Nauka o środowisku (wykład)

Nauka o środowisku

Notatki z wykładu

rok akademicki 2013/2014

Opracowanie notatek:

Paweł Borycki

Wykład prowadziła:

dr Joanna Piątkowska-Małecka

Instytut Archeologii

Uniwersytet Warszawski

11 czerwca 2014

Wstęp

Dokument nie jest oficjalnym skryptem do wykładu zatwierdzonym przez prowadzącego zaję-cia. Zawiera notatki z zajęć będącym swobodnym zapisem poruszonych tematów w zakresie ustalonym przez autorów notatek.

Notatki zapisane w języku LA_{TEX mogą być rozwijane i poszerzane przez wszystkich}

uczest-ników zajęć. Osoby chętne do poszerzania notatek proszone są o kontakt mailowy. Wszystkie materiały w wersjach aktualnych oraz wersje archiwalne dokumentów znajdują się pod adresem internetowym projektu http://code.google.com/p/notatki-archeo/.

Wszelkie uwagi dotyczące notatek należy zgłaszać na adres e-mailowy

Spis treści

1 Geologia 4

1.1 Procesy sedymentacyjne . . . 4

1.1.1 Podstawowe pojęcia. . . 4

1.1.2 Rodzaje skał osadowych . . . 5

1.1.3 Środowiska sedymentacyjne . . . 6

1.2 Procesy postsedymentacyjne . . . 10

1.3 Stratygrafia i czwartorzęd . . . 15

2 Teoria tektoniki płyt 18

3 Różnorodność życia na Ziemi 21

4 Ewolucja życia 24

5 Środowiska życia na Ziemi 26

6 Historia zwierząt 27

7 Historia roślin na Ziemi 34

8 Udomowienie zwierząt 37

9 Udomowienie roślin 40

10 Archeozoologia 44

11 Archeozoologia 2 49

12 Archeozoologia – przykłady analiz 52

13 Archeobotanika 55

14 Podstawy archeobotaniki 57

1

Geologia

1.1

Procesy sedymentacyjne

1.1.1 Podstawowe pojęcia

Skały dzielimy na osadowe, wulkaniczne i przeobrażone. Procesy sedymentacyjne dotyczą skał osadowych, które są szczególnie ważne z punktu widzenia archeologii. Jedynie w skałach osadowych mogą znajdować się pozostałości archeologiczne.

Sedymentacja to proces osadzania się, akumulacji, depozycji, a więc powstawania skał osadowych. Sedymentacja to gromadzenie się materiału donoszonego do miejsca jego ostatecz-nego złożenia przez czynniki transportu geologiczostatecz-nego, w warunkach ciśnienia i temperatury charakterystycznych dla powierzchni Ziemi.

Struktura sedymentacyjna jest makroskopową formą przestrzenną osadu utworzoną w czasie sedymentacji, wyrażającą się niejednorodnym rozmieszczeniem materiału budującego osad. Strukturami sedymentacyjnymi są:

• warstwowania,

• laminacje – drobne warstwowania,

• ślady – powstałe na wskutek działania organizmów żywych, • hieroglify – naturalne odlewy powstające we wklęsłych śladach,

• riplemarki – drobne zmarszczki powstające w wyniku przepływu wody lub działania czyn-ników eolicznych.

Ślady wchodzące w skład niższych warstw towarzyszą hieroglifom występującym w war-stwach wyższych.

Baseny sedymentacyjne to obszary gromadzenia się osadów. Baseny występują w na-turalnych obniżeniach geologicznych, np. rowach tektonicznych, które powstają na wskutek subsydencji. Subsydencja to powolne obniżanie się poziomu skorupy ziemskiej. Basenem sedymentacyjnym jest Kotlina Warszawska, do której spływają liczne rzeki, np. Wisła, Bug, Narew. Basem sedymentacyjnym jest także cały ocean i akwen wodny.

Cykl Davisa opisuje cykl następujących kolejno po sobie erozji, transportu i akumulacji. Te trzy procesy występują w odniesieniu do jednego materiału skalnego w cyklu naprzemien-nie. Transport odbywa się za pomocą tzw. mediów transportu – wody płynącej, wiatru lub lodowców.

