Stratygrafia to dział geologii zajmujący się porządkowaniem utworów geologicznych pod względem ich położenia w profilach geologicznych, ich wieku względnego i bezwzględnego oraz podziałem historii Ziemi na okresy czasowy. Wzajemne położenie utworów geologicznych w profilach nazywane jest następstwem geologicznym.
Chronostratygrafia to przyporządkowanie skał do jednostek stratygraficznych. Geochro-nologia to dzielenie czasu na jednostki stratygraficzne.
Jednostki geochronologiczne i skały powstałe w tym okresie (jednostki chronostratygra-ficzne) nazywają się prawie tak samo, np. trias, który trwał od 250 do 200 mln lat temu.
Niels Stensen sformułował trzy podstawowe prawa dotyczące stratygrafii, które wywodzą się z sedymentologii. Są to:
1. Zasada superpozycji – warstwy leżące wyżej są młodsze.
2. Zasada pierwotnej obocznej ciągłości – warstwa ma nieograniczoną rozciągłość, chyba że jest ograniczona kształtem podłoża lub zanika (wyklinowuje się) w kierunku krawędzi. 3. Zasada pierwotnej horyzontalności – warstwy mają pierwotnie poziomy strop i spąg.
Pod względem geochronologicznym trias dzieli się na podokresy – wczesny, środkowy i późny. Odpowiadają mu jednostki chronostratygraficzne odpowiednio – trias dolny, środkowy i górny. Nie należy zatem mylić podokresów geochronologicznych i chronostratygraficznych.
Datowanie bezwzględne skał opiera się głównie na fizycznych metodach datowania polega-jących się na badaniu składu izotopowego skał. Są to metody kosztowne i mają ograniczony zasięg czasowy. Datowanie względne jest wykorzystywane częściej niż bezwzględne ze względu na koszty.
Litostratygrafia to dział stratygrafii opierający się na ustalaniu wieku względnego skał na podstawie podobieństwa w rodzajach skał. Dwie warstwy mają podobny wiek, jeśli mają podobną budowę litologiczną. Jeśli na dwóch różnych stanowiskach występują takie same se-kwencje kilku warstw, to są one równowiekowe. Metoda ta daje się zastosować tylko jeżeli na różnych obszarach w tym samym okresie występowały te same procesy stratyfikacyjne.
Magnetostratygrafia to dział stratygrafii opierający się na ustalaniu wieku względnego skał na podstawie polaryzacji magnetycznej skał. Metoda magnetostratygraficzna datowania względnego opiera się na porównywaniu namagnesowania skał. Skały mogą wykazywać “nor-malną” polaryzację magnetyczną, odpowiadającą współczesnej polaryzacji pola magnetycznego lub polaryzację odwrotną. Na wykresach normalną polaryzację zaznacza się kolorem czarnym a odwrotną – białym. Takie same sekwencje polaryzacji magnetycznej osadów na dwóch różnych stanowiskach pozwalają stwierdzić, że sekwencje te są równowiekowe.
Biostratygrafia to dział stratygrafii opierający się na ustalaniu wieku względnego skał na podstawie występowania skamieniałości. Metodę względnego datowania biostratygraficznego odkrył Smith. Zasadę następstwa skamieniałości, która przypisuje określone gatunki skamie-niałości określonym okresom, nazwano czwartą zasadą stratygrafii.
Skamieniałości przewodnie to skamieniałości służące do określania względnego wieku skał. Są skamieniałościami organizmów, które miały szerokie rozpowszechnienie geograficzne i szeroką tolerancję ekologiczną. Czas trwania gatunku skamieniałości przewodniej musiał być krótki, a liczebność gatunku duża. Skamieniałości te muszą dobrze zachowywać się w stanie kopalnym. Gatunki muszą być łatwe do rozpoznania jedynie na podstawie fragmentów zachowanych ska-mieniałości.
Do skamieniałości przewodnich zalicza się m.in. trylobity, amonity, graptolity, konodonty i otwornice. Amonity pochodzą z mezozoiku, a otwornice z kenozoiku.
W geologii za skamieniałości przewodnie przyjmuje się najczęściej skamieniałości morskie. Większość osadów pokrywających powierzchnię Ziemi stanowią bowiem osady morskie. Dla archeologów skamieniałości morskie mają jednak mniejsze znaczenie.
Jednostkami geochronologicznymi wraz z odpowiadającymi im jednostkami chronostraty-graficznymi są kolejno: 1. eon – eonotem, 2. era – eratem, 3. okres – system, 4. epoka – oddział, 5. wiek – piętro.
