grubość ta
wzrasta do 70, a nawet do 90 km, zaś w wyniku rozciągania lub
podgrzewania może spadać do 15–25 km. Średnia gęstość skorupy
kontynentalnej wynosi 2,8 g/cm3. Zbudowana jest zwykle (od góry) z
warstwy skał osadowych o grubości kilku, czasem kilkunastu km,
podścielonej warstwą granitową (od kilka do 30 km), pod która leży
warstwa bazaltowa (od kilku do 40 km). Skorupa kontynentalna jest
stara, często ma bardzo złożona budowę geologiczną, zaburzoną w
trakcie licznych dawnych faz górotwórczych.

Skorupa oceaniczna jest wielokrotnie cieńsza, może mieć zaledwie
6–12 km. Ma zwykle 3-warstwową budowę, a jej gęstość wzrasta ku
dołowi i wynosi od 2,5 do 2,9–3,3 g/cm3. Zbudowana jest zwykle ze
skał zbliżonych do bazaltów (bazalty, diabazy, gabra), często
przykrytych pokrywą skał osadowych różnej grubości (do kilku km).
Jest zwykle stosunkowo młoda – nie znamy starszej skorupy
oceanicznej niż jurajska (135–200 mln. lat). Współcześnie
obserwujemy jej powstawanie na grzbietach śródoceanicznych.
Lokalnie występuje skorupa typu przejściowego między
kontynentalną a oceaniczną (subkontynentalna, suboceaniczna).

Płyty litosfery

Litosfera (warstwa perydotytowa wraz ze skorupą ziemską) jest obecnie
podzielona na kilkanaście płyt, lecz liczba ta w przeszłości była zmienna. Mogły
się one bowiem łączyć, powiększać, rozpadać, a płyty zbudowane tylko z
litosfery oceanicznej nawet ulegać całkowitemu pochłonięciu w strefach
subdukcji.

Wielkość płyt może być bardzo
różna – od setek km do wielu
tysięcy km.
Wyróżniamy 7 dużych płyt:
eurazjatycką, afrykańską,
północnoamerykańską,
południowoamerykańską,
pacyficzną, australijską i
antarktyczną, a także sporą
liczbę mniejszych płyt. Liczne
jeszcze mniejsze fragmenty
litosfery są zwane
mikropłytami.
Płyty są zbudowane z litosfery,
w której skład wchodzi skorupa
i podścielająca ją górna część
płaszcza warstwa
perydotytowa).
Pojedyncza płyta jest zwykle
zbudowana z obu typów
litosfery (kontynenatalnej i
oceanicznej), rzadziej z samej
litosfery oceanicznej, a
wyjątkowo rzadko z samej
litosfery kontynentalnej

Graniczące ze sobą płyty przemieszczają się względem siebie.

Zależnie od kierunku ich wzajemnego przemieszczania wyróżniamy 3

podstawowe rodzaje granic między płytami:

1) granice rozbieżne,

2) granice zbieżne,

3) granice poziomoprzesuwcze.

Mapa płyt tektonicznych

Graniczące ze sobą płyty przemieszczają się względem siebie.

Zależnie od kierunku ich wzajemnego przemieszczania wyróżniamy 3

podstawowe rodzaje granic między płytami:

1) granice rozbieżne,
2) granice zbieżne,
3) granice
poziomoprzesuwcze.

Schemat tektoniki płyt (źródło: USGS)

Na początku naszego stulecia amerykański geolog Frank B. Taylor
wysunął tezę, że wszystkie kontynenty były kiedyś położone bardzo
blisko siebie, a następnie w ciągu miliardów lat stopniowo odsunęły
się od siebie. Jednak pierwszą spójną teorię dryfu kontynentów
przedstawił w 1912 r. niemiecki meteorolog, Alfred Wegener.
Z teorii Wegenera w latach 60 wykrystalizowała się nowa teoria
tektoniki płyt.

Według naukowców wędrówka (dryf) kontynentów odbywa
się już od co najmniej 2,5 mld lat. Mogą o tym świadczyć
najstarsze, pofałdowane skały w Kanadzie, oceniane przez
geologów na co najmniej 2 mld lat.

Teoria ta pozwala wyjaśnić powstanie i ewolucję skorupy ziemskiej. Według
niej kontynenty i dna oceanów składają się z dwunastu półsztywnych płyt,
które dryfują niczym tratwy po astenosferze. Największe zmiany kształtu
płyt zachodzą na ich krawędziach. Wzdłuż jednych krawędzi dochodzi do
niszczenia płyt w głębokich rowach oceanicznych, a wzdłuż innych
powstają pasma górskie, takie jak Himalaje.