Wietrzenie skał to rozpad mechaniczny lub rozkład chemiczny skał pod wpływem czynni-ków egzogenicznych. Wietrzenie zachodzi w jednym, stałym miejscu i jego produkty pozostają w tym samym miejscu. Erozja to mechaniczne usuwanie części skał przez medium transpor-tujące z ich pierwotnej lokalizacji. Części skał podlegające erozji są produktami wietrzenia lub fragmentami skał niezwietrzałych.

Wietrzenie może mieć charakter mechaniczny (fizyczny), chemiczny lub biologiczny. Wy-różnianie wietrzenia biologicznego jest kwestią dyskusyjną. Korzenie mogą przyczyniać się do wietrzenia mechanicznego, jak i chemicznego. Wietrzeniem biologicznym nazywa się połączenie wpływu czynników fizycznych i chemicznych.

Erozja może być podzielona na erozję rzeczną, abrazję rzeczną, morską lub lodowcową, deflację, korazję, denudację (zsuwanie się materiały w dół stoku) oraz egzarację.

Siła nośna medium transportującego jest wykorzystywana do przenoszenia skał. Określa ona, jak dużo materiału może przenieść medium transportujące oraz jak ciężki pojedynczy fragment skały medium może przenieść. Siła nośna wody i wiatru zależy od prędkości ich

przepływu. Przepływ to objętość wody przepływająca przez daną powierzchnię przekroju po-przecznego w czasie jednej sekundy.

Q = V S · δt[ m3 m2_{· s} = m s ]

1.1.2 Rodzaje skał osadowych

Diageneza to procesy zachodzące w skale po jej osadzeniu. Procesami diagenezy są lityfi-kacja, kompakcja i rekrystalizacja. Procesy te zachodzą na powierzchni Ziemi lub płytko pod jej powierzchnią. Nie są to procesy endogeniczne.

Lityfikacja to proces twardnienia skały, np. przekształcenia się piasku w piaskowiec. Pro-ces odbywa się poprzez krystalizację minerałów w porach między kryształami skały osadowej. Pory te w skale luźnej są wypełnione powietrzem. W czasie procesu lityfikacji pory są wypeł-niane przez spoiwo, podobne pod względem składu chemicznego do samego minerału. Spoiwo powoduje sklejenie skały osadowej. Minerałem spajającym mogą być m.in. getyt, hematyt lub kwarc.

Skały przed lityfikacją to skały niezlityfikowane, czyli osady. Skałami po lityfikacji są skały zlityfikowane, czyli skały lite, np. piaskowiec lub wapień.

Kompakcja to fizyczne zgniatanie skały i wypełnianie przestrzeni porowych w wyniku zgniecenia. Rekrystalizacja polega na rozpuszczaniu kryształów i ich ponownej krystalizacji w innej strukturze krystalicznej.

Osad to skała osadowa, w której nie zaszły jeszcze procesy diagenetyczne. Skały luźne pochodzą najczęściej z czwartorzędu, a skały lite są starsze od czwartorzędu.

Skały osadowe dzieli się na klastyczne (okruchowe), chemiczne i organogeniczne. Skały okruchowe (klastyczne) powstają w wyniku wietrzenia mechanicznego, zaś skały chemiczne powstają w wyniku krystalizacji zachodzącej po wietrzeniu chemicznym.

Niektórzy wyróżniają skały organogeniczne, które powstają najczęściej w środowisku wod-nym, w wyniku obumierania organizmów żywych. Skałami organogenicznymi są m.in. wapienie i węgiel. Skały organogeniczne można również podzielić na okruchowe i chemiczne. Opadanie liści może być uznane za proces powodujący powstawanie skały osadowej.

W warstwach archeologicznych najczęściej występują skały okruchowe. W Polsce dominują skały lodowcowe, zaś rzadziej występują osady rzeczne, eoliczne, jeziornolodowcowe i rzeczno-lodowcowe.

