Teologia historyczna. Geologia historyczna: nauki podstawowe, naukowcy-założyciele, przegląd literatury. Geologia historyczna z podstawami paleontologii i astronomii
PRZEDMOWA................................................. .................................................. .................................. 3
WSTĘP................................................. ....... .................................. ............. .................................. 4
CZĘŚĆ I PODSTAWOWE ZASADY I METODY GEOLOGII HISTORYCZNEJ 7
ROZDZIAŁ 1. PRZEDMIOT I ZADANIA GEOLOGII HISTORYCZNEJ.................................... 7
ROZDZIAŁ 2. STRATYGRAFIA I GEOCHRONOLOGIA........................................... ........................ 14
2.1. RODZAJE JEDNOSTEK STRATYGRAFICZNYCH I KRYTERIA ICH IDENTYFIKACJI 16
2.2. GEOCHRONOLOGIA WZGLĘDNA........................................... .................... 18
2.3. GEOCHRONOLOGIA ABSOLUTNA............................................ .................... 36
2.4. MIĘDZYNARODOWA SKALA GEOCHRONOLOGICZNA........................................... 41
2.5. STANDARDY JEDNOSTEK STRATYGRAFICZNYCH........................... 42
ROZDZIAŁ 3. PODSTAWOWE METODY ANALIZY HISTORYCZNEJ I GEOLOGICZNEJ 47
3.1. METODA TWARZY........................................................... ... ........................................... 48
3.2. ANALIZA MATERIAŁU PALEONTOLOGICZNEGO (ANALIZA BIOFACIALNA I PALEOEKOLOGICZNA)........................................... .............. .................................. ............. ............... ..... 54
33. METODY PALEOGEOGRAFICZNE........................................... .................. .................. 57
3.4. ANALIZA FORMALNA .................................................. .................................... 77
3.5. MAPY PALEOGEOGRAFICZNE .................................................. .................. .................. 79
CZĘŚĆ DRUGA. STAROŻYTNA HISTORIA ZIEMI........................................... ............... 82
ROZDZIAŁ 4. POWSTANIE ZIEMI I HISTORIA PRZEDARCHEAJSKA........................... 82
4.1. TWORZENIE UKŁADU SŁONECZNEGO .................................................. ............................... 82
4.2. FORMOWANIE PLANET, KONDENSACJA I AKUMULACJA MATERII MIĘDZYGWIAZDOWEJ 84
4.3. PRZEDARCHEJSKI (HADEJSKI) ETAP ROZWOJU ZIEMI........................................... 86
ROZDZIAŁ 5. HISTORIA ARCHAEJÓW........................................... .................................. 88
5.1. OGÓLNY DZIAŁ PREKAMBRU........................................... ............... 88
5.2 WCZESNY ARCHEAAN (4,0-3,5 miliarda lat)............................ .... .................................. 90
5.3. ŚRODKOWY I PÓŹNO ARCHEAJSKI (3,5-2,5 miliarda lat)............................ ........... 98
5.4. USTAWIENIA GEOLOGICZNE W ARCHEADZIE........................................... ....... ... 106
5.5. POCHODZENIE ŻYCIA .................................................. .................................................... 108
5.6. MINERAŁY .................................................. . .................................. 109
6.2. ŚRODOWISKO SEDYMENTACYJNE .................................................. .................... 121
6.3. MINERAŁY .................................................. . .................................. 122
ROZDZIAŁ 7. PÓŹNY PROTEROZOIK............................................ .................................. 123
7.1. PODZIAŁ STRATYGRAFICZNY I STRATOTYPY.................................... 123
7.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................................... 129
7.3. UWARUNKOWANIA PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE.. 129
7.4. STREFY KLIMATYCZNE .................................................. ............... 141
7. 5. SUROWCE MINERALNE........................................... .................................. 142
CZĘŚĆ III FANEOZOICZNA HISTORIA ZIEMI........................................... ........................ 145
PALEEOZOIK............................................ . .................................................. ............... 145
ROZDZIAŁ 8. OKRES WENDYJSKI ............................................. ....... .................................. .... 149
8.1 O POZYCJI UKŁADU WENDYJSKIEGO W OGÓLNEJ SKALI CHRONOSTRATYSGRAFICZNEJ 149
8.2. STRATOTYPY UKŁADU WENDYJSKIEGO .................................................. ............... 150
8.3. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 155
8.4. UWARUNKOWANIA PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE.. 156
8.5 STREFY KLIMATYCZNE........................................... .................... 162
ROZDZIAŁ 9. OKRES KAMBRU........................................... .................................. 166
9.1. PODZIAŁ STRATYGRAFICZNY I STRATOTYPY........................................... 166
9.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 170
9.3. UWARUNKOWANIA PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE.. 173
9.4: STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE ...... 180
9,5. MINERAŁY .................................................. . .................................. 185
ROZDZIAŁ 10. OKRES ORDOWIKU........................................... .................................. 185
10.1. Podział stratograficzny i stratotypy........................... 186
10.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 187
103. UWARUNKOWANIA PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE. 191
10.4. STREFY KLIMATYCZNO-BIOGEOGRAFICZNE............ 201
10,5. MINERAŁY .................................................. . ............. 204
ROZDZIAŁ 11. OKRES SILUROWY........................................... .................................. 205
11.1. Podział stratograficzny i stratotypy........................... 205
11.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 207
11.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 209
11.4. STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE............ 216
11,5. MINERAŁY .................................................. . ............. 219
ROZDZIAŁ 12. OKRES DEWONU........................................... ....... .................................. 219
12.1. Podział stratograficzny i stratotypy........................... 219
12.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 221
12.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 224
12.4. STREFY KLIMATYCZNO-BIOGEOGRAFICZNE............ 236
12,5. MINERAŁY .................................................. . ............. 239
ROZDZIAŁ 13. OKRES WĘGLA........................................... .................. 240
13.3 PODZIAŁ STRATIGRAFICZNY I STRATOTYPY.................................. 240
13.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 246
13.4. STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE............ 263
135. SUROWCE MINERALNE........................................... .................................. 269
ROZDZIAŁ 14. OKRES DOZWOLNY........................................... ....... .................................. 270
14.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 271
14.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 274
14,5. MINERAŁY .................................................. . ............. 289
ERA MEZOZOICZNA............................................ .................................................... ............... 290
ROZDZIAŁ 15. OKRES TRIASU............................................ ....... .................................. 290
15.1. PODZIAŁ STRATYGRAFICZNY I STRATOTYPY.................................. 290
15.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 292
15.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 294
15.4. STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE....... 303
15,5. MINERAŁY .................................................. . ............. 305
ROZDZIAŁ 16. OKRES JURA............................................ ....... .................................. ....307
16.1. PODZIAŁ STRATYGRAFICZNY I STRATOTYPY.................................. 307
16.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 312
163. UWARUNKOWANIA PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE. 315
16.4. STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE............ 325
165. SUROWCE MINERALNE........................................... .................................. 331
ROZDZIAŁ 17. Kreta .................................................. .................................................... 331
17.1. Podział stratograficzny i stratotypy........................... 332
17.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 335
17.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 341
17.4. EWOLUCJA I WYGRYWANIE FAUNY KREDY....... 356
175. STREFY KLIMATYCZNO-BIOGEOGRAFICZNE........... 358
17.6 SUROWCE MINERALNE.................................................. .................................... 363
ERA CENIOZOIKU............................................ .................................................... ............... 364
18.2 ŚWIAT ORGANICZNY........................................... .................................................... 368
18.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 369
18.4. STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE............ 383
18,5. MINERAŁY .................................................. . .................................. 388
ROZDZIAŁ 19. OKRES NEOGENU............................................ .................................. 389
19.1 PODZIAŁ STRATIGRAFICZNY I STRATOTYPY.................................. 389
19.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 391
19.3. WARUNKI PALEOTEKTONICZNE I PALEOGEOGRAFICZNE 393
19.4. STREFY KLIMATYCZNE I BIOGEOGRAFICZNE............ 407
19.5 SUROWCE MINERALNE.................................................. .................................. 410
ROZDZIAŁ 20. OKRES KWARTALNY (ANTROPOGENNY)........................................... 412
20.1. PODZIAŁ STRATGRAFICZNY .................................................. ............... .... 412
20.2. ŚWIAT ORGANICZNY .................................................. .................................... 417
20.3. NATURALNE WARUNKI................................................ .................................... 420
20.4. MINERAŁY .................................................. . ............. 427
WNIOSEK................................................. .................................................. .................................. 428
LITERATURA................................................. .................................................. .................................. 438
GEOLOGIA HISTORYCZNA
Instruktaż
PRZEDMOWA
Geologia historyczna jest jednym z podstawowych przedmiotów programu kształcenia specjalistów na kierunku „Geologia”. Aby skutecznie opanować materiał, należy zapewnić studentom odpowiednią ilość literatury dydaktycznej i metodycznej. W ciągu ostatniego półtorej dekady czołowe zespoły w kraju opublikowały trzy znane podręczniki, które są szeroko stosowane na większości uniwersytetów. Jest to podręcznik zespołu Zakładu Geologii Historycznej i Dynamicznej Państwowego Instytutu Górnictwa w Petersburgu (obecnie SPGU) „Geologia historyczna z podstawami paleontologii”, 1985. Autorzy - E.V. Władimirskaja, A.Kh. Ka-garmanov, N.Ya. Spassky i in.. W 1986 roku ukazał się podręcznik „Geologia historyczna” autorstwa G.I. Nemkowa, E.S. Levitsky, I.A. Grechishnikova itp., Przygotowane na Wydziale Geologii Regionalnej i Paleontologii Moskiewskiego Instytutu Poszukiwań Geologicznych (obecnie MGGA). W 1997 r. naukowcy z MSU opublikowali podręcznik „Geologia historyczna”; autorzy - V.E. Khain, N.V. Koronowski i N.A. Jasamanow. Wszystkie te podręczniki wykorzystano podczas przygotowywania niniejszego podręcznika do geologii historycznej. Wspomnijmy jeszcze o „Geologii historycznej z podstawami paleontologii” opublikowanej w 1998 r. (autor – M.D. Parfenova). Podręcznik powstał na Wydziale Geologii Ogólnej i Historycznej Politechniki Tomskiej. Nie udało się jednak wyeliminować niedoborów podręczników do tego przedmiotu, gdyż dwa pierwsze podręczniki ukazały się dość dawno temu, a dwa ostatnie mają niewielki nakład i stały się już bibliograficzną rzadkością. Zaistniała potrzeba przygotowania nowego podręcznika, który byłby przystępny dla naszych uczniów i uwzględniał oryginalny materiał syberyjski.
Należy także podkreślić następującą okoliczność. Znane podręczniki z zakresu geologii historycznej odmiennie interpretują rozwój Ziemi i z nierówną uwagą zwracają uwagę na zagadnienia nowej globalnej tektoniki. Jeśli w podręcznikach E.V. Władimirskiej i innych (1985), G.I. Nemkowa i innych (1986) zagadnienia tektoniki płyt litosferycznych prawie nie są rozważane lub zajmują bardzo skromne miejsce, to najnowszy podręcznik V.E. Khaina, N.V. Koronovsky i N.A. Yasamanov (1997) w całości opierają się na tej koncepcji.
Zdaniem autorów należy krytycznie odnieść się do hipotezy mobilizmu, gdyż wielu danych faktograficznych nie da się ująć w samych ramach tektoniki płyt. Koncepcja płyt litosferycznych napotyka szczególne trudności w odniesieniu do etapów historii Ziemi paleozoiku i prekambru. Główną sprzecznością są głębokie korzenie kontynentów, które nie pozwalają im na swobodne przemieszczanie się wzdłuż warstwy astenosferycznej, a także obecność struktur pierścieniowych i brak dużych nagromadzeń materiału osadowego w strefach subdukcji. Naszym zdaniem uzasadnione jest zastosowanie hipotezy pulsacji, która opiera się na naprzemiennych epokach kompresji i ekspansji Ziemi z przyczyn kosmicznych. Najwyraźniej epoki ekspansji wiążą się z pojawieniem się stref szczelin i rozbieżnością kontynentów. Po pracach V.A. Obrucheva i M.A. Usova idee te były szczególnie aktywnie rozwijane w ostatnich latach przez E.E. Milanovsky'ego i jego zwolenników; pomysły te są traktowane priorytetowo w tym samouczku. Koncepcja nowej geologii historycznej najwyraźniej powinna uwzględniać jedynie ograniczone rozprzestrzenianie się podczas pulsacyjnego rozwoju Ziemi, cykliczność i ewolucję wszystkich procesów geologicznych, w tym ewolucję świata organicznego obserwowaną na materiale paleontologicznym.
Proponowany podręcznik ma objętość porównywalną z podręcznikami wymienionymi powyżej i obejmuje wszystkie działy zajęć przewidziane w programie. Jedną z innowacji w tym podręczniku jest połączenie informacji na temat paleogeografii różnych okresów fanerozoiku z najbardziej charakterystycznymi fragmentami, które pokazują także rozmieszczenie pozostałości kopalnych. Podstawą rekonstrukcji paleogeograficznych są dobrze znane schematy N.M. Strachowa, uzupełnione przez autorów. Te uogólnione diagramy po raz pierwszy zostały zaprezentowane w kolorze, co powinno znacznie poprawić percepcję prezentowanego materiału. Oprócz tych schematów, które nie uwzględniają koncepcji nowej globalnej tektoniki, podręcznik zawiera rekonstrukcje platetektoniczne starożytnych kontynentów, które zapożyczyliśmy z książki J. Monroe i R. Wicander, 1994. Tabele charakterystycznych organizmów różnych systemy opracowano na wzór systemów z podręcznika G. I. Nemkovej i innych (1986), uzupełnionych maksymalnie materiałem syberyjskim; są zbliżone do zbiorów dostępnych na Wydziale Paleontologii i Geologii Historycznej Tomskiego Uniwersytetu Państwowego.
Treść podręcznika została omówiona z kolegami z Katedry Paleontologii i Geologii Historycznej UJ. Autorzy są wdzięczni profesorowi nadzwyczajnemu N.I. Savinie za pomoc w redagowaniu podręcznika, profesorowi TSU A.I. Rodyginowi i profesorowi nadzwyczajnemu G.M. Tatianinowi za cenne rady podczas czytania szeregu rozdziałów, a także profesorowi nadzwyczajnemu Moskiewskiego Uniwersytetu Państwowego D.I. Panovowi, który poczynił istotne uwagi krytyczne, które umożliwiły udoskonalenie treści i struktury podręcznika. Wyrażamy naszą wdzięczność kierownikowi departamentu Ministerstwa Zasobów Naturalnych Rosji, Czcigodnemu Geologowi Rosji L.V. Oganesyanowi i dyrektorowi generalnemu Geoinformmark CJSC G.M. Geisherik za pomoc w publikacji podręcznika do 300. 1. wydania Służba Górniczo-Geologiczna Rosji. Dziękujemy V.A. Konovalovej, T.N. Afanasyevej i E.S. Ab-durakhmanovej, którzy brali udział w pisaniu komputerowym, a także wszystkim osobom, które przyczyniły się do publikacji tej pracy.
WSTĘP
Geologia historyczna- dyscyplina syntetyczna integrująca dane z wielu innych nauk geologicznych. Temat Badaniem geologii historycznej jest Ziemia, a dokładniej jej górna, solidna skorupa - skorupa ziemska. Cel geologia historyczna - identyfikacja procesów zachodzących w skorupie ziemskiej w czasie geologicznym, wyjaśnianie wzorców jej rozwoju, odtwarzanie z największą kompletnością obrazów ewolucji biosfery w minionych epokach geologicznych naszej planety.
Głównymi dokumentami rekonstruującymi geologiczną historię rozwoju regionu są skały i zawarte w nich kopalne pozostałości organiczne, zebrane przez geologów podczas prac terenowych. Na podstawie tych materiałów opierają się informacje o zjawiskach i epizodach geologicznych, które miały miejsce w przeszłości geologicznej. Kompleksowe badanie próbek skał w laboratoriach, przywracanie wyglądu zwierząt i roślin, ich sposobu życia i interakcji ze środowiskiem pozwala rozszyfrować pewne zdarzenia geologiczne, jakie miały miejsce oraz zrekonstruować warunki fizyczne i geograficzne, jakie istniały na Ziemi powierzchni w minionych epokach geologicznych.