TEORIA DRYFU KONTYNENTALNEGO

Prędkość ruchu płyt
Początkowo pomiary ruchu płyt wykonywano, badając zależność pomiędzy
wiekiem dna oceanicznego a jego odległością od osi grzbietu śródoceanicznego,
gdzie kiedyś powstało. W ten sposób obliczano średnie prędkości względnego
przemieszczania płyt. Według otrzymanych wyników dno oceaniczne poszerzało
się najwolniej na Atlantyku (2–4 cm/rok), a najszybciej na grzbiecie
wschodniopacyficznym (10–17 cm/rok). Prędkości zbieżności płyt były podobne:
od 4–6 cm/rok w Himalajach i 8–9 cm/rok w Andach do 9–11 cm/rok w Rowach:
Japońskim i Kurylskim.

Z powodu braku nieruchomych punktów odniesienia na powierzchni Ziemi
trudno było określić ruchy bezwzględne płyt – przemieszczają się przecież i
płyty litosfery, i ich granice, jak również bieguny magnetyczne Ziemi. Niekiedy
jako stabilne punkty odniesienia wykorzystywano plamy gorąca, które
przemieszczają się zaledwie 1–2 cm/rok. W ten sposób ustalono, że np. obie
płyty amerykańskie przemieszczają się ku W i NW, pacyficzna szybko przesuwa
się ku NW, indyjska i australijska ku N, podobnie jak afrykańska (ta ostatnia
dużo wolniej), zaś eurazjatycka obraca się w prawo, w zasadzie znajdując się w
jednym miejscu.

Ruch płyt mierzono też metodami geodezyjnymi: najpierw naziemnie na Islandii
(oddalanie się płyt o 1 cm/rok) i w Kalifornii (ruch przesuwczy ok. 5 cm/rok),
potem z wykorzystaniem metod „kosmicznych” i satelitarnych. Wielkości i
kierunki pomierzonych tak przemieszczeń okazały się zgodne z teorią tektoniki
płyt: np. północny Atlantyk według tych pomiarów poszerza się o 1,5–1,8
cm/rok, zaś Hawaje zbliżają się do Alaski o ok. 5 cm/rok, a do Japonii o ok. 8
cm/rok.

• 1100 mln lat temu - formuje się superkontynent Rodinia.

• 750 mln lat temu - Rodinia rozpada się na trzy części - Lurentię, Kongo i

Gondwane.

• 600 mln lat temu - fragmenty Rodinii na krótko ponownie się stykają,

tworząc nowy superkontynent - Pannotię.

• 550 mln lat temu - Pannotia zaczyna się rozpadać.

• 250 mln lat temu - na Ziemi występuje jeden wielki kontynent

(superkontynent) Pangea . Powstał najprawdopodobniej z trzech

mniejszych kontynentów. Jest on otoczony olbrzymim oceanem

Panthalasa i mniejszym oceanem Tetydy.

• 180 mln lat temu - superkontynent Pangea zaczyna pękać na dwie

części, które oddalają się od siebie tworząc: Laurazje na półkuli północnej

i Gondwane na półkuli południowej.

• 135 mln lat temu - początek rozpadu Laurazji i Gondwany - pojawiają się

zarysy dzisiejszych kontynentów:

– Laurazja daje początek Ameryce Północnej i Eurazji

– Gondwana rozpada się na: Amerykę Południową, Afrykę, Antarktydę,

Australię i Indie.

• 100 mln lat temu - Indie odrywają się od Afryki i dryfują w stronę Azji.

225 mln lat temu

200 mln lat

temu

135 mln lat temu

65 mln lat temu

obecna era geologiczna

Dowody na
tektonikę płyt

Przebieg starych struktur geologicznych w

Afryce i Ameryce Południowej pokazuje, że
kiedyś te kontynenty były ze sobą połączone.
Ponadto znaleziono na nich skamieniałości
małych słodkowodnych gadów, które z
pewnością nie były w stanie pokonać oceanu
rozdzielającego obecnie te kontynenty. Teorię
tektoniki płyt potwierdziły dane uzyskane
podczas badań dna oceanów w latach
sześćdziesiątych. Odkryto wówczas ryfty -
wąskie szczeliny w skorupie ziemskiej - w
których nieprzerwanie powstaje nowa
skorupa oceaniczna.

2.4. Wiek Ziemi

Na podstawie różnych metod odtwarza się procesy i zjawiska, jakie zachodziły w
Ziemi od początku jej istnienia oraz ustala wiek względny bądź bezwzględny tych
zjawisk.

2.5.1. Metody określania wieku Ziemi

W praktyce geologicznej najczęściej posługuje się wiekiem
względnym określając jedynie, które utwory są starsze, a które
młodsze.

wieku względnego

• metoda stratygraficzna

• metoda petrograficzna

• metoda geomorfologiczna,

• metoda paleontologiczna

• metoda tektoniczna

wieku bezwzględnego:

- metoda
radiometryczna

Metody określania wieku bezwzględnego:

- metoda radiometryczna – oparta na rozpadzie pierwiastków
promieniotwórczych zawartych w skałach magmowych i metamorficznych.
Na podstawie badań izotopów promieniotwórczych pierwiastków o znanym
półokresie rozpadu można ustalić czas krystalizacji minerałów, w których są
zawarte. Takie badanie pozwala określić z pewnym przybliżeniem izotopowy
wiek tych skał (w milionach lat temu).