W zależności od rozmiaru pojedynczych ziaren wyróżnia się następujące frakcje skał osado-wych luźnych:

1. żwirowa < 2 mm – Ż (G) ang. gravel 2. piaskowa 0,1-2 mm – P (S) ang. sand

(a) gruboziarnista 0,5-2 mm – Pg (Sc) (b) średnioziarnista 0,25-0,5 mm – Ps (Sm)

(c) drobnoziarnista 0,063 (0,1)-0,25 mm – Pd (Sf)

3. mułowa (pyłowa) 0,0039-0,063 (0,1) mm – mk, Π (Si, F) ang. silt 4. iłowa < 0,0039 mm – I (C) ang. clay

W nawiasach podano symbole angielskojęzyczne osadów odpowiadających poszczególnym frakcjom. Skrót H (H) oznacza domieszkę próchnicy w osadzie.

Frakcja żwirowa jest najtrudniejsza do poruszenia przez media transportu geologicznego. Pozostałe frakcje są łatwiejsze do przetransportowania ze względu na mniejsze średnice ziaren.

Frakcjami gruboziarnistymi są żwir i piasek, a do frakcji drobnoziarnistych zaliczane są muły i iły. Granica średnicy ziarna 0,1 mm rozdzielająca piaski od mułów jest zbliżona do rozdzielczości ludzkiego wzroku. Można zatem rozróżnić ziarenka piasku za pomocą wzroku, co nie jest możliwe przypadku mułu i iłu.

Iły są zbudowane najczęściej z minerałów ilastych, zaś pyły powstają z innych minerałów. Minerały ilaste mają specyficzne właściwości fizyczne. Pod wpływem wody pęcznieją, a po nawodnieniu ulegają czasowej cementacji. Pyły po wyschnięciu ponownie stają się sypkie i nie ulegają cementacji.

Piaski, żwiry, pyły, muły i iły to skały osadowe luźne, czyli osady, zbudowane z frakcji o od-powiednich rozmiarach. Pył powstaje w środowisku eolicznym, zaś muł powstaje w środowisku wodnym. Ceramikę wykonuje się najczęściej z iłu.

W osadzie mogą występować różne ilości ziaren różnych frakcji. Skład mieszaniny trójskład-nikowej opisuje się na diagramie potrójnym de Finettiego. W trójkącie opisuje się zawartość frakcji piaskowej, pyłowej i iłowej w osadzie poprzez zaznaczenie jednego punktu na wykre-sie odpowiadającego składowi mieszaniny. Trójkąt taki może służyć do opisu składu każdej mieszaniny trójskładnikowej.

Skały nazywa się różnie w zależności od ich składu. Skały składające się głównie ze skał jednej frakcji nazywa się piaskami, pyłami lub iłami. Ich mieszaniny nazywane są w geologii inżynierskiej: iłami piaszczystymi, glinami piaszczystymi zwięzłymi, glinami piaszczystymi, piaskami gliniastymi, glinami zwięzłymi, glinami, pyłami piaszczystymi, piaskami pylastymi, iłami pylastymi, glinami pylastymi zwięzłymi, glinami pylastymi.

Glina to mieszanina wszystkich trzech frakcji, w której każda frakcja jest reprezentowana w znaczącej ilości. Iły są najmniej korzystne jako podłoże dla inżynierii budowlanej, zaś piaski są najkorzystniejsze.

Skład mieszaniny można analizować w procesie analizy sitowej lub analizy sedymentacyj-nej, w której mierzy się szybkość opadania poszczególnych frakcji na dno w wodzie. Skład mieszaniny opisać można stosując następującą notację:

• frakcja A z frakcją B – dwie frakcje są wymieszane – A + B,

• frakcja A na pograniczu B – wszystkie ziarna są tej samej wielkości, ale ich średnica jest na pograniczu dwóch frakcji – A / B,

• frakcja A z przewarstwieniami B – warstwy B oddzielają od siebie kolejne różne warstwy frakcji A – A // B.

Często występujące mieszaniny frakcji określa się jako: • Glina (ang. loam): G (L) = Ż + P + Π + I

• Piasek gliniasty (ang. loamy sand ): P + Π + I • Pospółka: Ż + P

1.1.3 Środowiska sedymentacyjne

Środowisko sedymentacyjne to obszar gromadzenia się osadów, czyli basen sedymenta-cyjny, wraz z charakterystycznymi dla niego warunkami fizycznymi, chemicznymi i biologicz-nymi, które wpływają na zachodzące na tym obszarze procesy sedymentacyjne. Wyróżnia się morskie oraz lądowe środowiska sedymentacyjne.