Geologia historyczna rozwiązuje następujące podstawowe problemy zadania:
1. Badanie występowania warstw skalnych, przywrócenie ciągu chronologicznego
Szczegóły ich wykształcenia, określenie wieku względnego. Skały tworzące skorupę ziemską
powstały nie natychmiast, ale w jakiejś kolejności; i w tym samym okresie
W różnych częściach powierzchni ziemi powstały różne kompozycje i pochodzenie.
rasy Zadanie to polega na badaniu składu, miejsca i czasu powstawania warstw skalnych oraz
o identyfikacji ich powiązań i porównaniu (korelacji) między sobą decyduje także tzw
dyscyplina logiczna stratygrafia(z łac. warstwa - warstwa i greckiego grapho - napisz).
Jednocześnie stratygrafia w dużej mierze wykorzystuje dane z litologii, paleontologii,
geologia strukturalna, geochronologia względna i bezwzględna.
2. Przywilejem jest analiza powstawania i rozwoju życia na Ziemi paleontologia. Sekcje pa
Leontologia: paleofaunistyka I paleoflorystyka odpowiednio przestudiuj całość
gatunki i rośliny, które żyły w określonym czasie w różnych warunkach klimatycznych, a także około
pochodzenie i rozwój fauny i flory na przestrzeni czasu. Rozdział paleobiogeografia naturalnie odkrywa
przestrzenne i czasowe rozmieszczenie kopalnych zwierząt i roślin.
3. Przywrócenie warunków fizycznych i geograficznych powierzchni ziemi o charakterze geologicznym
przeszłość, w szczególności rozmieszczenie lądów i mórz, rzeźba terenu i Oceanu Światowego, głębiny, sól
ność, temperatura, gęstość, dynamika basenów morskich, klimat, biologia i geochemia
warunki chemiczne są jednym z najtrudniejszych problemów geologii historycznej. Ona jest tą główną
zadanie nauki paleogeografia, które w ubiegłym stuleciu wyłoniły się z geologii historycznej
samodzielna dziedzina wiedzy naukowej. Badania paleogeograficzne są niemożliwe
prowadzone bez badania składu materiałowego, struktury strukturalnej i teksturalnej gór osadowych
nowe rasy.
4. Rekonstrukcja historii ruchów tektonicznych. Wielowiekowe i wieloskalowe
ślady ruchów tektonicznych w postaci zaburzeń pierwotnego występowania warstw skalnych i
ciała geologiczne obserwuje się wszędzie na powierzchni ziemi. Definicja czasu
zajmuje się przejawami, naturą, wielkością i kierunkiem niektórych ruchów tektonicznych geotektonika regionalna, i bada historię rozwoju różnych elementów strukturalnych poszczególnych obszarów i całej skorupy ziemskiej geotektonika historyczna.
5. Rekonstrukcja i wyjaśnienie historii wulkanizmu, plutonizmu i metamorfizmu. U źródła
badania polegają na określeniu wieku względnego i bezwzględnego osadów wulkaniczno-osadowych -
skały magmowe, magmowe i metamorficzne, a także powstanie pierwotnej natury po
dni. Następnie identyfikuje się obszary aktywności wulkanicznej, identyfikuje i rekonstruuje obszar
Skutki wulkanizmu i plutonizmu determinują cechy geochemiczne przepływów płaszczowych.
To są zadania geochemia I petrologia.
6. Identyfikacja wzorców rozmieszczenia minerałów w skorupie ziemskiej – zadanie
pomaga rozwiązać sekcję z geologii doktryna minerałów.
7. Ustalenie budowy i wzorców rozwoju skorupy ziemskiej. Jest to jedno z najważniejszych
problemy geologii historycznej, których nie da się rozwiązać bez wykorzystania wiedzy wielu osób
dyscypliny i obszary nauk o Ziemi. Problem ten można rozwiązać przede wszystkim poprzez regionalny
nie, geologia, regionalna I geotektonika historyczna, geochemia, geologia przestrzeni, geofizyka
zika, petrologia i inne nauki.
Geologia historyczna, bazując na uogólnieniach, analizie różnych faktów i materiale dokumentacyjnym, odtwarza fragmenty ewolucji skorupy ziemskiej i obrazy przeszłości geologicznej. To właściwie jest jego główne zadanie.
Geologia historyczna wykorzystuje głównie dane dotyczące budowy geologicznej lądu, który zajmuje tylko jedną trzecią powierzchni Ziemi. Szybki rozwój geologii morza w ciągu ostatnich dwudziestu lat dostarczył nam nowych informacji na temat geologii dna mórz i oceanów; materiały te pozwalają zrekonstruować jedynie stosunkowo niedawną historię rozwoju skorupy oceanicznej. Ujawnione w tym przypadku wzorce trudno odnieść do bardziej odległych stref i epok geologicznych (prekambr, paleozoik). Odtworzenie historii geologicznej Ziemi w całości przy wykorzystaniu całego zestawu zarówno dotychczasowych, jak i nowych metod i wzorców jest zadaniem badaczy nadchodzącego XXI wieku.
Znajomość geologii historycznej jest niezbędna przy studiowaniu geologii regionalnej, która uwzględnia budowę geologiczną poszczególnych regionów Ziemi w wyniku ich historii geologicznej. Jednocześnie uogólnianie i analiza regionalnych danych geologicznych pozwala zrekonstruować historię Ziemi jako całości i zidentyfikować wzorce jej rozwoju w minionych epokach geologicznych.
Geologia historyczna jako nauka powstała na przełomie XVIII i XIX wieku. Jednakże ludzkość od dawna interesuje się pochodzeniem skał i zawartych w nich skamieniałości oraz sposobami, w jakie przekształcała się powierzchnia Ziemi. W pracach naukowców starożytnego Egiptu, Grecji, Rzymu, Indii i Chin na ten temat znajduje się wiele interesujących obserwacji i pomysłów geologicznych, ale nie przywiązywano do nich większego znaczenia aż do renesansu.
W 1669 roku duński przyrodnik Niels Stensen (1638-1686), działający we Włoszech i znany w kręgach naukowych jako Nicholas Stenon, sformułował sześć podstawowych zasad (postulatów) stratygrafii.
1. Warstwy Ziemi powstają w wyniku sedymentacji wody.
2. Po niej powstała warstwa zawierająca fragmenty innej warstwy.
3. Każda warstwa została osadzona później niż warstwa, na której leży i wcześniej niż warstwa ją poprzedzająca
okładki.
5. Warstwa musi mieć nieokreślony zasięg i być prześledzona
jakąkolwiek dolinę.
6. Najpierw nałożono poziomo warstwę; jeśli jest przechylony, oznacza to, że doświadczył pewnego rodzaju zgięcia. Jeżeli na warstwach pochyłych spoczywa kolejna warstwa, to ich wygięcie nastąpiło przed nałożeniem tej drugiej warstwy.
W tych podstawowych zapisach Stenona widzimy przede wszystkim początek takich nauk jak stratygrafia i tektonika,
W połowie XVIII w. Pojawiły się prace J. Buffona i I. Kanta, w których w oparciu o idee kosmogoniczne wyrażono idee dotyczące zmienności i rozwoju historii Ziemi.
Najbardziej poprawne wyjaśnienie zjawisk geologicznych podano w pracach genialnego rosyjskiego naukowca M.V. Łomonosowa (1711–1765). Podzielił procesy geologiczne na wewnętrzne i zewnętrzne, przypisując wiodącą rolę przyczynom wewnętrznym w powstawaniu gór i zagłębień. Właściwie M.V. Łomonosow jako pierwszy zastosował zasadę aktualności. Wyraźnie zaznaczył, że badanie współczesnych procesów geologicznych pozwala zrozumieć przeszłość Ziemi. Odnosząc się do warunków powstawania skał osadowych, w swoim dziele „O warstwach ziemi” (1763) pisał: „... te różne rodzaje materii leżące jedna na drugiej (które nazywane są równinami) pokazują, że nie występowały one w tym samym czasie, natomiast łącznie ulegały... zmianom ogólnym i specyficznym. Warstwy piaszczyste stanowiły dawniej dno morza lub wielkiej rzeki.
Geologia historyczna powstała w drugiej połowie XVIII wieku. i tworzyły jedną całość ze stratygrafią. Badania stratygraficzne były jednak rzadkie i fragmentaryczne. Wielki wkład w rozwój tej nauki wniósł włoski naukowiec D. Arduino, który w 1760 r. stworzył pierwszy schemat podziału skał ze względu na wiek. Dzięki badaniom geologów niemieckich, zwłaszcza A. Wernera (1750-1817), opracowano regionalny plan stratygraficzny środkowych Niemiec i na jego podstawie zrekonstruowano geologiczną historię rozwoju Europy.
Do końca XVIII wieku. Zgromadziło się wiele informacji geologicznych, ale nie znaleziono jeszcze wiarygodnej metody określania synchroniczności i wieku współistniejącego osadów, a co za tym idzie procesów, które je spowodowały. Historyczna systematyzacja zebranych informacji była zatem niemożliwa. Kluczem tym była metoda paleontologiczna (biostratygraficzna), której twórcą był angielski inżynier W. Smith (1769-1839). Co prawda jego poprzednik, francuski opat Giraud Soulavi, już w 1779 r. ustalił spójną sekwencję kompleksów organizmów kopalnych w odcinku warstw osadowych południowej Francji i doszedł do wniosku, że porządek chronologiczny epok dominacji różnych kompleksów zwierząt morskich odpowiada kolejności występowania i względnemu wiekowi warstw górskich, w których rozmnaża się ta fauna Jednak praktyczne znaczenie organizmów kopalnych dla podziału i korelacji warstw osadowych wykazał W. Smith, który opracował pierwszą skalę pionowego ciągu skał osadowych w Anglii w oparciu o metodę biostratygraficzną.
Założycielami metody paleontologicznej, obok W. Smitha, są francuscy uczeni J. Cuvier (1769-1832) i A. Brongniard (1801-1876). Prowadząc badania geologiczne w tym samym czasie, ale niezależnie od siebie, doszli do tych samych wniosków dotyczących kolejności występowania warstw i zawartych w nich pozostałości fauny kopalnej, co umożliwiło opracowanie pierwszych kolumn stratygraficznych , przekroje i mapy geologiczne szeregu regionów Anglii i Francji. W oparciu o metodę paleontologiczną w XIX wieku zidentyfikowano większość znanych obecnie układów geologicznych i opracowano mapy geologiczne. Odkrycie nowej metody przyczyniło się do szybkiego rozwoju geologii historycznej i zapoczątkowało etap „stratygraficzny” w rozwoju tej nauki. Przez 20 lat XIX w. (:1822-1841), nazwanej przez B.S. Sokołowa „erą heroiczną” w rozwoju geologii, ustaliły się niemal wszystkie główne działy ogólnej skali stratygraficznej, co umożliwiło usystematyzowanie obszernego materiału geologicznego w kolejności chronologicznej. Jednak osiągnięcia te naznaczone były dominacją idei katastrofizmu, boskich aktów stworzenia, które wyjaśniały zmianę kompleksów zwierząt i roślin w przekroju pionowym.
Wybitny francuski naukowiec J. Cuvier był nie tylko jednym z twórców metody paleontologicznej, ale także autorem teorii katastrof, która swego czasu cieszyła się dużą popularnością. Na podstawie obserwacji geologicznych wykazał, że niektóre grupy organizmów wymarły w czasie geologicznym, ale na ich miejsce pojawiły się nowe. Jego zwolennicy J. Agassiz (1807-1873), A. d'Orbigny (1802-1857), L. Elie de Beaumont (1798-1874) i inni zaczęli wyjaśniać nie tylko wymieranie organizmów, ale także wiele innych wydarzeń na świecie powierzchni ziemi przez katastrofy. Ich zdaniem wszelkie zmiany w występowaniu skał, rzeźbie terenu, zmiany krajobrazu czy warunków siedliskowych, a także wymieranie organizmów były skutkiem katastrofalnych zjawisk o różnej skali, jakie miały miejsce na powierzchni ziemi. Później Teoria katastrof została ostro skrytykowana przez wybitnych uczonych XIX w. J. Lamarcka (1744-1829), Charlesa Lyella (1797-1875), Karola Darwina (1809-1882), a francuskiego przyrodnika J. Lamarcka stworzył doktrynę ewolucji świata organicznego i po raz pierwszy ogłosił ją uniwersalnym prawem przyrody ożywionej.Angielski geolog Charles Lyell w swoim dziele „Podstawy geologii” argumentował, że większe zmiany na Ziemi nie nastąpiły w wyniku niszczycielskich katastrof, ale w wyniku powolnych, długotrwałych procesów geologicznych.Poznanie historii Ziemi Charles Lyell zaproponował rozpoczęcie od badania współczesnych procesów geologicznych, wierząc, że są one „kluczem do poznania procesów geologicznych z przeszłości”. To stanowisko Charlesa Lyella zostało później nazwane „zasadą aktualności”.
Miażdżącym ciosem dla katastrofizmu było ukazanie się dzieła Karola Darwina O powstawaniu gatunków drogą doboru naturalnego (1859). Jego wnioski dotyczące znaczenia doboru naturalnego w ewolucji świata organicznego ugruntowały rolę kopalnych szczątków organicznych jako dokumentów historii życia i podstawy chronologicznego podziału warstw skalnych. Duże znaczenie w rozwoju geologii historycznej miały także koncepcje Karola Darwina dotyczące niekompletności zapisu geologicznego i paleontologicznego. Pojawienie się dzieł Karola Darwina stanowiło ogromne wsparcie dla nauk ewolucjonistów, gdyż dowodziły one, że świat organiczny ulega przekształceniom w wyniku powolnych zmian ewolucyjnych.
Według V.M. Podobiny i G.M. Tatyanina (Evolution..., 1997) w historii Ziemi, pod wpływem głównie czynników kosmicznych i tektonicznych, obserwuje się stopniowe komplikowanie fauny i flory z okresowymi zakłóceniami jej równowagi i równomiernego rozwoju. Od czasów J. Cuviera badacze wielokrotnie odnotowywali, jak niektóre organizmy w pewnych odstępach czasu ustępują w ekosystemach innym, bardziej postępowym formom. Jednak rozwój takich pomysłów na podstawie naukowej stał się możliwy dopiero w XX wieku, wraz z nagromadzeniem informacji o świecie organicznym minionych epok geologicznych. Czynnik geochronologiczny (czas geologiczny) w tym przypadku staje się jednym z wiodących. Nieciągły charakter ciągłego rozwoju fauny i flory jest integralną częścią globalnego procesu ewolucji organizmów i jest zdeterminowany, jak wykazały badania wielu naukowców, przez rewolucję Ziemi wraz z Układem Słonecznym wokół centrum Galaktyki , przejście różnych sektorów orbity galaktycznej i inne przyczyny „kosmiczne”, ich interakcja z wewnętrzną energią Ziemi.
W złożonych formach ze zróżnicowaniem płciowym obserwuje się cykliczny rozwój (powstawanie, rozwój i wymieranie), a organizmy takie są bardziej podatne na wyginięcie podczas klęsk żywiołowych. Postępowa (główna) ewolucja, zdaniem V.M. Podobiny i G.M. Tatyanina (1997), najwyraźniej wynika, oprócz doboru naturalnego według Karola Darwina, z wpływem tzw. „katalizatorów” (stref aktywnych, szczelin itp. .d.), co przyczyniło się do przyspieszenia procesu mutacji i szybkiego rozwoju organizmów, które przedostały się do tych stref podczas migracji.