International Commission on Stratigraphy, agenda należąca do ONZ, ustaliła tabelę straty-graficzną. Na dole tabeli umieszcza się okresy najstarsze. Tabele stratygraficzne są co pewien czas uaktualniane. “Złote gwoździe” to przełomy okresów posiadające swój stratotyp, czyli miejsce na Ziemi, gdzie odkryto skały pochodzące dokładnie z przełomu dwóch określonych okresów. Granica taka zostaje ostatecznie potwierdzona i jest już niezmienna dzięki stratoty-powi. Komisja ONZ zajmuje się m.in. ustalaniem lokalizacji stratotypów dla granic epok.
Najstarszy eon to hadeik. Z tego eonu nie ma zachowanych żadnych skał. Najstarsze skały pochodzą z archaiku, w którym nie było jeszcze żadnych organizmów żywych. W proterozoiku powstały pierwsze jednokomórkowce. Później nastąpił fanerozoik, który trwa do dziś. Fanero-zoik dzieli się na trzy ery – paleoFanero-zoik, mezoFanero-zoik i kenoFanero-zoik. KenoFanero-zoik dzieli się na trzy okresy – paleogen, neogen i czwartorzęd.
Czwartorzęd dzieli się na dwie epoki – plejstocen i holocen. Plejstocen dzieli się na cztery podepoki – galez, kalabr, środkowy plejstocen i górny plejstocen. Nie wszystkie granice mają już ustalone swoje stratotypy – “złote gwoździe”.
Holocen rozpoczął się 11 700 lat temu, późny plejstocen – 126 tys. lat temu, środkowy plejstocen – 781 tys. lat temu, kalabr – 1 806 tys. lat temu, a galez – 2 588 tys. lat temu.
Niektórzy uznają, że od XVIII wieku, od początku rewolucji przemysłowej trwa antropocen, czyli epoka, w której człowiek zaczął wpływać w sposób znaczący na skały. Niektórzy uważają, że początkiem antropocenu była intensyfikacja rolnictwa, wymieranie magafauny z przyczyn antropogenicznych lub rozpoczęcie prób nuklearnych.
Przez cały holocen klimat był stabilny i podobny do obecnego. W plejstocenie doszło do największych w dziejach wahań klimatu. Następowały naprzemiennie okresy ciepłe i zimne. W galezie i kalabrze nie było zlodowaceń. Do największych wahań klimatu na obszarze Polski doszło w plejstocenie środkowym i późnym.
Epokę plejstocenu dzieli się na zlodowacenia oraz interglacjały. Ostatnie zlodowacenie zo-stało nazwane przez Lindera zlodowaceniem Wisły. Ostatni interglacjał eemski, który bezpo-średnio je poprzedzał, trwał tyle samo czasu, ile trwa holocen. Interglacjał augustowski trwał nawet 100 tys. lat.
Dolny paleolit trwał do zlodowacenia Liwca. Później rozpoczął się paleolit środkowy. Gór-nemu paleolitowi odpowiada tylko końcówka zlodowacenia Wisły.
Palinolodzy szczegółowo badali cykl glacjalno-interglacjalny. W cyklu tym wyróżniono cztery okresy. Najzimniejszy jest okres kriokratyczny, po nim następuje ocieplenie w okresach protokratycznym i mezokratycznym, a następnie ochłodzenie w okresach oligokratycznym i telokratycznym.
Interglacjał to okres w plejstocenie, którego klimat był co najmniej tak ciepły, jak klimat holocenu na tym samym obszarze. Zlodowacenie to okres w plejstocenie pomiędzy inter-glacjałami. Zlodowacenia dzieli się na stadiały i interstadiały. Stadiały to okresy zimniejsze, a interstadiały to cieplejsze jednostki. Stadiały dzieli się na najzimniejsze fazy i cieplejsze interfazy.
Klimat z przeszłości można określić głównie na podstawie diagramów pyłkowych. Obrazują one zmiany roślinności w przeszłości, które były funkcją zmian klimatu. Jednak metoda ta może być stosowana tylko dla młodszych okresów, gdy gatunki roślin pokrywały się z obecnymi. Dla gatunków drzew żyjących w starszych okresach nie można określić właściwej im tolerancji termicznej, co czyni tę metodę bezużyteczną.