Środowiska morskie dzieli się na głębokomorskie, szelfowe, międzypływowe, plażowe, lagu-nowe i rafowe. Środowiska lądowe dzieli się na rzeczne, lodowcowe, wodnolodowcowe, jeziorne, bagienne, eoliczne, stokowe i jaskiniowe.

Środowiska rzeczne dzieli się ze względu na typ rozwinięcia koryta rzecznego. Koryto rzeczne może posiadać rozwinięcie prostolinijne, meandrujące, roztokowe lub anastomozujące.

Rzeki roztokowe mają wiele koryt, które często się ze sobą kontaktują. Między korytami znajdują się odsypy śródkorytowe, zaś na brzegu znajdują się odsypy brzeżne. Rzeki roztokowe nie powodują powodzi w odróżnieniu od rzek meandrujących. Koryto rzeki roztokowej wypełnia całą dolinę rzeczną. Stan wody w rzece oraz kształt koryt zmienia się często, nawet w cyklu dobowym.

Rzeki roztokowe występują na obszarach suchych lub zimnych, gdzie nie rozwija się roślin-ność. Większość rzek górskich na obszarze Polski jest rzekami roztokowymi. Rzeki roztokowe niosą piaski i żwiry, które tworzą odsypy. Odsypy mają łagodne zbocze od strony odprądowej i spadziste zbocze od strony zaprądowej.

Sedymentacja następuje po stronie zaprądowej, zaś erozja po stronie odprądowej. W ten sposób odsyp nieustannie przesuwa się pod względem kierunku i zwrotu zgodnie z prądem rzeki. Na jednym odsypie może powstawać nowy odsyp.

W osadach rzeki roztokowej powstaje warstwowanie przekątne tabularne, które jest charakterystyczne dla rzeki roztokowej. Osady rzeki roztokowej są gruboziarniste.

Rzeki meandrujące składają się z meandrów. Na jednym brzegu, zwanym brzegiem aku-mulowanym, powstaje odsyp meandrowy, zaś drugi brzeg jest erodowany. W zakolu woda po-rusza się ruchem spiralnym między brzegiem erodowanym i akumulowanym. Brzeg erodowany jest stromy, a brzeg akumulowany jest łagodny. Woda, unosząc się na łagodnym zboczu brzegu akumulowanego, wytraca swoją siłę nośną. Najgrubszy żwir odkłada się jako bruk erozyjny na dnie, zaś coraz wyżej, bliżej brzegu, odkłada się coraz drobniejszy materiał.

Rzeki meandrujące mają skłonności do powodowania powodzi. Wtedy powstają równie za-lewowe i wały powodziowe. Równie zaza-lewowe składają się tylko z najdrobniejszych materiałów – pyłów i iłów. Wały powodziowe to nagromadzenia materiału grubszego powstające w cza-sie cofania się fali powodziowej w końcowej fazie powodzi. Materiał ten nie jest przenoszony ponownie do koryta, ale odkłada się w postaci wału ciągnącego się wzdłuż koryta.

Rzeki meandrujące tworzą starorzecza, gdy meander zostaje odcięty. Starorzecza są z cza-sem wypełniane torfami. Równie zalewowe wnikają w czasie powodzi także do starorzecza rozdzielając dwie warstwy torfów – sprzed powodzi i powstające po niej. Torf nie jest warstwo-wany.

Na dnie rzek meandrujących, w kanale erozyjnym, odkłada się bruk erozyjny. W osa-dach rzek meandrujących, w odsypie meandrowym, powstają charakterystyczne warstwowa-nia przekątne riplemarkowe oraz warstwowawarstwowa-nia przekątne rynnowe. Frakcje powo-dziowe na równiach zalewowych tworzą warstwowania horyzontalne.

W osadach rzek meandrujących występują osady: • gruboziarniste – facja korytowa,

• drobnoziarniste – facja powodziowa, • organiczne – facja starorzeczna.