Badając otwornice fanerozoiczne, a także biorąc pod uwagę rozwój innych organizmów zgodnie z opublikowanymi pracami, V.M. Podobina i G.M. Tatyanin sugerują, że na ewolucję fauny i flory wpłynęły następujące główne czynniki:
1. Kosmiczny (krążenie Ziemi wraz z Układem Słonecznym wokół centrum Galaktyki,
zmiana promieniowania słonecznego, upadek asteroid, meteorytów, zmiana mimośrodu
układ orbitalny Ziemi, oś obrotu Ziemi itp.).
2. Tektonika (orogeneza, ryfty, powstawanie rowów głębinowych, osiadanie,
podwyżki itp.).
3. Geochronologiczny (czas geologiczny).
Z dwoma pierwszymi czynnikami powiązane są następujące dwa czynniki:
4. Paleogeograficzne (przekształcenia ekosystemów: zmiany abiotyczne i biotyczne
nia, związek organizmów).
5. Temperatura (strefa klimatyczna i pionowa: spadek temperatury w kierunku
bieguny i wraz z głębokością wzrost temperatury w niektórych miejscach związany z endogeniką
procesy).
6. Czynnik migracji (duże znaczenie w mezozoiku, a zwłaszcza kenozoiku).
W okresie geologicznym wpływ tych czynników na ewolucję organizmów był nierówny. Jak wskazano, w pierwszej i kolejnych fazach rozwoju fauny i flory dominowało działanie pierwszego, a w konsekwencji i drugiego czynnika, następnie rozpoczął się wpływ czynników geochronologicznych i innych. Szósty czynnik stał się szczególnie zauważalny wraz z pojawieniem się aktywnie lub biernie poruszających się organizmów nektonicznych, planktonowych i niektórych organizmów bentosowych w wyniku pojawienia się bardziej zróżnicowanych środowisk klimatycznych i innych, co doprowadziło do przyspieszonej ewolucji niektórych grup tych organizmów.
Tempo ewolucji przedstawicieli fauny i flory nie pozostało zatem stałe. Na podstawie badań niektórych rzędów otwornic zidentyfikowano trzy główne grupy w zależności od tempa ewolucji, które można prześledzić wśród innych form organicznych:
1) przyspieszona ewolucja (plankton, nekton i częściowo mobilny bentos); 2) umiarkowana ewolucja (mobilny bentos); 3) powolna ewolucja (bentos wolno poruszający się i osiadły). Z kolei w obrębie każdej grupy, na podstawie tempa ewolucji, można wyróżnić podgrupy podporządkowane, różniące się pewnymi cechami.
Jedno z katastrofalnych wymierań organizmów na pograniczu kredy i paleogenu dotknęło, jak wiadomo, najbardziej wyspecjalizowane formy, które w dużej mierze znajdowały się w trzeciej fazie rozwoju (wymieranie). Są to głównie globotrunkany (otwornice), amonity, belemnity, dinozaury itp. Ze względu na szybkość ewolucji należą do pierwszej grupy. Większość organizmów z drugiej i głównie trzeciej grupy przeszła ten kamień milowy bez zauważalnych zmian.
Równolegle z rozwojem geologii historycznej pod koniec XVIII wieku. Pojawiła się koncepcja istnienia bardziej zróżnicowanej nauki geologicznej, którą zaczęto nazywać „geognozją”. Pod względem treści geognozja odpowiadała naukom o Ziemi, ponieważ badała stan wszystkich znanych skorup Ziemi. Jak zauważył G.P. Leonov (1980), na początku XIX wieku. Wyznaczono dwa zasadniczo różne kierunki badań Ziemi: geologiczny i geognostyczny. Kierunek geologiczny skupił swoją uwagę na badaniu górnej warstwy osadowej skorupy ziemskiej, a jej strukturę i rozwój rozpatrywano głównie z historycznego punktu widzenia; geognostyka - swoimi badaniami objęła całą planetę i objęła przedmiotami badań nie tylko skorupę ziemską, ale także wszystkie inne skorupy Ziemi. To z kolei zmusiło geologów nie tylko do spojrzenia na Ziemię z perspektywy historycznej, ale także do skupienia swojej uwagi na określeniu składu geosfer, powstaniu i rozwoju procesów geologicznych. Dlatego z biegiem czasu historyczny kierunek badań zaczął stopniowo schodzić na dalszy plan.
Do połowy XIX wieku. Należą do nich pierwsze próby rekonstrukcji warunków fizycznych i geograficznych poszczególnych epok geologicznych zarówno dla dużych obszarów lądu (G.A. Trautschold, J. Dana, V.O. Kovalevsky), jak i dla całego globu (J. Marcoux). Prace te zaznaczyły się jako „pa-
leogeograficzny” etap rozwoju geologii historycznej. Duże znaczenie dla powstania paleogeografii miało wprowadzenie w 1838 r. przez A. Gressleya (1814-1865) koncepcji facji, której istotą jest to, że skały tego samego wieku mogą mają różny skład, strukturę. » kształt i fakturę, odzwierciedlające warunki ich powstawania.
W 1859 roku w Ameryce Północnej narodziła się idea geosynklin (J. Hall), a pod koniec XIX wieku wybitny rosyjski geolog A.P. Karpinsky w swoich pracach ujawniających wzorce rozwoju geologicznego europejskiej części Rosji , położył podwaliny pod doktrynę platform Idea geosynklin i platform jako najważniejszych elementów budowy skorupy ziemskiej ukształtowała się w postaci spójnej teorii w dziele francuskiego naukowca E. Hauge’a „Geosynkliny i obszary kontynentalne” (1900) i stało się najważniejszym uogólnieniem historii geologicznej skorupy ziemskiej.
Rosyjska nauka geologiczna zawdzięcza szerokie rozpowszechnienie i rozwój tych idei A.A. Borisyakowi, który podążając za E. Ogiem, zaczął uważać geologię historyczną za historię rozwoju geosynklin i platform. Idee AA Borisyaka leżą u podstaw wielu dziedzin współczesnej geologii historycznej. W latach dwudziestych uczeń A.A. Borisyaka D.V. Nalivkin położył podwaliny pod doktrynę facji; nieco później, w pracach R.F. Heckera, B.P. Markovsky'ego i innych badaczy, zaczął kształtować się kierunek „paleoekologiczny” w badaniu relacji między organizmami a środowiskiem w przeszłości.
Wkrótce po pracach E. Oga niemiecki geofizyk A. Wegener sformułował w najpełniejszej formie hipotezę dryfu kontynentalnego (hipotezę mobilizmu). Po okresie zapomnienia, który rozpoczął się w latach 60. XX wieku, idea ta odrodziła się na nowej podstawie merytorycznej jako hipoteza neomobilizmu (nowej globalnej tektoniki, czyli tektoniki płyt litosferycznych). A. Holmes, G. Hess, R. Dietz, F. Wayne, D. Matthews, D. Wilson, Z. Le Pi+shon i wielu innych badaczy wnieśli ogromny wkład w rozwój tej koncepcji.
Lata 20.-40. to czas powszechnego rozwoju regionalnych badań geologicznych, na podstawie których powstały duże raporty ogólne na terytorium Europy (S.N. Bubnov), Syberii (V.A. Obruchev), ZSRR (A.D. Archangielski). Realizację tych prac ułatwiły koncepcje faz fałdowania zaproponowane przez wybitnego niemieckiego tektonistę G. Stille'a. Opierając się na uogólnieniu ogromnego materiału faktycznego dotyczącego stratygrafii, paleogeografii, magmatyzmu i tektoniki, główne wzorce rozwoju geologicznego Ziemi sformułowano w pracach zagranicznych (L. Kober, G. Stille) i krajowych (A.D. Arkhangelsky, D.V. Nalivkishch N.M. Strakhov, N.S. Shatsky i inni) naukowcy.
Jeśli koniec XIX - 60. XX wieku. można określić jako etap „tektoniczny” w rozwoju geologii historycznej, wówczas etap nowożytny charakteryzuje się syntezą wyrafinowanych danych na temat geologii kontynentów, analizą stale rosnącego przepływu informacji na temat geologii kontynentów dna oceanu, pracować nad stworzeniem pełnego obrazu historii geologicznej Ziemi, zidentyfikować wzorce tej historii i wyjaśnić ich związek przyczynowy. Jednocześnie nauka opiera się nie tylko na starych, stale doskonalonych metodach badawczych, ale także na nowych metodach: geochronologii absolutnej, geochemicznych, geofizycznych, paleomagnetycznych, głębokich i ultragłębokich wierceniach.
Wraz z badaniami naukowymi już na początku XX wieku. Czołowi profesorowie zaczęli prowadzić zajęcia z geologii historycznej w szkołach wyższych - początkowo w Petersburgu, następnie w innych miastach Rosji.
Na pierwszym etapie nauczania korzystano z przetłumaczonych podręczników, np. dwutomowej „Historii Ziemi” M. Neymayra (1897–1898) pod redakcją A.A. Inostrantseva. Później pojawiły się podręczniki napisane przez rosyjskich naukowców. Na Cesarskim Uniwersytecie w Petersburgu profesor A.A. Inostrantsev (1903, tom II) jako pierwszy prowadził wykłady z geologii historycznej. Wraz z opisem przekrojów geologicznych innych krajów świata A.A. Cudzoziemcy
Podano charakterystykę geologiczną poszczególnych regionów Rosji. Podaje szczególnie szczegółowe informacje na temat systemu czwartorzędowego, którego badaniu dotychczas nie poświęcano wystarczającej uwagi.
W latach 1910-1911 W Instytucie Górniczym w Petersburgu F. N. Czernyszew prowadził wykłady z geologii historycznej, które uwzględniały jego wieloletnie badania nad poszczególnymi regionami Rosji.
Jak już wskazano, u podstaw rekonstrukcji paleogeograficznych i związanej z nimi konsekwentnej zmiany ustawień fizjograficznych leżą koncepcje A.A. Borisyaka. Następnie doktryna facji, opracowana przez D.V. Nalivkina, również przyczyniła się do rozwoju historycznych badań geologicznych i wzbogacenia kursu uniwersyteckiego w zakresie geologii historycznej. Ponadto D.V. Nalivkin wprowadził informacje o magmatyzmie i minerałach do kursu geologii historycznej w 1932 roku. W latach 40. B.S. Sokołow prowadził ten cykl wykładów na Uniwersytecie Państwowym w Leningradzie, uzupełniając charakterystykę okresów cechami paleogeograficznymi kontynentów. W tym samym czasie wydano podręczniki do geologii historycznej G. F. Mirchinoka, A. N. Mazarowicza, M. K. Korovina i innych. Dwutomowe wydanie „Podstawy geologii historycznej” N. M. Strachowa (1948) było głównym podręcznikiem przez około trzydzieści lat w tym tempo, a jego schematy paleogeograficzne nie straciły na znaczeniu do czasów współczesnych.
„Podstawy historii Ziemi, czyli wprowadzenie do geologii historycznej” amerykańskiego badacza W. Stokesa (W. Stokes, 1960) daje wyobrażenie o jednolitej historii skorupy ziemskiej i jej świata organicznego w oparciu o integracja wydarzeń lokalnych zarówno w przestrzeni, jak i w czasie.
Jednym z podstawowych jest podręcznik G.P. Leonowa (1980), w którym geologię historyczną uważa się za dziedzinę nauki wyjaśniającą wzorce rozwoju skorupy ziemskiej i Ziemi jako całości.
Ważnym wydarzeniem w badaniach z zakresu geologii historycznej była Międzynarodowa Konferencja Naukowo-Metodologiczna zorganizowana przez Katedrę Geologii Historycznej i Dynamicznej (kierownik katedry, profesor A.Kh. Kagarmanow) w Instytucie Górnictwa w Petersburgu (Politechnika) ( 20-21 kwietnia 1999 r.) i poświęcony 110. rocznicy urodzin wybitnego naukowca, akademika D.V. Nalivkina. Konferencja ta przyczyniła się do opracowania koncepcji niniejszego podręcznika, dała możliwość przemyślenia zgromadzonego nowego materiału teoretycznego i znacznego udoskonalenia jego części demonstracyjnej.
W ostatnich latach głównymi kursami z geologii historycznej stały się podręczniki pod redakcją profesora A.Kh. Kagarmanowa (1985), profesora G.I. Niemkowa (1986) i akademika V.E. Khaina (1997).
Perspektywy rozwoju geologii historycznej wiążą się ze stworzeniem spójnej teorii rozwoju skorupy ziemskiej, podsumowującej wszystkie najnowsze informacje uzyskane ostatnio przez geofizykę, geochemię, petrologię, paleontologię i inne nauki. Konieczne jest prawidłowe odzwierciedlenie zależności między pionowymi i poziomymi ruchami skorupy ziemskiej. Podstawą tych uogólnień może już nie być mobilizm, który nie jest w stanie wyjaśnić nagromadzonych faktów, które mu zaprzeczają, ale np. koncepcja pulsacji oparta na ideach cykliczności i kierunkowości procesów geologicznych, nad którą obecnie pracuje akademik E.E. Milanovsky. i inni badacze.
Jedno z najważniejszych zadań geologii historycznej – identyfikacja wzorców rozmieszczenia minerałów – komplikuje poligeniczność i polichroniczny charakter mineralizacji. Ogromnym zainteresowaniem cieszą się najnowsze dane dotyczące tektoniki smug (superpióropusze itp.) oraz otwierające się perspektywy konstruowania koncepcji złóż rud, złóż ropy i gazu na nowych podstawach.
Poszukiwanie nowych śladów życia w prekambrze i późnym proterozoiku może dostarczyć interesujących wyników i uzupełnić naszą wiedzę na temat najwcześniejszych etapów rozwoju biosfery i skorupy ziemskiej.
PODSTAWOWE POJĘCIA I METODY GEOLOGII HISTORYCZNEJ
Aby pomyślnie rozwiązać postawione problemy, geologia historyczna musi posiadać zbiór metody. Opierając się na złożonej, syntetycznej naturze geologii historycznej, wykorzystuje do swoich usług metody wszystkich wymienionych we wstępie nauk geologicznych, a także metody biologii, fizyki, chemii, astronomii, matematyki, informatyki itp.
Rozważmy metody geologii historycznej.
Rozdział 1. Geologia historyczna - jako nauka
Prekambryjskie skamieliny paleozoiczne geosynklinalne
Geologia historyczna obejmuje wiele działów. Stratygrafia to badanie składu, lokalizacji i czasu powstawania warstw skalnych oraz ich korelacji. Paleogeografia bada klimat, topografię, rozwój starożytnych mórz, rzek, jezior itp. w minionych epokach geologicznych. Geotektonika zajmuje się określaniem czasu, charakteru i wielkości ruchów tektonicznych. Petrologia rekonstruuje czas i warunki powstawania skał magmowych. Tym samym geologia historyczna jest ściśle powiązana z niemal wszystkimi dziedzinami wiedzy geologicznej.
Jednym z najważniejszych problemów geologii jest problem określenia czasu geologicznego powstawania skał osadowych. Powstawaniu skał geologicznych w fanerozoiku towarzyszył wzrost aktywności biologicznej, dlatego paleobiologia ma ogromne znaczenie w badaniach geologicznych. Dla geologów ważnym punktem jest to, że zmiany ewolucyjne w organizmach i pojawienie się nowych gatunków zachodzą w pewnym okresie czasu geologicznego. Zasada sukcesji końcowej zakłada, że w oceanie występują jednocześnie te same organizmy. Wynika z tego, że geolog, ustaliwszy w skale zbiór pozostałości kopalnych, może odnaleźć skały, które powstały w tym samym czasie.
Granice przemian ewolucyjnych są granicami czasu geologicznego powstawania horyzontów osadowych. Im szybszy lub krótszy ten odstęp, tym większa szansa na bardziej szczegółowe podziały stratygraficzne warstw. W ten sposób rozwiązano problem określenia wieku warstw osadowych. Kolejnym ważnym zadaniem jest określenie warunków życia. Dlatego tak ważne jest określenie zmian, jakie siedlisko narzuca organizmom, wiedząc, które z nich możemy określić, jakie są warunki powstawania opadów.
„Kolumna geologiczna” i jej interpretacja przez kreacjonistów i uniformitarystów
Geologia, czyli nauka o Ziemi, to dyscyplina naukowa, którą sceptycy najskuteczniej wykorzystują do dyskredytacji Biblii. Badanie budowy Ziemi, zwłaszcza skał tworzących górną część skorupy ziemskiej...