Metody określania wieku względnego skały:

- metoda stratygraficzna – polega na ustaleniu wieku skał na podstawie ich

wzajemnego położenia (starsze skały leżą pod młodszymi). Nie dotyczy to
skał magmowych i nie zawsze jest jasne na obszarach znacznie zaburzonych
tektonicznie,

- metoda petrograficzna – polega na odtwarzaniu wydarzeń w dziejach

Ziemi na podstawie rodzaju skał,

- metoda geomorfologiczna – polega na odtwarzaniu wydarzeń w dziejach

Ziemi na podstawie rzeźby terenu,

- metoda paleontologiczna – polega na określeniu wieku skal na podstawie

zawartych w nich skamieniałości, szczególnie skamieniałości przewodnich. W
związku z ewolucją świata organicznego skały poszczególnych okresów
geologicznych zawierają charakterystyczne dla siebie skamieniałości
przewodnie (organizmy, które jako gatunki żyły, biorąc pod uwagę czas
geologiczny, bardzo krótko, ale występowały na stosunkowo dużym
obszarze) czyli szczątki i odciski organizmów. Badanie skamieniałości daje
możliwość zaliczenia skał do określonego okresu czy piętra geologicznego,
określając względny wiek skały,

- metoda tektoniczna – polega na określaniu wydarzeń na podstawie

niezgodności w układach warstw skalnych.

2.5.2. Uproszczony podział stratygraficzny Ziemi

Podział dziejów naszej planety jest

sztuczny.

Kolejne okresy w podziale nie mają

takiej samej długości.

Każda z nazw użytych w tabeli

stratygraficznej ma swe
pochodzenie.

Archaik oznacza wszystko to co

jest archaiczne. Słowo prekambr
obejmuje wszystkie wydarzenia
które miały miejsce przed
kambrem. Podział który często
jest stosowany na paleozoik,
mezozoik i kenozoik związany
jest z erami świata zwierzęcego.

OKRES PREKAMBRYJSKI,
okres dziejów Ziemi przed kambrem obejmujący dwa eony- archaik i proterozoik. Jego początek
przyjmuje się jako czas powstania pierwszej skorupy ziemskiej (około 4,5 mld lat temu), a koniec-
570 mln lat temu. Obejmuje on zatem ponad 85% dziejów Ziemi.

ARCHAIK [gr.], era archaiczna, archeozoik, azoik,
najstarsza era w dziejach Ziemi, trwająca od początku
geologicznych dziejów Ziemi do ok. 2,5 mld lat temu.
Utwory archaiku to głównie skały metamorficzne —
gnejsy, łupki krystaliczne, kwarcyty, poprzecinane
intruzjami granitów, najlepiej zbadane na obszarach
tarcz: bałtyckiej kanadyjskiej, także w południowej.
Afryce. W archaiku występowały potężne ruchy
górotwórcze (m.in. saamidy). W skałach archaiku
znaleziono najstarsze ślady życia: pojedyncze komórki,
tzw. akritarchy oraz nici komórek w strukturach
wapiennych zwanych stromatolitami, powstałymi
głównie przy udziale sinic, o wieku ok. 3,5 mld lat,
występujące na obszarze Grenlandii, pd.-zach. Australii
i pd. Afryki.

PROTEROZOIK [gr.], era proterozoiczna, algonk, eozoik,
druga era w dziejach Ziemi, trwająca od ok. 2500 do ok. 570
mln lat temu; utwory proterozoiku to głównie gnejsy, łupki
krystaliczne, kwarcyty, piaskowce, zlepieńce, dolomity,
poprzecinane intruzjami granitów, odsłaniające się na
powierzchni Ziemi, zwłaszcza na obszarach tarcz bałtyckiej
i kanadyjskiej (gdzie zostały najlepiej zbadane); do utworów
proterozoiku zalicza się też pokłady szungitu — węgla
o największej zawartości węgla pierwiastkowego (do 98,2%),
występującego w okolicach jez. Onega w Rosji; w proterozoiku
odbywały się potężne ruchy górotwórcze ( karelidy, gotydy);
w Polsce skały proterozoiku występują w Sudetach i w pn.-
wsch. części kraju. Z proterozoiku przetrwały dość liczne
szczątki organiczne.; należą do nich szczątki bakterii i glonów
zachowane głównie jako stromatolity, także jamochłonów,
pierścienic i stawonogów.

ERA PALEOZOICZNA. Rozpoczęła się 545 mln lat temu, a skończyła się 245 mln lat temu. W
erze tej nastąpiły dwie wielkie orogenezy: kaledońska i waryscyjska. Spowodowały one
powstanie licznych, wielkich i rozległych łańcuchów górskich na wszystkich kontynentach.
Powstawaniu orogenów towarzyszył magmatyzm i metamorfizm regionalny.

KAMBR,
pierwszy okres paleozoiku trwający od ok. 570 do ok.