W rzekach roztokowych dominuje erozja brzegowa, a nie denna. Rzeki takie występują w klimacie suchym lub zimnym, przy ubogiej roślinności. Rzeki meandrujące powstają przy gęstej roślinności, dominuje w nich erozja denna. W plejstocenie w Polsce dominowały rzeki roztokowe, a w holocenie rzeki meandrujące. Obecnie rolnictwo i regulacja rzek sprawiają, że rzeki coraz częściej zmieniają charakter z meandrującego na roztokowy, odzyskując swój charakter z plejstocenu.

Wszystkie środowiska sedymentacyjne, nie tylko rzeczne, obecnie bardziej przypominają środowiska sedymentacyjne plejstocenu niż wczesnego holocenu. Tendencja ta nasila się. W

plejstocenie, gdy na obszarze Polski występowała tundra, rzeki miały charakter roztokowy. W holocenie rzeki nabrały charakteru meandrującego, ale obecnie, od średniowiecza, rzeki znów zmieniają charakter z meandrującego na roztokowy. Zjawisko to dotyczy m.in. Wisły. Pojawiają się odsypy brzeżne i odsypy śródkorytowe. Zjawisko to jest związane z deforestacją i rozwojem rolnictwa.

Ta sama tendencja dotyczy od średniowiecza także innych środowisk sedymentacyjnych, które przypominają coraz bardziej plejstocen.

W środowisku eolicznym następuje deflacja, czyli wynoszenie materiału skalnego przez wiatr, korazja, czyli niszczenie materiału skalnego przez okruchy mineralne niesione przez wiatr, oraz akumulacja eoliczna.

Eologliptolity to kamienie, które noszą ślady obróbki eolicznej na górnej powierzchni i są produktami korazji. Korazja prowadzi też do powstania grzybów skalnych i skomplikowanych formacji eolicznych. Graniaki to eologliptolity posiadające kilka płaszczyzn obróbki eolicznej oddzielonych od siebie ostrymi krawędziami.

Wiatr usuwa drobny materiał pozostawiając na powierzchni bruk deflacyjny, czyli żwi-rowy materiał, spomiędzy którego wiatr usunął drobniejszy materiał. Z czasem bruk eoliczny poddawany jest korazji i powstają z niego eologliptolity.

W tym samym miejscu po pewnym czasie następuje akumulacja eoliczna. W ten sposób powstaje wydma, która w swoim spągu posiada bruk deflacyjny składający się z kamieni i żwiru.

Wydmy to najczęstsze produkty akumulacji eolicznej. Innymi formami akumulacji eolicznej są pola piasków przewianych oraz riplemarki. Wydmy zbudowane są podobnie do odsypów śródkorytowych w rzece roztokowej. Po stronie odwietrznej następuje erozja, a po stronie zawietrznej akumulacja. Wydmy przenoszą się podobnie jak odsypy śródkorytowe.

Wydma zaczyna powstawać na przeszkodzie fizycznej, która blokuje przenoszenie materiału skalnego przez wiatr. W odsypach śródkorytowych występują warstwowania przekątne tabu-larne, zaś w wydmach powstają warstwowania przekątne krzyżowe.

Różnica wynika z faktu zmienności kierunku wiatru. Prąd w rzece ma stały kierunek prze-pływu, zaś wiatr ma kierunek zmienny. Dlatego wydmy ulegają nieustannej przebudowie. W wydmie znajdują się też pozostałości starych wydm powstałych w wyniku wiania wiatru o innym kierunku. Powierzchnie spągowe poszczególnych warstw wydmy przecinają się pod różnymi kątami.

Osady wydmowe od odsypów śródkorytowych można odróżnić też udziałem poszczególnych frakcji. W wydmach jest jedynie bardzo dobrze posortowany materiał piaskowy i nie występują w nich inne frakcje.

Na powierzchni wydm występują zmarszczki, czyli riplemarki eoliczne, które są małymi formami akumulacyjnymi. Liczne wydmy położone na spójnym obszarze tworzą pole wydmowe. Na polu wydmowym, między wydmami, znajdują się deflacyjne obniżenia, z których pochodzi materiał piaskowy budujący wydmy. Pod względem kształtu wydmy można podzielić na wydmy paraboliczne i barchany.