Do XIX wieku problematykę „człowiek i przyroda” badano niemal wyłącznie w ramach filozofii. Istotne fakty nie zostały usystematyzowane. Nie przeprowadzono klasyfikacji form oddziaływania człowieka na przyrodę...
Geologiczna działalność człowieka i jej skutki
„Myśl nie jest formą energii” – napisał V.I. Wernadski. „Jak może zmienić procesy materialne?” Rzeczywiście, technogeneza działa jak siła geologiczna, która wprawia w ruch gigantyczne masy materii...
Problemy geoekologiczne stanu i funkcjonowania ekosystemu zbiornika Krasnodar
W październiku 1973 r. W gazetach Krasnodaru pojawiły się pierwsze notatki o wspaniałej budowie największego zbiornika na Kubaniu, zbiornika Krasnodar. Został zbudowany na zlecenie Rady Ministrów ZSRR...
Nauka o Ziemi jako nauka
Gleboznawstwo to nauka o glebie, jej powstaniu (genezie), naturze, magazynowaniu, mocy, wzorcach ekspansji geograficznej, relacjach z otaczającym środowiskiem, roli przyrody, drogach i metodach jej rekultywacji...
Petrografia skał magmowych i metamorficznych
Petrografia jest nauką o cyklu geologicznym, której celem jest kompleksowe badanie skał, w tym ich pochodzenia. Należy zauważyć, że zasadniczo petrografia powinna zajmować się wszystkimi rodzajami skał...
Gleby dystryktu Gatchina w obwodzie leningradzkim
W przeważającej części region Gatchina leży na wapiennym płaskowyżu ordowiku. Jest to stosunkowo wzniesiona równina o lekkim nachyleniu w kierunku południowym i południowo-wschodnim, zbudowana z wapieni ordowiku...
Połączony projekt zagospodarowania rudy
Zagospodarowanie złoża górniczego Lebedinskoye
Pole Lebiedinskoje ogranicza się do środkowej części północno-wschodniego pasa anomalii magnetycznej Kurska, przechodząc w południowej części Wyżyny Środkowo-Rosyjskiej wzdłuż zlewni rzek Dniepr (na zachodzie) i Donu (na wschodzie). .
Geologia historyczna jest złożoną nauką badającą rozwój planety i skorupy ziemskiej oraz sekwencję zdarzeń geologicznych.
Badania w dyscyplinach cyklu geologicznego prowadzone są w kontekście historycznym. Każda z nauk bada rozwój i kolejność badanych obiektów i zjawisk. Ponadto w geologii istnieje wiele dyscyplin zajmujących się badaniem ogólnej historii geologicznej. Należą do nich geologia historyczna.
Fabuła
Wiedza o historii geologicznej Ziemi była gromadzona od czasów starożytnych w ramach jednego kierunku geologicznego. Jednak przesłanki do powstania geologii historycznej powstały dopiero w XIX wieku, kiedy J. Cuvier, W. Smith i A. Brongniard uzyskali wnioski na temat kolejności zmian poziomów z pozostałościami organicznymi. To posłużyło za podstawę metoda paleontologiczna, jeden z głównych w tej dyscyplinie.
Jej pojawienie się jako niezależnej nauki nastąpiło w XIX wieku. i obejmował dwa etapy, wyróżnione na podstawie stosowanych zasad teoretycznych. Tym samym w pierwszej połowie stulecia na rozwój tej dyscypliny miała wpływ teoria katastrof rozwinięta przez A. d'Orbigny'ego i J. Cuviera, a w drugiej połowie zastąpiona została przez idee ewolucyjnego rozwoju Karola Darwina, J. Lamarcka i Charlesa Lyella.
Ponadto, zgodnie z porządkiem kształtowania się dyscyplin pokrewnych, jaki panował w rozwoju geologii historycznej, proces ten trwał aż do połowy XX wieku. dzielą się na trzy etapy: stratigraficzny, paleogeograficzny i tektoniczny. Na początku stulecia ukształtowała się stratygrafia: stworzyli strukturę skali stratygraficznej, opracowali skalę dla Europy i chronologicznie usystematyzowali materiał geologiczny. W połowie stulecia rozpoczęło się tworzenie paleogeografii dzięki rekonstrukcji warunków fizjograficznych przez J. Dana i V.O. Kovalevsky'ego i wprowadzenie przez A. Gressleya koncepcji „facji”. Nieco później zaczęła pojawiać się doktryna geosynklin, a pod koniec stulecia - doktryna platform, które stanowią podstawę tektoniki. Potem rozpoczął się etap nowoczesny.
Sama geologia historyczna ukształtowała się w drugiej połowie XIX wieku. Jednocześnie sformułowano główne kierunki badań.
Geologia historyczna wniosła znaczący wkład w rozwój wiedzy geologicznej. Tym samym w ramach tej nauki wyjaśniono prawa rozwoju procesów geologicznych (powstawanie kontynentów, powstawanie i transformacja platform i geosynklin, zmiany natury magmatyzmu itp.) oraz ogólny kierunek rozwoju przewidywano ewolucję planety i skorupy ziemskiej.
Nowoczesna nauka
Teraz geologia historyczna obejmuje dwa kierunki:
- Badanie historii geologicznej w kontekście tektoniki, paleogeografii, stratygrafii
- Stworzenie ogólnego obrazu historyczno-geologicznego wraz z ustaleniem wzorców i ich powiązań.
Zatem nauka ta obejmuje geochronologię, paleotektonikę, paleogeografię, stratygrafię.
Obecnie na kierunku geologia historyczna obejmuje kilka przedmiotów. Należą do nich wiek skał (chronologiczna kolejność ich powstania i położenie w przekroju, a także pozostałości organicznych, historia rozwoju organizmów), warunki fizyczne i geograficzne (położenie lądu i oceanu, klimat, rzeźba terenu w różnych okresy historii geologicznej), położenie tektoniczne i magmatyzm (rozwój skorupy ziemskiej, powstawanie i rozwój dyslokacji: wypiętrzeń, fałd, zagłębień, uskoków itp.), związek procesów geologicznych, naturalny związek osadów z ciałami magmowymi, kompleksy i struktury geologiczne.
Zatem głównym celem geologii historycznej jest odtworzenie sekwencji procesów geologicznych we wnętrzu i na powierzchni planety.
Wraz z innymi dyscyplinami geologicznymi geologia historyczna stanowi podstawę geologii ogólnej, badającej prawa rozwoju Ziemi. Ponadto nauka ta ma znaczenie, które polega na wykorzystaniu jej danych do stworzenia naukowych podstaw do poszukiwania i rozpoznawania minerałów poprzez wyjaśnienie warunków ich genezy i praw lokalizacji złóż.
Dyscyplina ta kojarzona jest ze wszystkimi naukami geologicznymi, gdyż rozpatrywanie przedmiotów studiów w tej dziedzinie odbywa się w kontekście historycznym. Ponadto geologia historyczna wykorzystuje dane, wnioski i metody z wielu z nich: stratygrafia, litologia, paleontologia, petrologia, tektonika, geochemia, geologia regionalna, paleogeografia, geofizyka. Geologia historyczna jest najbliższa innym dyscyplinom historycznym i geologicznym, takim jak stratygrafia i paleontologia. Co więcej, pierwsza z nich jest czasami uważana za gałąź geologii historycznej. Stratygrafia, w tym biostratygrafia, stanowi podstawę rozważanej nauki, ustalając kolejność powstawania skał i rozwijając system geochronologiczny zapewniający interakcję z geochronologią. Dzięki biostratygrafii powstaje połączenie między geologią historyczną a paleontologią. Rekonstrukcja warunków fizycznych i geograficznych na podstawie uzyskanych danych dotyczy paleogeografii. Badanie rozwoju skorupy ziemskiej i sekwencji procesów w niej zachodzących należy do zakresu tektoniki. Badanie historii procesów magmatyzmu, metamorfizmu i wulkanizmu łączy geologię historyczną z petrografią.
Przedmiot, zadania, metody
Przedmiotem geologii historycznej są skały i pozostałości organiczne, na podstawie których określa się kolejność procesów geologicznych.
Do celów tej nauki należy rekonstrukcja i usystematyzowanie etapów rozwoju skorupy ziemskiej i biosfery, wyjaśnienie praw i sił napędowych tych procesów. Obejmuje to obliczanie wieku skał, odtworzenie struktur i ruchów tektonicznych, wulkanizmu, metamorfizmu, plutonizmu oraz warunków fizycznych i geograficznych z przeszłości.
Stratygrafia służy do określenia czasu trwania i kolejności procesów geologicznych. Rekonstrukcję ustawień facjalnych przeprowadza się głównie na podstawie badań skał i pozostałości organicznych w ramach petrologii i paleontologii. Tektonika zajmuje się wyjaśnianiem sekwencji ruchów tektonicznych, wykorzystując niezgodności, przerwy w sedymentacji, dysjunkcje i deformacje plikatywne. Aby ustalić prawa struktury i ewolucji skorupy ziemskiej, wykorzystuje się dane z geotektoniki, geofizyki i geologii regionalnej.
Geologia historyczna, jak wspomniano powyżej, wykorzystuje metody innych dyscyplin geologicznych:
- Biostratygrafia(ewolucyjne, skamieniałości przewodnie, paleoekologiczne, ilościowe metody korelacji),
- Geologiczny(litologiczne, mineralogiczno-petrograficzne, strukturalne, ekostratygraficzne, rytmostratygraficzne, klimatostratygraficzne),
- Geofizyczny(magnetostratygraficzne, sejsmostratygraficzne),
- Geochronologia absolutna(uran-tor-ołów, ołów, rubid-stront, potas-argon, samar-neodym, radiowęgiel, ślady rozszczepienia),
- Historyczno-geologiczne(facje, analizy formacyjne).
Oprócz wyżej wymienionych metod stosowanych, nauka ta posługuje się metodami ogólnoteoretycznymi, takimi jak dialektyczne i aktualizacyjne.
Edukacja i praca
Geologia historyczna jest badana w ramach specjalności geologicznych, ponieważ stanowi podstawę tej dziedziny wiedzy. Rzadko występuje jako odrębna specjalność.
Sferę pracy określa kierunek specjalizacji i wybór absolwenta, ponieważ wiele specjalności geologicznych pozwala na pracę w kilku zawodach. Najczęściej tacy specjaliści pracują w produkcji oraz w sferze naukowo-dydaktycznej. Jeśli chodzi o osoby specjalizujące się szczególnie w geologii historycznej, pracują one głównie w nauce i edukacji.
Wniosek
Geologia historyczna jest jedną z głównych dyscyplin cyklu geologicznego. Jest powiązana z innymi naukami poprzez wykorzystanie ich danych i metod oraz utworzenie historycznych i geologicznych podstaw dla ich badań. Ponadto służy do wyszukiwania złóż. Pomimo braku takiego zawodu, wiedza z tego zakresu wykorzystywana jest we wszystkich gałęziach geologii.
Najstarsze skały odsłonięte na powierzchni kontynentów powstały w epoce archaiku. Rozpoznanie tych skał jest trudne, gdyż ich wychodnie są rozproszone i w większości przykryte grubymi warstwami młodszych skał. Tam, gdzie skały te są odsłonięte, ulegają one tak metamorfozie, że często nie można przywrócić ich pierwotnego charakteru. Podczas licznych, długich etapów denudacji, grube warstwy tych skał uległy zniszczeniu, a te, które przetrwały, zawierają bardzo niewiele organizmów kopalnych, przez co ich korelacja jest trudna lub wręcz niemożliwa. Warto zauważyć, że najstarsze znane skały archaiku są prawdopodobnie silnie przemienionymi skałami osadowymi, a leżące na nich starsze skały zostały stopione i zniszczone przez liczne intruzje magmowe. Dlatego nie odkryto jeszcze śladów pierwotnej skorupy ziemskiej.
W Ameryce Północnej występują dwa duże obszary wychodni skał archaiku. Pierwsza z nich, Tarcza Kanadyjska, znajduje się w środkowej Kanadzie, po obu stronach Zatoki Hudsona. Chociaż w niektórych miejscach skały archaiku są przykryte młodszymi, na większości terytorium Tarczy Kanadyjskiej stanowią one powierzchnię. Najstarsze skały znane na tym obszarze to marmury, łupki i łupki krystaliczne przeplatane lawą. Początkowo osadzały się tu wapienie i łupki, które później zostały zapieczętowane przez lawę. Skały te zostały wówczas poddane potężnym ruchom tektonicznym, którym towarzyszyły duże intruzje granitu. Ostatecznie skały osadowe uległy poważnemu metamorfizmowi. Po długim okresie denudacji te silnie przemienione skały zostały miejscami wydobyte na powierzchnię, ale ogólnym tłem są granity.
Wychodnie skał archaiku występują także w Górach Skalistych, gdzie tworzą grzbiety wielu grzbietów i pojedynczych szczytów, takich jak Pikes Peak. Młodsze skały zostały tam zniszczone przez denudację.
W Europie skały archaiku odsłonięte są w Tarczy Bałtyckiej w Norwegii, Szwecji, Finlandii i Rosji. Reprezentowane są przez granity i silnie przeobrażone skały osadowe. Podobne wychodnie skał archaiku znajdują się na południu i południowym wschodzie Syberii, Chinach, zachodniej Australii, Afryce i północno-wschodniej Ameryce Południowej. Najstarsze ślady życiowej aktywności bakterii i kolonii jednokomórkowych niebieskozielonych alg Collenia odkryto w skałach archaicznych południowej Afryki (Zimbabwe) i prowincji Ontario (Kanada).
Era proterozoiczna.
Na początku proterozoiku, po długim okresie denudacji, ląd został w dużej mierze zniszczony, niektóre części kontynentów zostały zanurzone i zalane przez płytkie morza, a niektóre nisko położone baseny zaczęły wypełniać się osadami kontynentalnymi. W Ameryce Północnej najbardziej znaczące odsłonięcia skał proterozoicznych występują w czterech obszarach. Pierwszy z nich ogranicza się do południowej części Tarczy Kanadyjskiej, gdzie wokół Jeziora odsłonięte są grube warstwy łupków i piaskowców z rozpatrywanego wieku. Górna i północno-wschodnia część jeziora. Hurona. Skały te są pochodzenia morskiego i kontynentalnego. Ich rozmieszczenie wskazuje, że położenie płytkich mórz znacznie się zmieniło w całym proterozoiku. W wielu miejscach osady morskie i kontynentalne przeplatają się z grubymi warstwami lawy. Pod koniec sedymentacji nastąpiły ruchy tektoniczne skorupy ziemskiej, skały proterozoiczne uległy fałdowaniu i utworzyły się duże systemy górskie. U podnóża na wschód od Appalachów znajdują się liczne wychodnie skał proterozoicznych. Pierwotnie osadzały się one w postaci warstw wapienia i łupków, a następnie podczas orogenezy (budowania gór) przekształciły się w marmur, łupek i łupki krystaliczne. W regionie Wielkiego Kanionu gęsta sekwencja proterozoicznych piaskowców, łupków i wapieni w sposób niezgodny pokrywa się ze skałami archaiku. W północnych Górach Skalistych występuje ciąg wapieni proterozoicznych o miąższości ok. 4600 m. Choć utwory proterozoiczne na tych terenach podlegały ruchom tektonicznym, były fałdowane i łamane uskokami, to ruchy te nie były wystarczająco intensywne i nie mogły prowadzić do metamorfizmu skał. Dlatego zachowały się tam oryginalne tekstury osadowe.
W Europie w obrębie Tarczy Bałtyckiej występują znaczące wychodnie skał proterozoicznych. Są one reprezentowane przez silnie przemienione marmury i łupki. W północno-zachodniej Szkocji gęsta sekwencja piaskowców proterozoicznych pokrywa granity archaiczne i krystaliczne łupki. Rozległe wychodnie skał proterozoicznych występują w zachodnich Chinach, środkowej Australii, południowej Afryce i środkowej Ameryce Południowej. W Australii skały te reprezentowane są przez gęstą sekwencję niezmienionych piaskowców i łupków, a we wschodniej Brazylii i południowej Wenezueli – silnie przemienione łupki i łupki krystaliczne.