500 mln lat temu; dzielił się na 3 epoki: kambr
dolny (wczesny), środowy i górny (późny). W
kambrze dolnym rozpoczęła się wielka transgresja
morza, która osiągnęła maksimum w kambrze
środkowym; w kambrze górnym — faza sardyjska
orogenezy kaledońskiej spowodowała tylko
niewielką jego regresję; typowymi osadami
kambryjskie są wapienie (Syberia, Ameryka Pn.)
oraz piaskowce i łupki pochodzenia mor. (Europa);
w Polsce skały kambryjskie występują na
powierzchni w G. Świętokrzyskich i Sudetach, a w
głębokim podłożu — prawie na całym obszarze
kraju.

Świat roślinny. Roślinność kambryjska składała się

z pierwotnych grzybów, bakterii, sinic i niektórych
grup glonów (np. pierwszych zielenic
i krasnorostów).

Świat zwierzęcy. Dla kambru jest

charakterystyczne nagłe pojawienie się licznych
bezkręgowców morskich (kambryjska eksplozja
ewolucyjna), wytwarzających części twarde
(szkielety, pancerze), zachowane w skałach
w stanie kopalnym ( skamieniałości); do
organizmów tych należały głównie trylobity,
archeocjaty (typowe tylko dla kambru), ślimaki,
ramienionogi, także otwornice, gąbki, jamochłony
i szkarłupnie.

ORDOWIK [łac.],
drugi okres paleozoiku, trwający od ok. 500

do ok. 435 mln lat temu; dzieli się na 3
epoki: o. dolny (wczesny), środkowy
i górny (późny); w ordowiku dolnym, po
fazie orogenezy kaledońskiej na
przełomie kambru i ordowiku, rozpoczęła
się transgresja morza, zakończona
dopiero pod koniec ordowiku górnego,
toteż osady te są gł. osadami morskimi;
należą do nich łupki ilaste, piaskowce,
wapienie, margle; najbardziej typowe
utwory występują w Walii i środkowej
Anglii; w Polsce — najpełniejsze serie
osadów o. są znane z G. Świętokrzyskich
i w głębokim podłożu na pn. kraju.

Świat roślinny. Na lądzie prawdopodobnie

pojawiły się pierwsze rośliny naczyniowe
(pierwotne paprotniki); w morzach
występowały sinice, zielenice (szczytowy
rozwój rodziny Dasycladaceae)
i krasnorosty

Świat zwierzęcy. Bogata fauna mórz,

reprezentowana głównie przez graptolity,
łodziki, ramienionogi i trylobity; dużą rolę
skałotwórczą odegrały koralowce
czteropromienne, tabulaty i gąbki;
pojawiły się pierwsze kręgowce —
ostrakodermy.

SYLUR [łac.],
trzeci okres paleozoiku, trwający od ok. 435 do

ok. 395 mln lat temu; dzieli się na 3 epoki: sylur
dolny (wczesny), środkowy i górny (późny);
w sylurze dolnym miała miejsce transgresja
morza, która zakończyła się dopiero na
przełomie syluru i dewonu w wyniku końcowej
fazy orogenezy kaledońskiej; toteż osady syluru
są głównie osadami morskimi; należą do nich
łupki ilaste, często ze szczątkami graptolitów
(łupki graptolitowe), wapienie organogeniczne,
piaskowce, szarogłazy, zlepieńce. Najbardziej
typowe utwory syluru występują w Walii i środk.
Anglii oraz na Gotlandii; w Polsce najpełniejsze
serie osadów syluru są w G. Świętokrzyskich
i Sudetach oraz w głębokim podłożu na pn.
kraju.

Świat roślinny. Florę syluru tworzyły na lądzie

pierwotne rośliny naczyniowe (z grupy widłaków
i psylofitów), a w morzach niektóre plechowce
— zielenice (gł. z rodziny Dasycladaceae),
krasnorosty, sinice i prawdopodobnie
brunatnice (Prototaxites).

Świat zwierzęcy. Dalszy rozkwit fauny morskiej,

głównie koralowców 4-promiennych,
ramienionogów, trylobitów i łodzików, a w
wodach półsłonych — wielkoraków; maks.
rozwój osiągnęły graptolity, które wymarły
z końcem syluru; pojawiły się pierwsze ryby —
tarczowce

DEWON,
czwarty okres paleozoiku, trwający od ok. 400 do ok. 345

mln lat temu. Dzieli się na 3 epoki: dewon dolny
(wczesny), środkowy i górny (późny). W związku
z orogenezą kaledońską, która sfałdowała i wypiętrzyła
łańcuchy Kaledonidów oraz spowodowała wielką regresję
morza, dewon był okresem panowania lądów; w końcu
dewonu dolnego początek wielkiej transgresji morza,
której największe nasilenie przypada na pierwszą połowę
dewonu górnego; pod koniec dewonu górnego pierwsze
fazy orogenezy hercyńskiej. Typowe utwory dewonu:
czerwone piaskowce i zlepieńce (dewon dolny) oraz łupki
ilaste, wapienie, dolomity (dewon środkowy i górny). W
Polsce najpełniejsze serie osadów dewońskich odsłaniają
się w G. Świętokrzyskich.