Klimat można też zrekonstruować na postawie stosunku izotopów tlenu 18O i16O w lodow-cach. Woda zwierająca cięższy izotop tlenu paruje wolniej. Zatem woda zawierająca izotop16O z większą częstotliwością wykonuje standardowy obieg w przyrodzie, a w zimnych klimatach jest szybciej wiązana w lodowcach. Izotop 16O zostaje w czasie glacjału związany w lodowcu, zaś w morzach wzrasta udział izotopu 18O.
Dawny klimat można też odtworzyć analizując skład chemiczny minerałów. Starsze osady zawierają dużo CaCO3 i tlenków żelaza. Młodsze osady zawierają składniki organiczne.
Paleoekologia to rekonstrukcja paleośrodowiska na podstawie tolerancji ekologicznej fauny kopalnej. Wyróżniono gatunki gryzoni typowe dla klimatów zimnych i ciepłych.
Roślinność stadium telokratycznego odpowiada obecnej roślinności. W stadium kriokra-tycznym, najzimniejszym, w Polsce północnej występował lodowiec, a w południowej – tundra. W stadium protokratycznym, po zaniku lodowców, roślinność wracała stopniowo na północ. Stadium mezokratyczne, najcieplejsze, charakteryzuje się występowaniem lasów liściastych w całej Polsce i w południowej Skandynawii. Ostatni raz stadium to nastąpiło w okresie od 8000 do 5000 lat temu.
W różnych zlodowaceniach zasięg lodowca był różny. W zlodowaceniu Wisły lądolód nie dotarł do Warszawy, ale zatrzymało się na jej przedpolu. W zlodowaceniu Sanu lodowiec wszedł aż do dolin karpackich.
Z interglacjału augustowskiego pochodzi stanowisko archeologiczne Kończyce Wielkie, z ferdynandowskiego – Trzebnica i Rusko, a ze zlodowacenia Odry – Racibórz. Ze środkowego paleolitu jest już znacznie więcej znalezisk archeologicznych.
Podział zlodowacenia Wisły na stadiały i interstadiały nie został jeszcze ostatecznie usta-lony. W obrębie interstadiału Grudziądza nastąpiło przejście z paleolitu środkowego do górnego. Holocen spełnia definicję interglacjału, może być więc nazwany ostatnim, trwającym obec-nie interglacjałem plejstocenu. Holocen podzielono na fazy pyłkowe. Podział wprowadzony został przez palinologów. Fazy posiadające w nazwie boreał (preboreał, boreał i subboreał) to okresy suche i zimne, a fazy posiadające w nazwie atlantyk (atlantyk i subatlantyk) to okresy wilgotniejsze i cieplejsze, charakteryzujące się występowaniem klimatu morskiego.
Holocen zaczął się od preboreału, a potem nastąpiły boreał, atlantyk, subboreał, a teraz trwa subatlantyk, który rozpoczął się wraz z początkiem epoki żelaza. Preboreał i boreał odpowiadają mezolitowi, atlantyk i początek subboreału odpowiadają neolitowi, zaś koniec subboreału to epoka brązu.
Klimatolodzy często odrzucają hipotezę o występowaniu globalnego ocieplenia. W średnio-wieczu klimat był cieplejszy niż obecnie, choć obecnie osiąga maksimum lokalne w przedziale 200-letnim. Wzrost notowanych temperatur może też wynikać z likwidacji najdroższych w utrzymaniu stacji pomiarowych położonych w najzimniejszych i najmniej dostępnych miej-scach.
2 Teoria tektoniki płyt
Najważniejszymi płytami tektonicznymi jest 7 płyt: afrykańska, antarktyczna, euroazja-tycka, indoaustralijska, pacyficzna, północnoamerykańska i południowoamerykańska. Mniejsze płyty nazywane są mikropłytami. Są to m.in. płyty Nazca, karaibska, arabska.
Tektonika jest nauką opisującą zjawiska związane z ruchami skorupy ziemskiej, opisuje wza-jemne ruchy płyt litosfery, które przesuwają się i zderzają ze sobą. Tektonika wyjaśnia procesy wulkaniczne oraz sejsmiczne, które koncentrują się wokół stref brzeżnych oceanów, a także tworzenie się łańcuchów górskich wzdłuż krawędzi oceanów.
Teoria dryfu kontynentów istniała już od dawna, ale dopiero w latach 70. XX wieku zaczęła rozwijać się właściwa tektonika.