Skamieniałe niebieskozielone algi Collenia są bardzo rozpowszechnione na wszystkich kontynentach w niezmienionych wapieniach epoki proterozoiku, gdzie znaleziono także kilka fragmentów muszli prymitywnych mięczaków. Jednak szczątki zwierząt są bardzo rzadkie, co wskazuje, że większość organizmów miała prymitywną budowę i nie posiadała jeszcze twardych skorup, które zachowały się w stanie kopalnym. Chociaż ślady epok lodowcowych odnotowuje się we wczesnych stadiach historii Ziemi, rozległe zlodowacenie, które miało zasięg niemal globalny, odnotowuje się dopiero pod koniec proterozoiku.
Paleozoik.
Po długim okresie denudacji pod koniec proterozoiku, część jego terytoriów uległa osiadaniu i została zalana przez płytkie morza. W wyniku denudacji obszarów wyniesionych materiał osadowy został przeniesiony przez spływy wody do geosynklin, gdzie zgromadziły się warstwy paleozoicznych skał osadowych o miąższości ponad 12 km. W Ameryce Północnej na początku ery paleozoiku utworzyły się dwie duże geosynkliny. Jeden z nich, zwany Appalachami, rozciąga się od północnego Atlantyku przez południowo-wschodnią Kanadę i dalej na południe do Zatoki Meksykańskiej wzdłuż osi współczesnych Appalachów. Inna geosynklina łączyła Ocean Arktyczny z Oceanem Spokojnym, przechodząc nieco na wschód od Alaski na południe przez wschodnią Kolumbię Brytyjską i zachodnią Albertę, następnie przez wschodnią Nevadę, zachodnie Utah i południową Kalifornię. W ten sposób Ameryka Północna została podzielona na trzy części. W niektórych okresach paleozoiku jego centralne rejony zostały częściowo zalane, a obie geosynkliny zostały połączone płytkimi morzami. W pozostałych okresach, na skutek izostatycznych wypiętrzeń lądu lub wahań poziomu Oceanu Światowego, dochodziło do regresji morskich, a następnie w geosynklinach osadzał się wymywany z przyległych obszarów wyniesionych materiał terygeniczny.
W paleozoiku podobne warunki panowały na innych kontynentach. W Europie ogromne morza okresowo zalewały Wyspy Brytyjskie, terytoria Norwegii, Niemiec, Francji, Belgii i Hiszpanii, a także rozległy obszar Równiny Wschodnioeuropejskiej od Morza Bałtyckiego po Ural. Duże wychodnie skał paleozoicznych występują także na Syberii, w Chinach i północnych Indiach. Pochodzą z większości obszarów wschodniej Australii, północnej Afryki oraz północnej i środkowej Ameryki Południowej.
Erę paleozoiku dzieli się na sześć okresów o nierównym czasie trwania, naprzemiennie z krótkotrwałymi etapami wypiętrzenia izostatycznego lub regresji morskiej, podczas których w obrębie kontynentów nie występowała sedymentacja.
Okres kambryjski
- najwcześniejszy okres ery paleozoicznej, nazwany od łacińskiej nazwy Walii (Cumbria), gdzie po raz pierwszy badano skały tego wieku. W Ameryce Północnej w kambrze obie geosynkliny zostały zalane, a w drugiej połowie kambru środkowa część kontynentu zajęła tak niskie położenie, że obie rynny połączyło płytkie morze oraz warstwy piaskowców, łupków i wapieni tam zgromadzone. W Europie i Azji miała miejsce poważna transgresja morska. Te części świata zostały w dużej mierze zalane. Wyjątkami były trzy duże, odizolowane masy lądowe (Tarcza Bałtycka, Półwysep Arabski i południowe Indie) oraz kilka małych, odizolowanych mas lądowych w południowej Europie i południowej Azji. Mniejsze przestępstwa morskie miały miejsce w Australii i środkowej Ameryce Południowej. Kambr charakteryzował się raczej spokojnymi warunkami tektonicznymi.
W osadach z tego okresu zachowały się pierwsze liczne skamieniałości wskazujące na rozwój życia na Ziemi. Chociaż nie odnotowano żadnych roślin ani zwierząt lądowych, płytkie morza epikontynentalne i zanurzone geosynkliny były bogate w liczne bezkręgowce i rośliny wodne. Najbardziej niezwykłymi i interesującymi zwierzętami tamtych czasów były trylobity (ryc. 11), klasa wymarłych prymitywnych stawonogów, szeroko rozpowszechniona w morzach kambryjskich. Ich wapienno-chitynowe muszle znaleziono w skałach tego wieku na wszystkich kontynentach. Ponadto istniało wiele rodzajów ramienionogów (ramienionogów), mięczaków i innych bezkręgowców. Zatem wszystkie główne formy organizmów bezkręgowych (z wyjątkiem koralowców, mszywiołów i pelecypodów) były obecne w morzach kambryjskich.
Pod koniec okresu kambru większość lądu została wypiętrzona i nastąpił krótkotrwały regres morski.
Okres ordowiku
- drugi okres ery paleozoicznej (nazwany na cześć celtyckiego plemienia ordowiku zamieszkującego terytorium Walii). W tym okresie kontynenty ponownie doświadczyły osiadania, w wyniku czego geosynkliny i nisko położone baseny zamieniły się w płytkie morza. Pod koniec ordowiku ok. 70% Ameryki Północnej zostało zalane przez morze, w którym osadziły się grube warstwy wapienia i łupków. Morze obejmowało także duże obszary Europy i Azji, częściowo Australię i środkowe regiony Ameryki Południowej.
Wszystkie bezkręgowce kambryjskie nadal ewoluowały, aż do ordowiku. Ponadto pojawiły się koralowce, pelecypody (małże), mszywioły i pierwsze kręgowce. W Kolorado, w piaskowcach ordowiku, odkryto fragmenty najbardziej prymitywnych kręgowców - bezszczękowych (ostrakoderm), które nie posiadały prawdziwych szczęk i parzystych kończyn, a przednia część ciała była pokryta kostnymi płytkami, które tworzyły ochronną muszlę.
Na podstawie badań paleomagnetycznych skał ustalono, że przez większą część paleozoiku Ameryka Północna znajdowała się w strefie równikowej. Organizmy kopalne i szeroko rozpowszechnione wapienie z tego okresu wskazują na dominację ciepłych, płytkich mórz w ordowiku. Australia znajdowała się w pobliżu bieguna południowego, a północno-zachodnia Afryka znajdowała się w rejonie samego bieguna, co potwierdzają ślady rozległego zlodowacenia odciśnięte w skałach ordowiku Afryki.
Pod koniec ordowiku, w wyniku ruchów tektonicznych, nastąpiło wypiętrzenie kontynentów i regresja morza. W niektórych miejscach rodzime skały kambru i ordowiku doświadczyły procesu fałdowania, któremu towarzyszył wzrost gór. Ten starożytny etap orogenezy nazywany jest fałdowaniem kaledońskim.
sylur.
Po raz pierwszy skały z tego okresu badano także w Walii (nazwa tego okresu pochodzi od zamieszkującego ten region celtyckiego plemienia Silures).
Po wypiętrzeniach tektonicznych, które zakończyły okres ordowiku, rozpoczął się etap denudacji, a następnie na początku syluru kontynenty ponownie doświadczyły osiadania, a morza zalały nisko położone obszary. W Ameryce Północnej we wczesnym sylurze powierzchnia mórz znacznie się zmniejszyła, lecz w środkowym sylurze zajmowały one prawie 60% jej terytorium. Powstała gruba sekwencja wapieni morskich formacji Niagara, która otrzymała swoją nazwę od wodospadu Niagara, którego próg tworzy. W późnym sylurze obszary mórz uległy znacznemu zmniejszeniu. Grube warstwy solne zgromadziły się w pasie rozciągającym się od współczesnego Michigan do centrum Nowego Jorku.
W Europie i Azji morza sylurskie były szeroko rozpowszechnione i zajmowały prawie te same terytoria, co morza kambryjskie. Te same izolowane masywy, co w kambrze, a także znaczne obszary północnych Chin i wschodniej Syberii, pozostały niezalane. W Europie grube warstwy wapienia zgromadziły się na obrzeżach południowego krańca Tarczy Bałtyckiej (obecnie są częściowo zanurzone w Bałtyku). Małe morza były powszechne we wschodniej Australii, północnej Afryce i środkowej Ameryce Południowej.
W skałach sylurskich na ogół znajdowano tych samych podstawowych przedstawicieli świata organicznego, co w ordowiku. W sylurze nie pojawiły się jeszcze rośliny lądowe. Wśród bezkręgowców koralowce stały się znacznie liczniejsze, w wyniku ich życiowej działalności na wielu obszarach utworzyły się masywne rafy koralowe. Trylobity, tak charakterystyczne dla skał kambru i ordowiku, tracą swoje dominujące znaczenie: stają się coraz mniejsze zarówno ilościowo, jak i gatunkowo. Pod koniec syluru pojawiło się wiele dużych stawonogów wodnych zwanych wielkorakami, czyli skorupiakami.
Okres syluru w Ameryce Północnej zakończył się bez większych ruchów tektonicznych. Jednak w Europie Zachodniej w tym czasie utworzył się pas kaledoński. To pasmo górskie rozciągało się na Norwegię, Szkocję i Irlandię. Orogeneza miała miejsce także na północnej Syberii, w wyniku czego jej terytorium podniosło się tak wysoko, że nigdy więcej nie zostało zalane.
dewoński
nazwany na cześć hrabstwa Devon w Anglii, gdzie po raz pierwszy badano skały z tego wieku. Po przerwie denudacyjnej niektóre obszary kontynentów ponownie doświadczyły osiadania i zostały zalane przez płytkie morza. W północnej Anglii i częściowo w Szkocji młodzi Kaledonidzi uniemożliwili penetrację morza. Jednak ich zniszczenie doprowadziło do nagromadzenia się grubych warstw piaskowców terygenicznych w dolinach rzek podgórskich. Ta formacja starożytnych czerwonych piaskowców znana jest z dobrze zachowanych skamieniałych ryb. W tym czasie południową Anglię pokrywało morze, w którym osadzały się grube warstwy wapienia. Duże obszary w północnej Europie zostały wówczas zalane przez morza, w których zgromadziły się warstwy łupków ilastych i wapieni. Kiedy Ren wcinał się w te warstwy w rejonie masywu Eifel, powstały malownicze klify wznoszące się wzdłuż brzegów doliny.
Morza dewonu pokrywały wiele obszarów europejskiej Rosji, południowej Syberii i południowych Chin. Rozległy basen morski zalał środkową i zachodnią Australię. Obszar ten nie był objęty morzem od okresu kambru. W Ameryce Południowej transgresja morska rozszerzyła się na niektóre obszary centralne i zachodnie. Ponadto w Amazonii istniała wąska rynna subrównoleżnikowa. Rasy dewonu są bardzo rozpowszechnione w Ameryce Północnej. Przez większą część tego okresu istniały dwa główne baseny geosynklinalne. W środkowym dewonie transgresja morska rozprzestrzeniła się na obszar współczesnej doliny rzecznej. Mississippi, gdzie zgromadziły się wielowarstwowe warstwy wapienia.
W górnym dewonie we wschodnich regionach Ameryki Północnej utworzyły się grube warstwy łupków i piaskowców. Te sekwencje klastyczne odpowiadają etapowi budowania gór, który rozpoczął się pod koniec środkowego dewonu i trwał do końca tego okresu. Góry rozciągały się wzdłuż wschodniego zbocza geosynkliny Appalachów (od współczesnych południowo-wschodnich Stanów Zjednoczonych po południowo-wschodnią Kanadę). Rejon ten uległ znacznemu wypiętrzeniu, jego północna część uległa fałdowaniu, a następnie nastąpiły tam rozległe intruzje granitowe. Te granity są używane do budowy Gór Białych w New Hampshire, Stone Mountain w Gruzji i wielu innych konstrukcji górskich. Górny dewon, tzw Góry Akadyjskie zostały przerobione w wyniku procesów denudacyjnych. W rezultacie na zachód od geosynkliny Appalachów zgromadził się warstwowy ciąg piaskowców, którego miąższość w niektórych miejscach przekracza 1500 m. Są one szeroko reprezentowane w rejonie gór Catskill, stąd nazwa piaskowce Catskill. Jednocześnie w niektórych obszarach Europy Zachodniej na mniejszą skalę pojawiło się budownictwo górskie. Orogeneza i wypiętrzenie tektoniczne powierzchni Ziemi spowodowały regresję morza pod koniec okresu dewonu.
W dewonie miały miejsce pewne ważne wydarzenia w ewolucji życia na Ziemi. Pierwsze niekwestionowane odkrycia roślin lądowych dokonano w wielu rejonach globu. Na przykład w okolicach Gilboa (Nowy Jork) znaleziono wiele gatunków paproci, w tym gigantyczne drzewa.
Wśród bezkręgowców szeroko rozpowszechnione były gąbki, koralowce, mszywioły, ramienionogi i mięczaki (ryc. 12). Występowało kilka rodzajów trylobitów, chociaż ich liczebność i różnorodność gatunkowa były znacznie zmniejszone w porównaniu z sylurem. Dewon nazywany jest często „erą ryb” ze względu na wspaniały rozkwit tej klasy kręgowców. Chociaż nadal istniały prymitywne zwierzęta bez szczęk, zaczęły dominować bardziej zaawansowane formy. Ryby rekinowate osiągnęły długość 6 m. W tym czasie pojawiły się dwudyszne, w których pęcherz pławny został przekształcony w prymitywne płuca, co pozwoliło im przez jakiś czas egzystować na lądzie, a także płetwiaste i promieniowopłetwe ryba. W górnym dewonie odkryto pierwsze ślady zwierząt lądowych – dużych płazów przypominających salamandry, zwanych stegocefalami. Ich cechy szkieletowe pokazują, że wyewoluowały z dwudysznych ryb, udoskonalając ich płuca i modyfikując płetwy w kończyny.
Okres karboński.
Po pewnej przerwie kontynenty ponownie doświadczyły osiadania, a ich nisko położone obszary zamieniły się w płytkie morza. W ten sposób rozpoczął się okres karbonu, który swoją nazwę wziął od powszechnego występowania złóż węgla zarówno w Europie, jak i Ameryce Północnej. W Ameryce jego wczesny etap, charakteryzujący się warunkami morskimi, był wcześniej nazywany Mississippian ze względu na grubą warstwę wapienia, która utworzyła się w nowoczesnej dolinie rzeki. Missisipi i obecnie przypisuje się go okresowi dolnego karbonu.
W Europie przez cały okres karbonu terytoria Anglii, Belgii i północnej Francji były w większości zalane przez morze, w którym utworzyły się grube horyzonty wapienne. Zalane zostały także niektóre obszary południowej Europy i południowej Azji, gdzie osadziły się grube warstwy łupków i piaskowców. Niektóre z tych poziomów mają pochodzenie kontynentalne i zawierają wiele skamieniałych pozostałości roślin lądowych, a także warstwy węglonośne. Ponieważ utwory dolnego karbonu są słabo reprezentowane w Afryce, Australii i Ameryce Południowej, można przypuszczać, że tereny te zlokalizowane były przeważnie w warunkach subpowietrznych. Ponadto istnieją dowody na powszechne tam zlodowacenie kontynentalne.
W Ameryce Północnej geosynklina Appalachów była ograniczona od północy Górami Akadyjskimi, a od południa, od Zatoki Meksykańskiej, penetrowała ją Morze Mississippi, które zalało także Dolinę Mississippi. Małe baseny morskie zajmowały niektóre obszary na zachodzie kontynentu. W regionie doliny Mississippi nagromadziła się wielowarstwowa sekwencja wapienia i łupków. Jeden z tych horyzontów, tzw Wapień indyjski, czyli pergenit, jest dobrym materiałem budowlanym. Wykorzystano go do budowy wielu budynków rządowych w Waszyngtonie.