Świat roślinny. Roślinność lądowa dewonu dolnego

i środkowego składała się z pierwotnych roślin
naczyniowych, zwanych psylofitami, najpierwotniejszych
paproci oraz pierwotnych roślin widłakowych
i skrzypowych; z plechowców stwierdzono grzyby
glonowce oraz glony. W dewonie górnym nie było już
psylofitów, pojawiły się natomiast nowe rodzaje
pierwotnych paproci, roślin skrzypowych i widłakowych
oraz prawdopodobnie pierwsze rośliny nasienne (paprocie
nasienne i kordaity); z mszaków występowały wątrobowce,
z plechowców tzw. glonogrzyby i in. W morzach żyły
w dewonie krasnorosty i prawdopodobnie brunatnice.

Świat zwierzęcy. W dewonie pojawiły się pierwsze

zwierzęta lądowe: z bezkręgowców stawonogi (dewon
dolny i środkowy), a z kręgowców płazy tarczogłowe
(dewon górny); nadal rozwijała się fauna mor.,
z bezkręgowców liczne były koralowce i ramienionogi,
spośród głowonogów pojawiły się amonity; z kręgowców
szczyt swojego rozwoju osiągnęły ryby pancerne
i ostrakodermy, które wyginęły pod koniec dewonu,
natomiast bujnie rozwinęły się ryby dwudyszne
i trzonopłetwe, oprócz istniejących już ryb chrzęstnych
i nielicznych promieniopłetwych.

KARBON [łac.],
piąty okres paleozoiku, trwający od ok. 345 do ok. 280 mln

lat temu; dzieli się na 2 epoki: karbon dolny (wczesny)
i górny (późny); w okresie karbońskim występowały
liczne fazy orogenezy hercyńskiej, której największe
nasilenie przypada na pogranicze karbonu dolnego
i górnego; nastąpiła wielka regresja morza; typowymi
utworami karbonu dolnego są wapienie (facja wapienia
węglowego) lub piaskowce, zlepieńce i łupki ilaste (facja
kulmu), a karbonu górnego — osady piaskowców
i łupków, z podkładkami węgla kamiennego, zwanego
karbonem produktywnym. Olbrzymie złoża
karbońskiego węgla kamiennego występują na różnych
kontynentach; w Polsce — w Górnośląskim, Dolnośląskim
i Lubelskim Zagłębiu Węglowym. Na obszarach
wchodzących w skład lądu Gondwana w utworach
karbonu górnego znajdują się osady lodowcowe
świadczące o istnieniu wielkiego zlodowacenia.

Świat roślinny. W karbonie, oprócz dalszego rozwoju

roślinności wodnej, nastąpił bujny rozkwit roślinności
lądowej o formach drzewiastych: widłaki (gł.
lepidodendrony i sygilarie), ze skrzypów kalamity,
paprocie właściwe i nasienne, z nagozalążkowych
kordaity; formy te tworzyły bagienne lasy i dały początek
złożom węgla kam.; runo tych lasów stanowiły drobne
paprocie, widłaki, skrzypy, zw. klinolistami, oraz mszaki;
z grzybów istniały już workowce; pod koniec karbonu
pojawiły się pierwsze rośliny iglaste (walchia).

Świat zwierzęcy karbonu charakteryzuje masowe

występowanie otwornic (fuzuliny), ramienionogów (dł. do
30 cm), małżów, rozwój goniatytów, konodontów
i pojawienie się belemnitów; żyły już owady uskrzydlone,
ryby rekinowate i pierwotne promieniopłetwe, płazy
tarczogłowe, pierwsze gady (kotylozaury, ssakokształtne
i wodne mezozaury).

PERM, najmłodszy (szósty) okres paleozoiku, trwający od ok. 280 do ok. 230 mln lat

temu; w zach. i środk. Europie, gdzie utwory permu zostały najwcześniej zbadane,
dzieli się go na 2 epoki: perm dolny (wczesny), zw. czerwonym spągowcem,
i perm górny (późny), zw. cechsztynem; w permie dolnym powstawały osady
lądowe — zlepieńce (czerwone) i piaskowce, pochodzące z niszczenia
wypiętrzonych w orogenezie hercyńskiej łańcuchów górskich; przejawiała się silna
działalność wulkaniczna, następowały potężne wylewy law; w cechsztynie
następowała transgresja morza; tworzyły się wapienie i dolomity, łupki
miedzionośne, sól kam., gipsy, sole potasowe. We wsch. Europie w ciągu całego
permu powstawały osady mor. — wapienie, piaskowce, gipsy, sól kamienna. Na
obszarze lądu Gondwany w utworach permu istnieją ślady wielkiego zlodowacenia.
W Polsce utwory permu występują w G. Świętokrzyskich, Sudetach, na Niżu Polskim
i w okolicach Krakowa.