Ziemię dzielimy na jądro wewnętrzne (stałe), zewnętrzne (płynne), płaszcz i skorupę ziem-ską oraz oceaniczną. Skorupa oceaniczna jest zbudowana głównie z ciężkich skał zasadowych, bogatych w żelazo i magnez, a skorupa kontynentalna zbudowana jest z lekkich skał kwaśnych, bogatych w krzemionkę i glin. Między skorupą a płaszczem znajduje się płynna astenosfera, która umożliwia ruchy znajdujących się nad nią płyt litosfery.
Granice między płytami mogą mieć charakter rozbieżny, zbieżny lub przesuwczy. Teoria dryfu kontynentów została opracowana przez Alfreda Wegenera (1880-1930) i Aleksandra du Toit (1878-1948). Du Toi koncentrował się na dowodach paleontologicznych. W różnych czę-ściach świata poszukiwał skamieniałości roślin i zwierząt, które mogły świadczyć o połączeniu niektórych kontynentów w przeszłości. Wegener gromadził argumenty o charakterze geologicz-nym. Wyszukiwał podobieństwa między formacjami skalnymi w tych samych warstwach stra-tyfikacyjnych. Osoby te poszukiwały więc różnego rodzaju przesłanek świadczących o dryfie kontynentów.
Wegener zauważył podobieństwo zarysów kontynentów po obu stronach Atlantyku. Porów-nywał wybrzeża wschodnie Ameryki Południowej i zachodnie Afryki.
Flora glossopterisowa została zauważona w różnych utworach skalnych na obszarach połu-dniowej Afryki, w Ameryce Połupołu-dniowej, w Indiach i Australii. Była to występująca w późnym paleozoiku grupa gatunków paproci nasiennej. Wysokość roślin należących do tej grupy sięgała kilkudziesięciu metrów.
Ten rodzaj roślinności występował też na Antarktydzie. Pozostałości flory glossopterisowej, występujące w złożach węgla kamiennego, były obecne na obszarze całej Gondwany, która istniała w późnym paleozoiku na południowej półkuli.
Przeciwnicy teorii dryfu kontynentów uważali, że w przeszłości geologicznej kontynenty, na których występowała flora glossopterisowa, połączone były pomostami lądowymi, które z czasem zostały zniszczone.
Inne obserwacje paleontologiczne dotyczyły zwierząt z rodzaju Mesosaurus. Zwierzęta te żyły w karbonie i permie, czyli dwóch ostatnich okresach ery paleozoicznej, około 300 mln lat temu. Zwierzęta z tego rodzaju były przedstawicielami gadów, żyły w środowiskach wodnych i miały długość ciała sięgającą 1 metra. Wzdłuż całego ogona występowała prawdopodobnie płetwa.
Zwierzęta te miały charakterystyczne kończyny przypominające płetwy. Tylne kończyny były trochę dłuższe i wraz z ogonem napędzały ciało. Zwierzęta z rodzaju Mesosaurus miały opływowy kształt. Otwory nosowe znajdowały się w górnej części czaszki, podobnie do dzi-siejszych krokodyli. Budowa zębów i ich dość duża liczba wskazuje na filtrowanie pokarmu planktonicznego z przepływającej wody. Nie były to zwierzęta drapieżne, które potrafiłyby złapać ofiarę i ją rozszarpać.
Zwierzęta te występowały na obszarze południowej części Ameryki Południowej oraz w południowo-wschodniej części Afryki.
Zwierzęta należące do rodzaju Lystrosaurus występowały na przełomie paleozoiku i me-zozoiku. Zachowały się szkielety tych zwierząt. Najwięcej przedstawicieli rodzaju pochodzi z wczesnego triasu, sprzed około 250 mln lat. Było to zwierzę roślinożerne, występujące w śro-dowisku lądowym. Długość ciała wynosiła około 1 metra, a jego wysokość – około pół metra. Zwierzęta ta były rozpowszechnione na całym świecie.
Du Toit opisał miejsca występowania szczątków różnych gatunków roślin i zwierząt. Zasięgi ich występowania przecinały obecne granice kontynentów, co świadczy o połączeniu kontynen-tów w przeszłości. Obserwował też współczesną florę i faunę. Zauważył podobieństwo między florą i fauną Madagaskaru oraz Indii, które odległe są o kilka tysięcy kilometrów. Zwrócił też uwagę na fakt, iż na Madagaskarze nie występują kopytne, które są charakterystyczne dla kontynentu afrykańskiego.