Pod koniec okresu karbońskiego zabudowa górska stała się powszechna w Europie. Łańcuchy górskie rozciągały się od południowej Irlandii, przez południową Anglię i północną Francję, aż po południowe Niemcy. Ten etap orogenezy nazywany jest hercyńskim lub waryscyjskim. W Ameryce Północnej lokalne podwyżki nastąpiły pod koniec okresu Missisipi. Tym ruchom tektonicznym towarzyszył regres morski, którego rozwój ułatwiły także zlodowacenia kontynentów południowych.
Ogólnie rzecz biorąc, świat organiczny dolnego karbonu (lub Missisipii) był taki sam jak w dewonie. Jednak oprócz większej różnorodności gatunków paproci drzewiastych, florę uzupełniono mchami drzewiastymi i kalamitami (stawonogami drzewiastymi z klasy skrzypu). Bezkręgowce reprezentowane były głównie przez te same formy, co w dewonie. W czasach Missisipi coraz powszechniejsze stały się lilie morskie, zwierzęta zamieszkujące dno o kształcie przypominającym kwiat. Wśród kręgowców kopalnych liczne są ryby rekinopodobne i stegocefalia.
Na początku późnego karbonu (pensylwanii w Ameryce Północnej) warunki na kontynentach zaczęły się gwałtownie zmieniać. Jak wynika ze znacznie szerszego rozmieszczenia osadów kontynentalnych, morza zajmowały mniejsze przestrzenie. Europa północno-zachodnia spędziła większość tego czasu w warunkach podwodnych. Rozległe epikontynentalne Morze Uralskie rozciągało się szeroko na północną i środkową Rosję, a główna geosynklina rozciągała się na południową Europę i południową Azję (współczesne Alpy, Kaukaz i Himalaje leżą wzdłuż jego osi). Rynna ta, zwana geosynkliną Tetydy, czyli morzem, istniała przez wiele kolejnych okresów geologicznych.
Niziny rozciągały się przez Anglię, Belgię i Niemcy. Tutaj, w wyniku niewielkich ruchów oscylacyjnych skorupy ziemskiej, nastąpiła przemiana środowiska morskiego i kontynentalnego. W miarę cofania się morza utworzyły się nisko położone bagniste krajobrazy z lasami paproci drzewiastych, mchów i kalamitów. W miarę zbliżania się mórz osady pokrywały lasy, zagęszczając resztki drzew, które zamieniły się w torf, a następnie węgiel. W późnym karbonie zlodowacenie pokrywające kontynenty półkuli południowej. W Ameryce Południowej w wyniku przenikającej od zachodu transgresji morskiej większość terytorium współczesnej Boliwii i Peru została zalana.
Na początku okresu Pensylwanii w Ameryce Północnej geosynklina Appalachów została zamknięta, utraciła kontakt z Oceanem Światowym, a we wschodnich i środkowych regionach Stanów Zjednoczonych gromadziły się terygeniczne piaskowce. W połowie i na końcu tego okresu we wnętrzu Ameryki Północnej (a także w Europie Zachodniej) dominowały niziny. Tutaj płytkie morza okresowo ustąpiły miejsca bagnom, w których gromadziły się grube złoża torfu, które później przekształciły się w duże baseny węglowe rozciągające się od Pensylwanii po wschodnie Kansas. Przez większą część tego okresu części zachodniej części Ameryki Północnej zostały zalane przez morze. Odłożyły się tam warstwy wapienia, łupków i piaskowców.
Powszechne występowanie środowisk podwodnych w ogromnym stopniu przyczyniło się do ewolucji lądowych roślin i zwierząt. Gigantyczne lasy paproci drzewiastych i mchów klubowych porastały rozległe, bagniste niziny. Lasy te obfitowały w owady i pajęczaki. Jeden z gatunków owadów, największy w historii geologicznej, był podobny do współczesnej ważki, ale miał rozpiętość skrzydeł ok. 75 cm Stegocefalia osiągnęła znacznie większą różnorodność gatunkową. Długość niektórych przekraczała 3 m. W samej Ameryce Północnej w osadach bagiennych okresu Pensylwanii odkryto ponad 90 gatunków tych gigantycznych płazów, podobnych do salamandrów. W tych samych skałach znaleziono pozostałości starożytnych gadów. Jednak ze względu na fragmentaryczny charakter znalezisk trudno jest uzyskać pełny obraz morfologii tych zwierząt. Te prymitywne formy były prawdopodobnie podobne do aligatorów.
Okres permu.
Zmiany warunków naturalnych, które rozpoczęły się w późnym karbonie, nasiliły się w okresie permu, który zakończył erę paleozoiku. Jego nazwa pochodzi od regionu Perm w Rosji. Na początku tego okresu morze zajmowało geosynklinę Uralu - rynnę, która nastąpiła po uderzeniu współczesnego Uralu. Płytkie morze okresowo pokrywało część Anglii, północnej Francji i południowych Niemiec, gdzie gromadziły się warstwowe warstwy osadów morskich i kontynentalnych - piaskowców, wapieni, łupków i soli kamiennej. Przez większą część tego okresu istniało Morze Tetydy, a na obszarze północnych Indii i współczesnych Himalajów utworzył się gęsty ciąg wapieni. Grube osady permu występują we wschodniej i środkowej Australii oraz na wyspach Azji Południowej i Południowo-Wschodniej. Są szeroko rozpowszechnione w Brazylii, Boliwii i Argentynie, a także w południowej Afryce.
Wiele formacji permskich w północnych Indiach, Australii, Afryce i Ameryce Południowej ma pochodzenie kontynentalne. Reprezentowane są przez zwarte osady lodowcowe, a także szeroko rozpowszechnione piaski rzeczno-lodowcowe. W Afryce Środkowej i Południowej skały te rozpoczynają gęstą sekwencję osadów kontynentalnych zwaną serią Karoo.
W Ameryce Północnej morza permskie zajmowały mniejszy obszar w porównaniu z poprzednimi okresami paleozoiku. Główne przestępstwo rozprzestrzeniło się z zachodniej części Zatoki Meksykańskiej na północ, przez Meksyk i południowo-środkowe Stany Zjednoczone. Centrum tego epikontynentalnego morza znajdowało się na terenie współczesnego stanu Nowy Meksyk, gdzie utworzył się gruby ciąg wapieni kapitańskich. Dzięki działaniu wód gruntowych wapienie te uzyskały strukturę plastra miodu, szczególnie wyraźną w słynnych jaskiniach Carlsbad Caverns (Nowy Meksyk, USA). Dalej na wschód w Kansas i Oklahomie osadzały się przybrzeżne facje czerwonych łupków. Pod koniec permu, kiedy powierzchnia zajmowana przez morze uległa znacznemu zmniejszeniu, utworzyły się miąższe warstwy solne i gipsonośne.
Pod koniec ery paleozoicznej, częściowo w karbonie, a częściowo w permie, na wielu obszarach rozpoczęła się orogeneza. Grube skały osadowe geosynkliny Appalachów zostały pofałdowane i połamane przez uskoki. W rezultacie powstały Appalachy. Ten etap budowania gór w Europie i Azji nazywany jest hercyńskim lub waryscyjskim, a w Ameryce Północnej - Appalachskim.
Flora okresu permu była taka sama jak w drugiej połowie karbonu. Rośliny były jednak mniejsze i nie tak liczne. Oznacza to, że klimat permski stał się zimniejszy i bardziej suchy. Zwierzęta bezkręgowe permu zostały odziedziczone z poprzedniego okresu. Wielki skok nastąpił w ewolucji kręgowców (ryc. 13). Na wszystkich kontynentach osady kontynentalne epoki permu zawierają liczne szczątki gadów, osiągające długość do 3 m. Wszyscy ci przodkowie dinozaurów mezozoicznych wyróżniali się prymitywną budową i wyglądali jak jaszczurki lub aligatory, ale czasami mieli niezwykłe cechy, np. , wysoka płetwa w kształcie żagla rozciągająca się od szyi do ogona wzdłuż grzbietu, u Dimetrodona. Stegokefalian było nadal wielu.
Pod koniec okresu permu zabudowa górska, która objawiła się w wielu obszarach globu na tle ogólnego wypiętrzenia kontynentów, doprowadziła do tak znaczących zmian w środowisku, że wielu charakterystycznych przedstawicieli fauny paleozoicznej zaczęło wymierać . Okres permu był ostatnim etapem istnienia wielu bezkręgowców, zwłaszcza trylobitów.
era mezozoiczna,
podzielony na trzy okresy, różnił się od paleozoiku przewagą ustawień kontynentalnych nad morskimi oraz składem flory i fauny. Rośliny lądowe, wiele grup bezkręgowców, a zwłaszcza kręgowców, przystosowały się do nowego środowiska i uległy znaczącym zmianom.
Trias
otwiera erę mezozoiczną. Jego nazwa pochodzi z języka greckiego. trias (trójca) w związku z wyraźną trójczłonową budową warstw osadowych tego okresu w północnych Niemczech. U podstawy ciągu znajdują się czerwone piaskowce, wapienia pośrodku, a czerwone piaskowce i łupki na górze. W triasie duże obszary Europy i Azji zajmowały jeziora i płytkie morza. Morze epikontynentalne pokrywało Europę Zachodnią, a jego wybrzeże sięga Anglii. W tym akwenie morskim zakumulowały się wyżej wymienione osady stratotypowe. Piaskowce występujące w dolnej i górnej części ciągu mają częściowo pochodzenie kontynentalne. Kolejny triasowy basen morski przedostał się na terytorium północnej Rosji i rozprzestrzenił się na południe wzdłuż koryta Uralu. Ogromne Morze Tetydy zajmowało wówczas mniej więcej to samo terytorium, co w czasach późnego karbonu i permu. W tym morzu zgromadziła się gruba warstwa wapienia dolomitowego, który tworzy Dolomity północnych Włoch. W południowo-środkowej Afryce większość górnej sekwencji kontynentalnej serii Karoo pochodzi z triasu. Horyzonty te znane są z obfitości skamieniałych pozostałości gadów. Pod koniec triasu na terenie Kolumbii, Wenezueli i Argentyny utworzyły się pokrywy mułów i piasków pochodzenia kontynentalnego. Gady znalezione w tych warstwach wykazują uderzające podobieństwo do fauny serii Karoo z południowej Afryki.
W Ameryce Północnej skały triasu nie są tak rozpowszechnione jak w Europie i Azji. Produkty zniszczenia Appalachów – czerwone piaski i gliny kontynentalne – nagromadziły się w zagłębieniach położonych na wschód od tych gór i uległy osiadaniu. Osady te, przeplatane horyzontami lawy i intruzami arkuszy, są przerywane uskokami i opadają w kierunku wschodnim. W dorzeczu Newark w New Jersey i dolinie rzeki Connecticut odpowiadają one podłożu skalnym serii Newark. Płytkie morza zajmowały niektóre zachodnie obszary Ameryki Północnej, gdzie gromadziły się wapienie i łupki. Piaskowce kontynentalne i łupki triasu pojawiają się wzdłuż zboczy Wielkiego Kanionu (Arizona).
Świat organiczny w okresie triasu znacznie różnił się od świata permu. Czas ten charakteryzuje się obfitością dużych drzew iglastych, których pozostałości często znajdują się w osadach kontynentalnych triasu. Łupki formacji Chinle w północnej Arizonie są wypełnione skamieniałymi pniami drzew. Wietrzenie łupków odsłoniło je i obecnie tworzy kamienny las. Sagowce (lub cykladofity), rośliny o cienkich lub beczkowatych pniach i rozciętych liściach zwisających z góry, podobnie jak palmy, stały się powszechne. Niektóre gatunki sagowców występują również we współczesnych obszarach tropikalnych. Spośród bezkręgowców najczęstsze były mięczaki, wśród których dominowały amonity (ryc. 14), które wykazywały niejasne podobieństwo do współczesnych łodzików (lub łodzi) i wielokomorową muszlę. Występowało wiele gatunków małży. Nastąpił znaczący postęp w ewolucji kręgowców. Chociaż stegocefalia były nadal dość powszechne, zaczęły dominować gady, wśród których pojawiło się wiele niezwykłych grup (na przykład fitozaury, których kształt ciała przypominał współczesne krokodyle i których szczęki były wąskie i długie z ostrymi stożkowymi zębami). W triasie po raz pierwszy pojawiły się prawdziwe dinozaury, bardziej zaawansowane ewolucyjnie niż ich prymitywni przodkowie. Ich kończyny były skierowane w dół, a nie na zewnątrz (jak krokodyle), co pozwalało im poruszać się jak ssaki i podtrzymywać ciała nad ziemią. Dinozaury chodziły na tylnych łapach, utrzymując równowagę za pomocą długiego ogona (jak kangur) i wyróżniały się niewielkim wzrostem - od 30 cm do 2,5 m. Niektóre gady przystosowały się do życia w środowisku morskim, np. ichtiozaury, których ciało przypominało rekina, a kończyny przekształciły się w coś pomiędzy płetwami a płetwami oraz plezjozaury, których tułów uległ spłaszczeniu, szyja się wydłużyła, a kończyny zamieniły się w płetwy. Obie te grupy zwierząt stały się liczniejsze w późniejszych stadiach ery mezozoicznej.
Okres jurajski
swoją nazwę zawdzięcza górom Jura (w północno-zachodniej Szwajcarii), składającym się z wielowarstwowych warstw wapienia, łupków i piaskowców. Jedna z największych transgresji morskich w Europie Zachodniej miała miejsce w okresie jurajskim. Ogromne morze epikontynentalne rozciągało się nad większością Anglii, Francji, Niemiec i przenikało do niektórych zachodnich regionów europejskiej Rosji. W Niemczech występują liczne wychodnie drobnoziarnistych wapieni lagunowych górnej jury, w których odkryto niezwykłe skamieniałości. W Bawarii, w słynnym miasteczku Solenhofen, odnaleziono szczątki skrzydlatych gadów oraz obu znanych gatunków pierwszych ptaków.
Morze Tetydy rozciągało się od Atlantyku przez południową część Półwyspu Iberyjskiego wzdłuż Morza Śródziemnego i przez Azję Południową i Południowo-Wschodnią aż do Oceanu Spokojnego. Większość północnej Azji w tym okresie znajdowała się nad poziomem morza, chociaż morza epikontynentalne przedostawały się na Syberię od północy. Osady kontynentalne epoki jurajskiej znane są w południowej Syberii i północnych Chinach.
Małe morza epikontynentalne zajmowały ograniczone obszary wzdłuż wybrzeży zachodniej Australii. We wnętrzu Australii występują wychodnie kontynentalnych osadów jurajskich. Większość Afryki w okresie jurajskim znajdowała się nad poziomem morza. Wyjątkiem były jego północne obrzeża, które zostały zalane przez Morze Tetydy. W Ameryce Południowej wydłużone wąskie morze wypełniało geosynklinę położoną mniej więcej w miejscu współczesnych Andów.
W Ameryce Północnej morza jurajskie zajmowały bardzo ograniczone obszary na zachodzie kontynentu. Grube warstwy piaskowców kontynentalnych i łupków wierzchnich nagromadziły się w regionie płaskowyżu Kolorado, zwłaszcza na północ i wschód od Wielkiego Kanionu. Piaskowce powstały z piasków tworzących pustynne wydmy w basenach. W wyniku procesów wietrzenia piaskowce nabrały niezwykłych kształtów (takich jak malownicze, spiczaste szczyty w Parku Narodowym Zion czy Pomnik Narodowy Tęczowy Most, czyli łuk wznoszący się 94 m nad dnem kanionu o rozpiętości 85 m; atrakcjami tymi są m.in. z siedzibą w Utah). Złoża Morrison Shale słyną z odkrycia 69 gatunków skamieniałości dinozaurów. Drobne osady na tym obszarze prawdopodobnie nagromadziły się w bagnistych warunkach nizinnych.