Świat roślinny. W połowie permu, w związku ze zmianą klimatu (z wilgotnego na

suchy) nastąpiły doniosłe zmiany w składzie flory, zwł. na półkuli pn.; wymarły
kordaity, drzewiaste widłaki i skrzypy, większość paproci (zarodnikowych
i nasiennych), wzrósł zaś udział roślin iglastych, miłorzębowych i sagowców.

Świat zwierzęcy. W morzach permu żyły otwornice (fuzuliny), ramienionogi, małże,

goniatyty, szkarłupnie, ryby promieniopłetwe i in., a także trylobity i koralowce
czteropromienne, które pod koniec okresu wymarły; na lądzie bujnie rozwijały się
płazy tarczogłowe, kotylozaury i gady ssakokształtne

ERA MEZOZOICZNA.
Rozpoczęła się 245 mln lat temu, a skończyła 65 mln lat temu. W erze tej wyróżnia się trzy
okresy (systemy): trias, jurę i kredę. Era mezozoiczna obejmuje średniowieczne dzieje Ziemi i
została wydzielona w oparciu o ewolucje świata organicznego. Dolna granica ery jest ciągle
przedmiotem dyskusji, granica zaś górna wyznaczona została faktem masowego wymierania
wielu grup zwierzęcych i powszechnej regresji związanej z ruchami tektonicznymi w fazie
laramijskiej orogenezy alpejskiej.

TRIAS [gr.], najstarszy okres mezozoiku, trwający od ok. 230 do ok. 195 mln lat temu; dzieli

się na 3 epoki: trias dolny (wczesny), środk. i górny (późny). Na obszarze środk. Europy trias
dolny reprezentują osady lądowe lub lagunowe, gł. piaskowce i zlepieńce o czerwonym
zabarwieniu (facja pstrego piaskowca); w triasie środkowym tworzyły się osady płytkomor.,
gł. wapienie i dolomity (facja wapienia muszlowego), w triasie górnym — osady
słodkowodne lub lagunowe, gł. łupki ilaste, margle, piaskowce (facja kajpru). W oceanie
Tetydy podczas całego triasu powstawały osady mor. (gł. wapienie, dolomity, margle), na
obszarze Gondwany — osady kontynentalne. Na przełomie triasu i jury odbywała się
starokimeryjska faza orogeniczna (kimeryjskie fazy orogeniczne). W Polsce utwory triasu
występują na obrzeżeniu G. Świętokrzyskich, w Sudetach, Tatrach, na wyżynach: Śląskiej
i Krakowsko-Częstochowskiej oraz na znacznych głębokościach w pn. części kraju.

Świat roślinny. W triasie dolnym roślinność lądowa była uboga (suchy, pustynny klimat),

w triasie górnym — dobrze rozwinięta (skład podobny do składu roślinności w jurze, m.in.
rośliny iglaste, paprocie); w środkowym triasie silny rozwój glonów skałotwórczych
(gromadzących wapień) z rodziny Dasycladaceae (skamieniałości przewodnie dla utworów
mor. tej części triasu).

Świat zwierzęcy. Wielki rozwój osiągnęły gady ssakokształtne, pojawiły się pierwsze gady

nacz. — tekodonty oraz pod koniec triasu — pierwsze ssaki; w faunie mor. rozwój
koralowców sześciopromiennych, mszywiołów, małżów, ślimaków, amonitów (gł. ceratytów)
i ryb; z końcem triasu wymarły płazy tarczogłowe i kotylozaury.

JURA, drugi okres mezozoiku, trwający od ok. 195 do ok. 140 mln lat temu; dzieli się na 3

epoki: jurę dolną (wczesną), jurę środkową i jurę górną (późną); tradycyjny podział jury na
3 części: lias (jura dolna), dogger (jura środkowa) i malm (jura górna), których granice nie
pokrywają się jednak z granicami epok, ma znaczenie hist.; typowymi utworami jury
dolnej są czarne iły, wapienie i margle, jury środkowej — osady piaszczyste, oolitowe rudy
żelaza, jury górnej — jasne wapienie (oolitowe, rafowe, płytowe i in.) i margle; na
przełomie triasu i jury oraz w jurze górnej miały miejsce ruchy górotwórcze ( kimeryjskie
fazy orogeniczne); w Polsce utwory jurajskie występują na powierzchni w obrzeżeniu G.
Świętokrzyskich, w okolicach Krakowa, Częstochowy, Wielunia oraz w Karpatach;
w głębokim podłożu znajdują się one na obszarze całego kraju, z wyjątkiem Sudetów
i Przedgórza Sudeckiego.

Świat roślinny. Flora bogata, sięgająca obu biegunów Ziemi; z nagonasiennych

występowały iglaste, miłorzębowe, sagowce, benetyty, paprocie nasienne i kajtonie,
z paprotników — liczne rodzaje paproci (gł. cienkozarodniowych), skrzypowe i widłakowe;
ponadto występowały wątrobowce, grzyby oraz glony (okrzemki, ramienice, zielenice
z rodziny Dasycladaceae, krasnorosty i brunatnice).