Wykonano zestawie tzw. geologicznej sekwencji gondwańskiej dla Antarktydy, Afryki, Ame-ryki Południowej i Indii. W okresach jury, triasu, permu i karbonu na kontynentach tych wy-stępowały te same skały w tych samych warstwach geologicznych w tej samej kolejności
straty-fikacyjnej. Dla karbonu i permu charakterystyczne były tylity, czyli warstwy glin lodowcowych. Dla jury charakterystyczne były warstwy bazaltowe.
Rysy lodowcowe na obszarze dawnej Gondwany układają się w kierunkach świadczących o dawnym połączeniu poszczególnych kontynentów. Rysy te są pozostałością po przesuwają-cym się dawniej po Gondwanie lądolodzie. Ścieżka jego wędrówki przecina dzisiejsze granice kontynentów. Ustalono też, że Andy oraz góry południowej Afryki i Australii były dawniej połączone.
Gondwana istniała w późnym paleozoiku, a późnej stała się częścią Pangei, której istnienie postulował Wegener. W 1915 roku Wegener wprowadził pojęcie Pangei, która istniała w latach 300-180 mln lat temu. Rozpadła się we wczesnym mezozoiku. Powstała w wyniku zamknięcia oceanu Reik i kolizji Laurazji z Gondwaną. Zdarzeniom tym towarzyszyła orogeneza hercyńska. Wegener pomylił się jednak datując rozpad Pangei na kenozoik, a nie na trias, który był pierwszym okresem mezozoiku. Obecnie wiadomo, że Pangea rozpadła się dużo wcześniej niż twierdził to Wegener.
Orogenezy towarzyszą dryfowi kontynentów. Innymi argumentami świadczącymi o dryfie kontynentów są argumenty paleomagnetyczne. Paleomagnetyzm to utrwalenie się pola magne-tycznego Ziemi podczas powstawania skał. Dane z różnych kontynentów – Ameryki Północnej i Eurazji, tworzą obraz rozchodzących się ścieżek. Rozważana musi być jednak wędrówka za-równo kontynentów, jak i biegunów magnetycznych.
Harry Hess (1906-1969) był pionierem badań paleomagnetycznych. Pływał on łodziami podwodnymi i za pomocą echosondy obserwował dna zbiorników morskich. Zaobserwował, że dna morskie pokryte są pagórkami o ściętym stożku, które nazwał gujotami. Ich rozmieszczenie i lokalizacja zostały przez niego szczegółowo opisane.
Hess opisał też grzbiety śródoceaniczne oraz rowy oceaniczne. Pozwoliło to na wyjaśnienie procesów, które powodują ruch płyt tektonicznych. Hess zauważył, że Grzbiet Atlantycki po-siada w swojej centralnej części dolinę ryftową. Grzbiet jest wyniesiony ponad dno oceaniczne na wysokość około 2 km.
Głębokość doliny ryftowej wynosi od 1 do 2 km, a jej szerokość około 50 km. Z obserwa-cji Hessa wynika, że w obrębie grzbietu śródoceanicznego znajdują się pozostałości procesów wulkanicznych.
Kolejne badania dotyczące rewersji biegunów magnetycznych prowadzili D.H. Matthews i F.J. Vine w 1963. Naprzemienne występowanie na dnie oceanu linii o określonej grubości po-siadających naprzemienną magnetyzację pozwoliło na stwierdzenie, że dno oceaniczne rozsuwa się z prędkością 1-2 cm roczne na Atlantyku, zaś znacznie szybciej na Pacyfiku.
A. Holmes opisał zjawisko konwekcji, które powoduje wynoszenie gorącej lawy na powierzch-nię w obrębie grzbietu oceanicznego w ramach tzw. spreadingu. W strefach subdukcji, w rowach oceanicznych, skorupa oceaniczna jest pochłaniana. Siła grawitacji oddziałuje na subdukujące płyty tektoniczne. Być może część energii w procesach tektonicznych ma zewnętrzne źródło, np. oddziaływania pływowe księżyca.
Na płytach kontynentalnych występują tzw. plamy gorąca. Następuje nieustanne rozciąga-niw kontynentów i ich wkraczanie na teren ryftu morza. Zjawiska te są najwyraźniej obserwo-walne w Afryce, która wkracza na obszar Morza Czerwonego, znającego się na terenie doliny ryftowej.
Źródłami ciepła są grzbiety śródoceaniczne oraz plamy gorąca pod kontynentami. Na całej kuli ziemskiej jest kilkadziesiąt plam gorąca o stosunkowo małym zasięgu. Źródła plam gorąca znajdują się w górnej warstwie płaszcza ziemskiego.