Flora okresu jurajskiego była w ogólności podobna do tej występującej w triasie. We florze dominowały gatunki sagowców i drzew iglastych. Po raz pierwszy pojawiły się miłorzęby - nagonasienne, szerokolistne rośliny drzewiaste z liśćmi opadającymi jesienią (prawdopodobnie związek między nagonasiennymi i okrytozalążkowymi). Jedyny gatunek z tej rodziny, Ginkgo biloba, przetrwał do dziś i jest uważany za najstarszego przedstawiciela drzew, prawdziwie żywą skamieniałość.
Fauna bezkręgowców jurajskich jest bardzo podobna do triasu. Jednak koralowce budujące rafy stały się liczniejsze, a jeżowce i mięczaki stały się powszechne. Pojawiło się wiele małży spokrewnionych ze współczesnymi ostrygami. Amonity były nadal liczne.
Kręgowce reprezentowane były głównie przez gady, gdyż stegocefalia wymarły pod koniec triasu. Dinozaury osiągnęły kulminację swojego rozwoju. Formy roślinożerne, takie jak apatozaur i diplodok, zaczęły poruszać się na czterech kończynach; wielu miało długie szyje i ogony. Zwierzęta te osiągnęły gigantyczne rozmiary (do 27 m długości), a niektóre ważyły do 40 t. Niektórzy przedstawiciele mniejszych roślinożernych dinozaurów, takich jak stegozaury, opracowali ochronną skorupę składającą się z płytek i kolców. Mięsożerne dinozaury, zwłaszcza allozaury, rozwinęły duże głowy z potężnymi szczękami i ostrymi zębami, osiągały długość 11 m i poruszały się na dwóch kończynach. Inne grupy gadów były również bardzo liczne. Plezjozaury i ichtiozaury żyły w morzach jurajskich. Po raz pierwszy pojawiły się latające gady - pterozaury, które rozwinęły błoniaste skrzydła niczym nietoperze, a ich masa zmniejszyła się z powodu rurkowatych kości.
Pojawienie się ptaków w jurze jest ważnym etapem rozwoju świata zwierząt. W wapieniach lagunowych Solenhofen odkryto szkielety dwóch ptaków i odciski piór. Jednak te prymitywne ptaki nadal miały wiele cech wspólnych z gadami, w tym ostre, stożkowe zęby i długie ogony.
Okres jurajski zakończył się intensywnym fałdowaniem, w wyniku którego w zachodnich Stanach Zjednoczonych utworzyły się góry Sierra Nevada, które rozciągały się dalej na północ, aż do współczesnej zachodniej Kanady. Następnie południowa część tego złożonego pasa ponownie doświadczyła wypiętrzenia, co z góry określiło strukturę współczesnych gór. Na pozostałych kontynentach przejawy orogenezy w okresie jurajskim były nieznaczne.
Okres kredowy.
W tym czasie zgromadziły się grubowarstwowe warstwy miękkiego, słabo zagęszczonego białego wapienia – kredy, od którego wziął się nazwa tego okresu. Po raz pierwszy takie warstwy badano w wychodniach wzdłuż brzegów cieśniny Pas-de-Calais w pobliżu Dover (Wielka Brytania) i Calais (Francja). W innych częściach świata osady tego wieku nazywane są także kredowymi, chociaż występują tam również inne rodzaje skał.
W okresie kredowym transgresje morskie obejmowały dużą część Europy i Azji. W Europie Środkowej morza wypełniały dwie równoleżnikowe rynny geosynklinalne. Jeden z nich znajdował się na terenie południowo-wschodniej Anglii, północnych Niemiec, Polski i zachodnich regionów Rosji i na skrajnym wschodzie sięgał do podwodnej rynny Uralu. Inna geosynklina, Tetyda, utrzymała swoje wcześniejsze uderzenie w południowej Europie i północnej Afryce i połączyła się z południowym krańcem rynny Uralu. Dalej Morze Tetydy ciągnęło się dalej w Azji Południowej i na wschód od Tarczy Indyjskiej łączyło się z Oceanem Indyjskim. Z wyjątkiem północnych i wschodnich obrzeży, terytorium Azji nie było zalewane przez morze przez cały okres kredowy, dlatego osady kontynentalne tego czasu są tam szeroko rozpowszechnione. Grube warstwy wapienia kredowego występują na wielu obszarach Europy Zachodniej. W północnych regionach Afryki, gdzie wpłynęło Morze Tetydy, zgromadziły się duże warstwy piaskowców. Piaski Sahary powstały głównie w wyniku produktów ich zniszczenia. Australię pokrywały kredowe morza epikontynentalne. W Ameryce Południowej przez większą część okresu kredowego koryto andyjskie zostało zalane przez morze. Na wschodzie na dużym obszarze Brazylii osadziły się terytorialne muły i piaski z licznymi pozostałościami dinozaurów.
W Ameryce Północnej morza marginalne zajmowały przybrzeżne równiny Oceanu Atlantyckiego i Zatoki Meksykańskiej, gdzie gromadziły się piaski, gliny i wapienie kredowe. Inne marginalne morze znajdowało się na zachodnim wybrzeżu kontynentu w Kalifornii i sięgało południowego podnóża odrodzonych gór Sierra Nevada. Jednak ostatnie poważne przestępstwo morskie miało miejsce w środkowo-zachodniej części Ameryki Północnej. W tym czasie utworzyła się rozległa rynna geosynklinalna Gór Skalistych, a ogromne morze rozprzestrzeniło się od Zatoki Meksykańskiej przez współczesne Wielkie Równiny i Góry Skaliste na północ (na zachód od Tarczy Kanadyjskiej) aż do Oceanu Arktycznego. Podczas tej transgresji zdeponował się grubowarstwowy ciąg piaskowców, wapieni i łupków.
Pod koniec okresu kredowego intensywna orogeneza nastąpiła w Ameryce Południowej i Północnej oraz w Azji Wschodniej. W Ameryce Południowej skały osadowe nagromadzone w geosynklinie andyjskiej przez kilka okresów uległy zagęszczeniu i fałdowaniu, co doprowadziło do powstania Andów. Podobnie w Ameryce Północnej Góry Skaliste powstały w miejscu geosynkliny. Aktywność wulkaniczna wzrosła w wielu obszarach świata. Wylewy lawy pokryły całą południową część półwyspu Hindustan (tworząc w ten sposób rozległy płaskowyż Dekanu), a niewielkie wylewy lawy miały miejsce w Arabii i Afryce Wschodniej. Wszystkie kontynenty doświadczyły znacznego podniesienia się i nastąpiła regresja wszystkich mórz geosynklinalnych, epikontynentalnych i marginalnych.
Okres kredowy charakteryzował się kilkoma ważnymi wydarzeniami w rozwoju świata organicznego. Pojawiły się pierwsze rośliny kwitnące. Ich skamieniałe pozostałości reprezentują liście i drewno gatunków, z których wiele rośnie do dziś (na przykład wierzba, dąb, klon i wiąz). Fauna bezkręgowców kredy jest ogólnie podobna do fauny jurajskiej. Wśród kręgowców różnorodność gatunkowa gadów osiągnęła kulminację. Istniały trzy główne grupy dinozaurów. Mięsożercy o dobrze rozwiniętych masywnych kończynach tylnych reprezentowali tyranozaury, które osiągały długość 14 m i wysokość 5 m. Rozwinęła się grupa dwunożnych roślinożernych dinozaurów (lub trachodontów) z szerokimi spłaszczonymi szczękami, przypominającymi dziób kaczki. Liczne szkielety tych zwierząt znajdują się w kredowych osadach kontynentalnych Ameryki Północnej. Do trzeciej grupy zaliczają się rogate dinozaury z rozwiniętą tarczą kostną chroniącą głowę i szyję. Typowym przedstawicielem tej grupy jest Triceratops z krótkim nosowym i dwoma długimi rogami nadoczodołowymi.
W morzach kredowych żyły plezjozaury i ichtiozaury, pojawiły się także jaszczurki morskie zwane mozazaurami o wydłużonym ciele i stosunkowo małych, przypominających płetwy kończynach. Pterozaury (latające jaszczurki) straciły zęby i poruszały się w przestrzeni powietrznej lepiej niż ich jurajscy przodkowie. Jeden rodzaj pterozaura, pteranodon, miał rozpiętość skrzydeł do 8 m.
Istnieją dwa znane gatunki ptaków okresu kredowego, które zachowały pewne cechy morfologiczne gadów, na przykład stożkowe zęby znajdujące się w pęcherzykach płucnych. Jeden z nich, hesperornis (ptak nurkujący), przystosował się do życia w morzu.
Chociaż formy przejściowe bardziej podobne do gadów niż do ssaków znane są od triasu i jury, liczne szczątki prawdziwych ssaków odkryto po raz pierwszy w kontynentalnych osadach górnej kredy. Prymitywne ssaki okresu kredowego były niewielkie i przypominały nieco współczesne ryjówki.
Powszechne procesy budowania gór na Ziemi i wypiętrzenia tektoniczne kontynentów pod koniec okresu kredowego doprowadziły do tak znaczących zmian w przyrodzie i klimacie, że wyginęło wiele roślin i zwierząt. Wśród bezkręgowców zniknęły amonity dominujące w morzach mezozoiku, a wśród kręgowców zniknęły wszystkie dinozaury, ichtiozaury, plezjozaury, mozazaury i pterozaury.
era kenozoiczna,
obejmujący ostatnie 65 milionów lat, dzieli się na trzeciorzęd (w Rosji zwyczajowo rozróżnia się dwa okresy - paleogen i neogen) i czwartorzęd. Choć ten ostatni miał charakter krótkotrwały (szacunki wieku jego dolnej granicy wahają się od 1 do 2,8 mln lat), odegrał w historii Ziemi ogromną rolę, gdyż wiążą się z nim powtarzające się zlodowacenia kontynentalne i pojawienie się człowieka.
Okres trzeciorzędny.
W tym czasie wiele obszarów Europy, Azji i Afryki Północnej było pokrytych płytkimi morzami epikontynentalnymi i głębokimi morzami geosynklinalnymi. Na początku tego okresu (w neogenie) morze zajmowało południowo-wschodnią Anglię, północno-zachodnią Francję i Belgię, gromadziła się tam gruba warstwa piasków i iłów. Morze Tetydy nadal istniało, rozciągając się od Atlantyku po Ocean Indyjski. Jego wody zalały Półwyspy Iberyjskie i Apenińskie, północne regiony Afryki, południowo-zachodnią Azję i północ Hindustanu. W basenie tym zdeponowały się grube poziomy wapienne. Większa część północnego Egiptu składa się z wapieni numulitycznych, których używano jako materiału budowlanego do budowy piramid.
W tym czasie prawie całą południowo-wschodnią Azję zajmowały baseny morskie, a małe morze epikontynentalne rozciągało się na południowy wschód od Australii. Trzeciorzędowe baseny morskie pokrywały północne i południowe krańce Ameryki Południowej, a morze epikontynentalne przenikało do wschodniej Kolumbii, północnej Wenezueli i południowej Patagonii. W dorzeczu Amazonki nagromadziły się grube warstwy kontynentalnych piasków i mułów.
Morza marginalne znajdowały się na terenie współczesnych Równin Przybrzeżnych przylegających do Oceanu Atlantyckiego i Zatoki Meksykańskiej, a także wzdłuż zachodniego wybrzeża Ameryki Północnej. Grube warstwy kontynentalnych skał osadowych, powstałe w wyniku denudacji odrodzonych Gór Skalistych, nagromadziły się na Wielkich Równinach i w basenach międzygórskich.
W wielu obszarach globu aktywna orogeneza nastąpiła w połowie trzeciorzędu. W Europie powstały Alpy, Karpaty i Kaukaz. W Ameryce Północnej, w końcowej fazie trzeciorzędu, uformowały się pasma przybrzeżne (w obrębie współczesnych stanów Kalifornia i Oregon) oraz Góry Kaskadowe (w Oregonie i Waszyngtonie).
Okres trzeciorzędu charakteryzował się znaczącym postępem w rozwoju świata organicznego. Współczesne rośliny powstały już w okresie kredowym. Większość bezkręgowców trzeciorzędowych została bezpośrednio odziedziczona po formach kredowych. Współczesne ryby kostne stały się liczniejsze, a liczba i różnorodność gatunkowa płazów i gadów spadła. Nastąpił skok w rozwoju ssaków. Z prymitywnych form podobnych do ryjówek, które pojawiły się po raz pierwszy w okresie kredowym, wywodzi się wiele form datowanych na początek trzeciorzędu. Najstarsze skamieniałości koni i słoni odnaleziono w skałach dolnego trzeciorzędu. Pojawiły się mięsożerne i parzystokopytne.
Różnorodność gatunkowa zwierząt znacznie wzrosła, ale wiele z nich wymarło pod koniec trzeciorzędu, podczas gdy inne (jak niektóre gady mezozoiczne) powróciły do morskiego trybu życia, jak na przykład walenie i morświny, których płetwy przekształcają się w kończyny. Nietoperze potrafiły latać dzięki membranie łączącej ich długie palce. Dinozaury, które wymarły pod koniec mezozoiku, ustąpiły miejsca ssakom, które na początku trzeciorzędu stały się dominującą klasą zwierząt na lądzie.
Okres czwartorzędowy
dzieli się na eoplejstocen, plejstocen i holocen. Ten ostatni rozpoczął się zaledwie 10 000 lat temu. Współczesna rzeźba i krajobrazy Ziemi powstały głównie w okresie czwartorzędu.
Zabudowa górska, która nastąpiła pod koniec trzeciorzędu, przesądziła o znacznym wzroście kontynentów i regresji mórz. Okres czwartorzędu charakteryzował się znacznym ochłodzeniem klimatu i powszechnym rozwojem zlodowacenia na Antarktydzie, Grenlandii, Europie i Ameryce Północnej. W Europie ośrodkiem zlodowacenia była Tarcza Bałtycka, skąd pokrywa lodowa rozciągała się na południową Anglię, środkowe Niemcy i środkowe regiony Europy Wschodniej. Na Syberii zlodowacenie pokrywy było mniejsze i ograniczało się głównie do obszarów podgórskich. W Ameryce Północnej pokrywy lodowe pokrywały rozległy obszar, obejmujący większość Kanady i północne Stany Zjednoczone aż po Illinois. Na półkuli południowej pokrywa lodowa czwartorzędu jest charakterystyczna nie tylko dla Antarktydy, ale także dla Patagonii. Ponadto zlodowacenie górskie było powszechne na wszystkich kontynentach.
W plejstocenie występują cztery główne etapy wzmożonego zlodowacenia, naprzemiennie z okresami międzylodowcowymi, podczas których warunki naturalne były zbliżone do współczesnych lub nawet cieplejsze. Ostatnia pokrywa lodowa w Europie i Ameryce Północnej osiągnęła swój największy zasięg 18–20 tys. lat temu i ostatecznie roztopiła się na początku holocenu.
W okresie czwartorzędu wymarło wiele trzeciorzędowych form zwierząt i pojawiły się nowe, przystosowane do chłodniejszych warunków. Na szczególną uwagę zasługują mamuty i nosorożce włochate, które w plejstocenie zamieszkiwały północne regiony. W bardziej południowych regionach półkuli północnej znaleziono mastodonty, tygrysy szablozębne itp. Kiedy pokrywy lodowe stopiły się, przedstawiciele fauny plejstoceńskiej wymarli, a ich miejsce zajęły współczesne zwierzęta. Ludzie prymitywni, w szczególności neandertalczycy, istnieli prawdopodobnie już w okresie ostatniego interglacjału, natomiast człowiek współczesny – Homo sapiens – pojawił się dopiero w ostatniej epoce zlodowacenia plejstocenu, a w holocenie zasiedlił całą kulę ziemską.
Literatura:
Strachow N.M. Rodzaje litogenezy i ich ewolucja w historii Ziemi. M., 1965
Allison A., Palmer D. Geologia. Nauka o stale zmieniającej się Ziemi. M., 1984
Istniał w różnych momentach historii geologicznej.
sytuacja tektoniczna i charakter przeszłości, rozwój skorupy ziemskiej, historia powstania i rozwoju - wypiętrzenia, rynny, fałdy, uskoki i inne elementy tektoniczne.