Świat zwierzęcy. W świecie zwierząt najbujniejszy rozwój wśród bezkręgowców osiągnęły

amonity i belemnity; z kręgowców dominowały gady, które opanowały wszystkie
środowiska; w faunie lądowej licznie były reprezentowane owady; ssaki jeszcze nieliczne,
wyłącznie formy drobne; pod koniec jury pojawił się pierwszy ptak (archeopteryks).

KREDA [niem. < łac.], ostatni okres mezozoiku trwający od ok. 140 do ok. 65 mln lat

temu; dzieli się na 2 epoki: kredę dolną (wczesną) i górną (późną); w okresie kredy
odbywały się ruchy górotwórcze kilku faz orogenezy alpejskiej; w kredzie górnej —
wielka transgresja morza zaznaczająca się niemal na całym świecie; typowymi
skałami kredy są: margle, wapienie, opoki, kreda pisząca oraz flisz; w Polsce utwory
kredy występują w Tatrach, Pieninach i Karpatach fliszowych, na Niżu Polskim (poza
Wałem Kujawsko-Pomorskim), w obrzeżeniu G. Świętokrzyskich oraz w Sudetach.

Świat roślinny. W kredzie dolnej przeważały rośliny nagozalążkowe, zbliżone do roślin

jurajskich; występowały też rośliny okrytozalążkowe, które w kredzie górnej zdobyły
liczebną przewagę.

Świat zwierzęcy. Faunę cechował silny rozwój otwornic (także skałotwórczych),

obecność w morzu licznych amonitów, belemnitów, gąbek, korali, ramienionogów,
jeżowców i małżów; wśród kręgowców dominowały gady (wodne i lądowe); ptaki
i ssaki były nielicznie reprezentowane; w końcu kredy wygasły amonity, belemnity,
dinozaury i pterozaury.

ERA KENOZOICZNA.
Najmłodsza era w dziejach Ziemi rozpoczęła się 65 mln lat temu i trwa do dziś. W erze tej
wyróżnia się dwa okresy (systemy): trzeciorzęd i czwartorzęd. Nazwy te pochodzą jeszcze z
XVIII wieku, kiedy dzieje Ziemi dzielono na pierwszorzęd, drugorzęd, trzeciorzęd i czwartorzęd.
Dwie pierwsze nazwy z czasem zarzucono, lecz dwie ostatnie silnie zakorzeniły się w naukach
geologicznych. Ostatnio pojawiła się jednak tendencja do dzielenia ery kenezoicznej nadwa
okresy: paleogen (paleocen,eocen,oligocen) oraz neogen (miocen, pliocen, plejstocen, holocen).
Tutaj przedstawiamy podział tradycyjny.

TRZECIORZĘD, wczesny okres kenozoiku, trwający od ok.

65 do ok. 1,8 mln lat temu; dzieli się na 2 podokresy:
paleogen i neogen; jest okresem wielkiego nasilenia
orogenezy alpejskiej; typowymi utworami trzeciorzędu są
skały piaszczysto-ilaste, wapienie, gipsy, sól kamienna
i sole potasowo-magnezowe, węgiel brunatny, siarka.

Świat roślinny. W trzeciorzędzie przeważały rośliny

okrytozalążkowe (jak w górnej kredzie); w trzeciorzędzie
starszym (paleogenie), występowały gat. obecnie
przeważnie wymarłe; w trzeciorzędzie młodszym
(neogenie) znaczny był udział gat. obecnie żyjących;
w paleogenie roślinność Europy była wybitnie
podzwrotnikowa (z palmami) w neogenie
podzwrotnikowo-umiarkowana; w trzeciorzędzie (w Polsce
gł. w miocenie) powstały wielkie złoża węgla brunatnego,
utworzone ze szczątków roślinnych torfowisk leśnych
i szuwarowych.

Świat zwierzęcy. W trzeciorzędzie nastąpił bujny rozwój

ssaków, a ptaki już w dolnym trzeciorzędzie osiągnęły
zróżnicowanie podobne do dzisiejszego; w morzach
maks. rozwój osiągnęły otwornice zw. numulitami (z ich
szczątków — wapienie numulitowe), liczne były małże,
ślimaki i koralowce rafotwórcze; świat ryb był zbliżony do
współczesnego, tak jak na lądzie świat owadów

PALEOGEN [gr.],

wczesny podokres trzeciorzędu,

trwający od ok. 65 do ok. 23 mln

lat temu; dzieli się na 3 epoki:

paleocen, eocen i oligocen;

w paleogenie w dalszym ciągu

odbywała się orogeneza alpejska

— następowało fałdowanie

i wypiętrzanie łańcuchów

Alpidów; osady to głównie flisz,

także wapienie organogeniczne

(np. numulitowe); utwory

paleogenu zawierają bogate

złoża ropy naftowej, a w

Ameryce Pn. również węgla

brunatnego i soli kamiennej.