Doliny ryftowe powstały się m.in. w Afryce Wschodniej. Gdy dolina ryftowa osiąga wy-starczającą głębokość, jest zalewana przez morze, tak jak stało się to w przypadku Morza Czerwonego.
Na wschodnich i zachodnich wybrzeżach Pacyfiku zachodzi intensywna subdukcja, co wiąże się z intensywnym wulkanizmem i trzęsieniami ziemi.
Kolizja dwóch płyt oceanicznych powoduje powstanie łuku wulkanicznego oraz głębokich trzęsień ziemi na głębokości około 250 km. Jedna lub obie płyty ulegają subdukcji. W przy-padku kolizji płyty oceanicznej i kontynentalnej, płyta oceaniczna ulega subdukcji, a na skraju płyty kontynentalnej ma miejsce silny wulkanizm i orogeneza gór. W przypadku kolizji dwóch płyt kontynentalnych wypiętrzają się góry położone na ich skraju i następuje orogeneza.
3 Różnorodność życia na Ziemi
Początki życia na Ziemi są jedynie skromnie poznane. Nie wiadomo, gdzie i kiedy pojawiło się życie. Pierwsze świadectwa w zapisie kopalnym od znacznie późniejsze od samych początków życia i dotyczą czysto biologicznej ewolucji organizmów.
Organizmy żywe można definiować na wiele sposobów. Jednym z nich jest przyjęcie, że życie jest definiowane przez zestaw biochemicznych funkcji odbywających się w organizmach. Warunkują one możliwość przekazywania kolejnym pokoleniom organizmów kodu genetycznego. Cechami istoty żywej są autoreplikacja, czyli zdolność do reprodukcji (samoodtwarzania) oraz autoregulacja, czyli zdolność do podtrzymywania wewnętrznych reakcji chemicznych. W procesach tych potrzebne są białka.
Składnikami organizmów żywych, które występują w każdym organizmie są białka zbudo-wane z aminokwasów oraz kwasy nukleinowe (DNA, RNA).
Kwas RNA posiada bardziej zróżnicowane funkcje w organizmie. Zakłada się, że RNA powstał przed DNA i to od niego zaczęła się darwinowska ewolucja.
Wszystkie organizmy żywe wyróżniają się budową komórkową.
Istnieje rozbieżność dotycząca miejsca powstania życia. Niektórzy zakładają, że życie przy-było na Ziemię z kosmosu. Dowodami na powstawanie związków organicznych w kosmosie są badania chondrytów węglistych oraz analiza widma świecącego gazu i pyłu międzygwiezdnego. Podróż w przestrzeni międzygwiezdnej mogły przetrwać substancje organiczne, a nie organizmy żywe. W latach 70. i 80. XX wieku hipoteza ta była bardzo rozpowszechniona. W 1969 w Australii spadano chondryt węglisty, który spadł z kosmosu. Znaleziono w nim aminokwasy i inne związki organiczne.
Analiza widma świecącego gazu i pyłu międzygwiezdnego doprowadziła również do wykrycia aminokwasów. Każdego roku na powierzchnię Ziemi spadają tysiące cząsteczek organicznych, z których 10% stanowią aminokwasy budujące białka organizmów żywych.
Inni uznają, że życie powstało na Ziemi, gdyż tylko tu panują odpowiednie warunki. Zwłasz-cza istotna jest wielkość planety i temperatura panująca na Ziemi. Warunki takie nie występują na innych planetach. Wielkość planety jest odpowiednia ze względu na panujące przyspieszenie grawitacyjne. Jest ono wystarczająco duże, aby utrzymać atmosferę bogatą w tlen i ozon, za-trzymującą promieniowanie ultrafioletowe i wystarczająco małe, by gęsta atmosfera nie zgniotła organizmów żywych i nie blokowała dostępu światła słonecznego do powierzchni Ziemi.
Od początku ery paleozoicznej, okresu kambru, występowało życie w dzisiejszej formie. Życie w kambrze był już zróżnicowane.
W eonach archaiku i proterozoiku nie istniały złożone formy życia. Archaik trwał od po-wstania Ziemi od początku proterozoiku (4,5 mld-2,5 mld lat temu). Proterozoik trwał w latach 2,5 mld-540 mln lat temu. Te dwa eony określa się jako prekambr. Pokrywają się one z 90%