Geologia historyczna jest jedną z głównych gałęzi nauk geologicznych, która bada przeszłość geologiczną Ziemi w porządku chronologicznym. Ponieważ skorupa ziemska jest nadal dostępna dla obserwacji geologicznych, rozważanie różnych zjawisk i procesów naturalnych rozciąga się na skorupę ziemską. Na powstawanie skorupy ziemskiej wpływa wiele czynników, z których najważniejszymi są czas, warunki fizjograficzne i tektonika. Dlatego, aby przywrócić historię skorupy ziemskiej, rozwiązuje się następujące zadania:
Określanie wieku skał.
Przywrócenie fizycznych i geograficznych warunków powierzchni ziemi z przeszłości.
Rekonstrukcja ruchów tektonicznych i różnych struktur tektonicznych
Określenie budowy i wzorców rozwoju skorupy ziemskiej
1. Obejmuje badanie składu, miejsca i czasu powstawania warstw skalnych oraz ich korelację. Rozwiązuje go dział geologii historycznej - stratygrafia.
2. Uwzględnia klimat, rzeźbę terenu, rozwój starożytnych mórz, rzek, jezior itp. w minionych epokach geologicznych. Wszystkie te pytania są rozważane przez paleogeografię.
3. Ruchy tektoniczne zmieniają pierwotne występowanie skał. Powstają w wyniku poziomych lub pionowych ruchów poszczególnych bloków skorupy ziemskiej. Geotektonika zajmuje się określaniem czasu, charakteru i wielkości ruchów tektonicznych. Ruchom tektonicznym towarzyszą przejawy aktywności magmowej. Petrologia rekonstruuje czas i warunki powstawania skał magmowych.
4. Rozwiązywane na podstawie analizy i syntezy wyników rozwiązania trzech pierwszych problemów.
Wszystkie główne zadania są ze sobą ściśle powiązane i są rozwiązywane równolegle różnymi metodami.
Jako nauka geologia historyczna zaczęła kształtować się na przełomie XVIII i XIX w., kiedy to W. Smith w Anglii oraz J. Cuvier i A. Brongniard we Francji doszli do tych samych wniosków na temat sukcesywnej zmiany warstw i pozostałości znajdujących się w nich organizmów kopalnych. W oparciu o metodę biostratygraficzną zestawiono pierwsze kolumny stratigraficzne, przekroje odzwierciedlające pionową sekwencję skał osadowych. Odkrycie tej metody zapoczątkowało etap stratygraficzny w rozwoju geologii historycznej. W pierwszej połowie XIX w. ustalono niemal wszystkie główne podziały skali stratygraficznej, usystematyzowano materiał geologiczny w kolejności chronologicznej i opracowano kolumnę stratygraficzną dla całej Europy. W tym okresie w geologii dominowała idea katastrofizmu, która łączyła wszystkie zmiany zachodzące na Ziemi (zmiany w występowaniu warstw, powstawanie gór, wymieranie niektórych typów organizmów i pojawianie się nowych itp.) .) z poważnymi katastrofami.
Ideę katastrof zastępuje doktryna ewolucji, która wszystkie zmiany na Ziemi uważa za wynik bardzo powolnych i długotrwałych procesów geologicznych. Założycielami doktryny są J. Lamarck, C. Lyell, C. Darwin.
Do połowy XIX wieku. Należą do nich pierwsze próby rekonstrukcji warunków fizycznych i geograficznych poszczególnych epok geologicznych dla dużych obszarów lądowych. Prace te, przeprowadzone przez naukowców J. Dana, V.O. Kovalevsky i inni położyli podwaliny pod etap paleogeograficzny w rozwoju geologii historycznej. Ważną rolę w rozwoju paleogeografii odegrało wprowadzenie pojęcia facji przez naukowca A. Gressleya w 1838 r. Jej istota polega na tym, że skały tego samego wieku mogą mieć różny skład, odzwierciedlający warunki ich powstawania.
W drugiej połowie XIX w. wyłania się idea geosynklin jako rozległych rynien wypełnionych grubymi warstwami skał osadowych. A pod koniec wieku A.P. Karpinsky kładzie podwaliny pod doktrynę platform.
Idea platform i geosynklin jako głównych elementów budowy skorupy ziemskiej daje początek trzeciemu „tektonicznemu” etapowi rozwoju geologii historycznej. Po raz pierwszy zostało to opisane w pracach naukowca E. Oga „Geosynkliny i obszary kontynentalne”. W Rosji koncepcję geosynklin wprowadził F.Yu. Levinsona-Lessinga na początku XX wieku.
Tak więc widzimy to aż do połowy XX wieku. geologia historyczna rozwijała się z przewagą jednego kierunku naukowego. Na obecnym etapie geologia historyczna rozwija się w dwóch kierunkach. Kierunek pierwszy to szczegółowe badania historii geologicznej Ziemi w zakresie stratygrafii, paleogeografii i tektoniki. Jednocześnie doskonalone są stare metody badawcze i stosowane są nowe, takie jak: wiercenia głębokie i ultragłębokie, geofizyczne, paleomagnetyczne; wykrywanie przestrzeni, geochronologia absolutna itp.
Drugi kierunek to praca nad stworzeniem holistycznego obrazu historii geologicznej skorupy ziemskiej, zidentyfikowaniem wzorców rozwoju i ustaleniem związku przyczynowego między nimi.
1. Metoda iłów wstęgowych opiera się na zjawisku zmian składu osadów osadzających się w zbiorniku wody spokojnej podczas sezonowych zmian klimatycznych. W ciągu 1 roku powstają 2 warstwy. W sezonie jesienno-zimowym osadza się warstwa skał gliniastych, a w sezonie wiosenno-letnim warstwa skał piaszczystych. Znając liczbę takich par warstw, można określić, ile lat zajęło uformowanie się całej grubości.
2.Metody geochronologii jądrowej
Metody te opierają się na zjawisku rozpadu promieniotwórczego pierwiastków. Szybkość tego rozpadu jest stała i niezależna od warunków występujących na Ziemi. Podczas rozpadu promieniotwórczego zmienia się masa izotopów promieniotwórczych i gromadzą się produkty rozpadu – stabilne izotopy radiogeniczne. Znając okres półtrwania izotopu promieniotwórczego, można określić wiek zawierającego go minerału. W tym celu należy określić zależność pomiędzy zawartością substancji promieniotwórczej a produktem jej rozpadu w minerale.
W geochronologii jądrowej najważniejsze z nich to:
Metoda ołowiowa – wykorzystuje się proces rozpadu 235U, 238U, 232Th na izotopy 207Pb oraz 206Pb, 208Pb. Stosowanymi minerałami są monacyt, ortyt, cyrkon i uraninit. Okres półtrwania ~ 4,5 miliarda lat.
Potas-argon - podczas rozpadu K izotopy 40K (11%) zamieniają się w argon 40Ar, a reszta w izotop 40Ca. Ponieważ K występuje w minerałach skałotwórczych (skaleniach, mikach, piroksenach i amfibolach), metoda ta jest szeroko stosowana. Okres półtrwania ~ 1,3 miliarda. lata.
Rubid-stront - izotop rubidu 87Rb służy do wytworzenia izotopu strontu 87Sr (wykorzystywanymi minerałami są mika zawierająca rubid). Ze względu na długi okres półtrwania (49,9 miliardów lat) jest używany do najstarszych skał skorupy ziemskiej.
Radiowęgiel - stosowany w archeologii, antropologii i najmłodszych osadach skorupy ziemskiej. Izotop węgla radioaktywnego 14C powstaje w wyniku reakcji cząstek kosmicznych z azotem 14N i gromadzi się w roślinach. Po ich śmierci węgiel 14C ulega rozpadowi, a szybkość rozpadu wyznacza czas śmierci organizmów i wiek skał żywicielskich (okres półtrwania 5,7 tys. lat).
Wady wszystkich tych metod obejmują:
niska dokładność oznaczeń (błąd 3-5% daje odchylenie 10-15 milionów lat, co nie pozwala na rozwój stratyfikacji frakcyjnej).
zniekształcenie wyników na skutek metamorfizmu, gdy powstaje nowy minerał, podobny do minerału skały macierzystej. Na przykład serycyt-muskowit.
Niemniej jednak metody nuklearne mają przed sobą wielką przyszłość, ponieważ sprzęt jest stale udoskonalany, co pozwala na uzyskiwanie bardziej wiarygodnych wyników. Dzięki tym metodom ustalono, że wiek skorupy ziemskiej przekracza 4,6 miliarda lat, podczas gdy przed zastosowaniem tych metod szacowano go jedynie na dziesiątki i setki milionów lat.
Geochronologia względna określa wiek skał i kolejność ich powstawania metodami stratigraficznymi, a dział geologii badający zależności skał w czasie i przestrzeni nazywa się stratygrafią (od łac. warstwa-warstwa + greckie grapho).
biostratygraficzne lub paleontologiczne,
nie paleontologiczne.
Metody paleontologiczne (biostratygrafia)
Metoda opiera się na określeniu składu gatunkowego szczątków kopalnych organizmów starożytnych oraz idei ewolucyjnego rozwoju świata organicznego, zgodnie z którą osady starożytne zawierają pozostałości organizmów prostych, a młodsze organizmy o złożonych Struktura. Cecha ta służy do określenia wieku skał.
Dla geologów ważnym punktem jest to, że zmiany ewolucyjne w organizmach i pojawienie się nowych gatunków zachodzą przez pewien okres czasu. Granice przemian ewolucyjnych są granicami czasu geologicznego akumulacji warstw i horyzontów osadowych.
Metodę określania względnego wieku warstw przy użyciu wiodących skamieniałości nazywa się wiodącą metodą skamieniałości. Według tej metody warstwy zawierające podobne formy przewodnie są sobie równe. Metoda ta stała się pierwszą paleontologiczną metodą określania wieku skał. Na jego podstawie opracowano stratygrafię wielu regionów.
Aby uniknąć błędów, przy tej metodzie stosuje się metodę kompleksów paleontologicznych. W tym przypadku wykorzystuje się cały kompleks organizmów wymarłych występujących w badanych warstwach. W tym przypadku można wyróżnić:
1-formy kopalne, które żyły tylko w jednej warstwie; 2-formy, które jako pierwsze pojawiły się w badanej warstwie i przechodzą do warstwy leżącej powyżej (rysowana jest dolna granica warstwy); 3-formy przechodzące z warstwy dolnej i kończące swój byt w warstwie badanej (formy zachowane); 4-formy, które żyły w warstwie dolnej lub górnej, ale nie zostały znalezione w warstwie badanej (górna i dolna granica warstwy) .
Metody niepaleontologiczne
Główne z nich dzielą się na:
litologiczny
strukturalno-tektoniczne
geofizyczny
Metody litologiczne separacji warstw opierają się na różnicach poszczególnych warstw tworzących badane warstwy pod względem barwy, składu materiałowego (mineralogicznego i petrograficznego) oraz cech teksturalnych. Wśród warstw i jednostek w przekroju są takie, które znacznie różnią się tymi właściwościami. Takie warstwy i jednostki można łatwo zidentyfikować w sąsiednich wychodniach i można je śledzić na długich dystansach. Nazywa się je horyzontem znakującym. Metodę podziału warstw osadowych na poszczególne jednostki i warstwy nazywa się metodą oznaczania horyzontu. W przypadku niektórych regionów lub przedziałów wiekowych horyzontem znacznikowym mogą być międzywarstwy wapienia, łupków krzemionkowych, zlepieńców itp.
Metodę mineralogiczno-petrograficzną stosuje się, gdy nie ma horyzontu markerowego, a warstwy osadowe mają dość jednolity skład litologiczny, wówczas w celu porównania poszczególnych warstw przekroju i ich względnego wieku opierają się na cechach mineralogiczno-petrograficznych poszczególnych warstw. Przykładowo w kilku warstwach piaskowca zidentyfikowano minerały takie jak rutyl, granat, cyrkon i określono ich procentową zawartość. Na podstawie stosunku ilościowego tych minerałów grubość dzieli się na osobne warstwy lub poziomy. Tę samą operację przeprowadza się na sąsiednim przekroju, po czym wyniki porównuje się ze sobą i koreluje warstwy w przekroju. Metoda jest pracochłonna – konieczne jest wybranie i analiza dużej liczby próbek. Jednocześnie metodę tę można zastosować na małych obszarach.
Metoda strukturalno-tektoniczna – opiera się na idei istnienia przerw w sedymentacji na dużych obszarach skorupy ziemskiej. Przerwy w sedymentacji mają miejsce, gdy obszar basenu morskiego, w którym zgromadził się osad, podniesie się i na ten okres zatrzyma się powstawanie osadów. W kolejnych epokach geologicznych obszar ten może ponownie zacząć opadać, stając się ponownie basenem morskim, w którym gromadzą się nowe warstwy osadowe. Granica pomiędzy warstwami jest powierzchnią niezgodności. Wykorzystując takie powierzchnie, sekwencję osadową dzieli się na jednostki i porównuje w sąsiednich przekrojach. Sekwencje zawarte pomiędzy identycznymi powierzchniami niezgodnymi uważa się za mające ten sam wiek. W przeciwieństwie do metody litologicznej, metoda strukturalno-tektoniczna służy do porównywania dużych jednostek stratygraficznych w warstwach.
Szczególnym przypadkiem metody strukturalno-tektonicznej jest metoda rytmostratygraficzna. W tym przypadku sekcję osadową dzieli się na jednostki, które powstały w basenie podczas naprzemiennego osiadania i wypiętrzenia powierzchni sedymentacyjnej, czemu towarzyszyło postęp i cofanie się morza. Ta przemiana znalazła odzwierciedlenie w warstwach osadowych jako sekwencyjna zmiana poziomów skał głębinowych na płytkie i odwrotnie. Jeżeli w danym przekroju wielokrotnie obserwuje się taką sekwencyjną zmianę horyzontów, wówczas każdy z nich wyróżnia się rytmem. I według takich rytmów porównuje się przekroje stratygraficzne w obrębie jednego basenu sedymentacyjnego. Metoda ta jest powszechnie stosowana do korelacji przekrojów grubych warstw węglonośnych.
Procesowi powstawania ciał magmowych towarzyszy ich wnikanie w warstwy osadowe skał. Dlatego podstawą określenia ich wieku jest badanie związków pomiędzy ciałami magmowymi i żyłami a jednostkami skał osadowych, które przecinały i których wiek ustalono.
Metody geofizyczne opierają się na porównywaniu skał pod względem właściwości fizycznych. Metody geofizyczne w swojej istocie geologicznej zbliżone są do metody mineralogiczno-petrograficznej, gdyż w tym przypadku identyfikuje się poszczególne poziomy, porównuje ich parametry fizyczne i za ich pomocą koreluje przekroje. Metody geofizyczne nie mają charakteru niezależnego, ale są stosowane w połączeniu z innymi metodami.
Rozważane metody geochronologii absolutnej i względnej pozwoliły określić wiek i kolejność powstawania skał, a także ustalić okresowość zjawisk geologicznych i zidentyfikować etapy w długiej historii Ziemi. W każdym etapie warstwy skalne akumulowały się sukcesywnie, a akumulacja ta następowała przez pewien okres czasu. Dlatego każda klasyfikacja geochronologiczna zawiera podwójną informację i łączy w sobie dwie skale - stratygraficzną i geochronologiczną. Skala stratygraficzna odzwierciedla kolejność akumulacji warstw, a skala geochronologiczna odzwierciedla okres odpowiadający temu procesowi.
Na podstawie dużej ilości danych z różnych regionów i kontynentów stworzono wspólną dla skorupy ziemskiej Międzynarodową Skalę Geochronologiczną, odzwierciedlającą sekwencję podziałów czasowych, podczas których powstawały określone kompleksy osadów oraz ewolucję świata organicznego.
W stratygrafii jednostki są brane pod uwagę od dużych do małych:
eonothema - grupa - system - dział - poziom. Korespondują
eon - era - okres - epoka - wiek