NEOGEN [gr.],
późny podokres trzeciorzędu, trwający od ok. 23 mln do
ok. 1,8 mln lat temu; dzieli się na 2 epoki: miocen
i pliocen; w neogenie nadal odbywała się orogeneza
alpejska — nastąpiło ostateczne wypiętrzenie łańcucha
Alpidów; silna działalność wulkaniczna; wykształciły się
zarysy lądów i mórz zbliżone do dzisiejszych; na półkuli
pn. pod koniec neogenu ochłodzenie klimatu,
zapowiadające zbliżanie się epoki lodowcowej
w czwartorzędzie; typowymi utworami neogenu są
głównie osady płytkowodne i lądowe: żwiry, piaski, iły,
łupki ilaste, zawierające złoża węgla brunatnego, soli
kamiennej, gipsu, siarki; w Polsce — złoża siarki
w okolicach Tarnobrzega, węgla brunatnego na Niz.
Środkowopolskiej, soli kam. na przedgórzu Karpat
(Bochnia, Wieliczka), gipsu w Niecce Nidziańskiej; do
utworów n. należą też bazalty i bazanity Dolnego Śląska.

CZWARTORZĘD, młodszy okres kenozoiku, trwający od ok. 1,8 mln lat temu do dziś. Dzieli się

na 2 epoki: wczesną — plejstocen (dyluwium, epoka lodowcowa) i późną — holocen
(aluwium, epoka polodowcowa), obejmującą ostatnie 11 tys. lat. W plejstocenie klimat
ulegał wielokrotnym wahaniom, kilka wielkich fal ochłodzeń (glacjał) i ociepleń (interglacjał)
objęło glob ziemski; w strefie umiarkowanej rozwinęły się wielkie zlodowacenia kontynent.
(pn. i środk. Europa, zach. Syberia, Ameryka Pn., Grenlandia, archipelagi ark.; na półkuli pd.
— m.in. Ziemia Ognista, Argentyna, Tasmania). W strefie międzyzwrotnikowej równocześnie
ze zlodowaceniem występowały okresy wzmożonych opadów (okresy pluwialne). Osady
czwartorzędu to gł.: gliny zwałowe, piaski, żwiry, iły wstęgowe (warwy); pokrywają one ok.
80% powierzchni Polski. W czwartorzędzie ukształtowały się współczesne zarysy mórz i ich
stref przybrzeżnych (m.in. w holocenie powstało M. Bałtyckie), rzeźba lądów; czwartorzęd
zadecydował o składzie górnej warstwy gruntów i gleb.

Świat roślinny. Świat roślinny wczesnego czwartorzędu był b. podobny do obecnego; gat.

obcych współcz. florze było w nim niewiele; istniały jedynie w starszym plejstocenie, gł.
w okresach międzylodowcowych, gdy zamiast tundry glacjalnej, charakterystycznej dla
okresów zlodowaceń, występowała bogata roślinność leśna, bagienna i wodna. Tundrę
glacjalną cechowały karłowate wierzby, brzoza karłowata, dębik ośmiopłatkowy, zawciąg
Iversena oraz wiele innych roślin wysokogórskich, pn. i stepowych.

Świat zwierzęcy. W czwartorzędzie zaczął się kształtować ostatecznie dzisiejszy świat

zwierzęcy; zmiany klim. spowodowały wyginięcie niektórych gat., np. nosorożca w Ameryce,
dinoterium w Eurazji; znacznie zmniejszył się zasięg form ciepłolubnych, a pojawiły się
zimnolubne, które z końcem plejstocenu bądź wyginęły (np. mamut, nosorożec włochaty),
bądź utrzymały się na niewielkich areałach (np. renifer); znacznie rozprzestrzeniły się gat.
strefy umiarkowanej (np. tur, żubr, jeleń); najważniejszym faktem było pojawienie się
człowieka.

Klimat plejstocenu ulegał wahaniom, po fali zimna (glacjał)

następowało ocieplenie (interglacjał).

Oto najważniejsze glacjały i interglacjały europejskie tego

okresu:

(w tysiącach lat)

• 600-540 - zlodowacenie podlaskie (Günz)

• 540-480 - interglacjał przasnyski (Günz/Mindel)

• 480-430 - zlodowacenie krakowskie (Mindel)

• 430-240 - interglacjał mazowiecki (Mindel/Riss)

• 240-180 - zlodowacenie środkowopolskie (Riss)

• 180-120 - interglacjał eemski (Riss/Würm)

• 120-10 - zlodowacenie bałtyckie (Würm)

• epoka polodowcowa

Document Outline

Slide 1
Slide 2
Slide 3
Slide 4
Slide 5
Slide 6
Slide 7
Slide 8
Slide 9
Slide 10
Slide 11
Slide 12
Slide 13
Slide 14
Slide 15
Slide 16
Slide 17
Slide 18
Slide 19
Slide 20
Slide 21
Slide 22
Slide 23
Slide 24
Slide 25
Slide 26
Slide 27
Slide 28
Slide 29
Slide 30
Slide 31
Slide 32
Slide 33
Slide 34
Slide 35
Slide 36
Slide 37
Slide 38
Slide 39
Slide 40
Slide 41
Slide 42