Płaty lessowe lub wyżyny lessowe są również eolicznymi formami akumulacyjnymi. Pod względem kształtu przypominają one wydmy, ale zbudowane są z pyłu, a nie z piasku. Czasami posiadają jednak domieszki piasku. Pyły eoliczne, nazywane lessami, rozdzielone są często warstwami gleb kopalnych.

W formach eolicznych gleby kopalne zachowują się dużo częściej niż w formach rzecznych i lodowcowych, gdyż wiatr jest medium transportu geologicznego o najniższej sile i nie powoduje uszkodzenia gleb. Gleby kopalne pozwalają na rekonstrukcję dawnego środowiska.

Osady eoliczne dzielimy na eologliptolity (bruk deflacyjny), piaski wydmowe i pyły lessowe. Środowisko jeziorne dzielimy na cyrkowe, wytopiskowe, rynnowe i starorzecza. Jeziora cyrkowe to jeziora górskie powstające na miejscu dawnych lodowców. Jeziora wytopiskowe po-wstają w miejscach, w których bryły lodowca pozostawały przez dłuższy czas nie roztapiając się. W ten sposób powstawały zagłębienia, w których później gromadziła się woda. Jeziora rynnowe powstawały w rynnach, które również zostały wykształcone przez posuwający się lodowiec. W jeziorach wytopiskowych i rynnowych sedymentacja jeziorna występuje w najpełniejszej formie. Zjawisko sukcesji jeziornej ma charakter biologiczny lub geologiczny. Jeziora zarastają roślinnością i przekształcają się w torfowiska. W jeziorach odkłada się również materiał geolo-giczny.

Jeziora wytopiskowe powstają w zimnym klimacie. Nie występuje w nich początkowo żadna roślinność. Z czasem pojawiają się w nich piaski i muły, które gromadzą się na dnie. W trakcie ocieplania się klimatu w holocenie w jeziorach pojawiały się rośliny. Wiąże się to ze zmianą charakteru sedymentacji z geologicznej na biologiczny. Dwutlenek węgla z atmosfery rozpusz-cza się w wodzie jeziornej. Powstają aniony wodorowęglanowe, które ułatwiają rozpuszrozpusz-czanie kalcytu. Kationy wapniowe pozostają w równowadze z anionami wodorowęglanowymi.

Z czasem pojawiają się rośliny, głównie glony, które do procesu fotosyntezy odbierają dwutle-nek węgla. Wokół glonów, służących jako ośrodki krystalizacji, wytrącają się kryształy węglanu wapnia. W ten sposób powstaje osad, który odkłada się na dnie i jest nazywany kredą jeziorną. Jest to biały osad złożony głównie z CaCO3.

Następnie powstaje kolejna warstwa złożona z rozkładających się roślin, która ma ciem-niejszą barwę. Osad ten nazywany jest gytią. Powstaje ze szczątków roślin wodnych, które powodują też krystalizację węglanu wapnia. Gytia jest mieszaniną CaCO3 oraz pozostałości

organicznych. Ma odczyn alkaliczny i reaguje z kwasami.

Torf składa się wyłącznie z organicznych pozostałości roślin przybrzeżnych, które nie mają wpływu na równowagę jonów wapniowych i wodorowęglanowych w jeziorze.

W środowiskach jeziornych powstają warstwowania horyzontalne. Jednej warstwie od-powiada jeden rok. W jeziorach odkładają się osady klastyczne – piaski, iły i żwiry, chemiczne – kredy jeziorne oraz biologiczne – gytie i torfy.

Środowiska wodnolodowcowe dzieli się na rzecznolodowcowe, czyli fluwioglacjalne oraz jeziornolodowcowe, czyli limnoglacjalne. Wyróżnia się też środowiska czysto lodowcowe, czyli glacjalne.

Lodowce tworzą się w cyrku lodowcowym, pozostałościami po których są jeziora cyrkowe. Z czasem lód nie mieści się już w cyrku i powstaje schodzący od cyrku jęzor lodowcowy. Gdy topnienie jest równoważone przez akumulacją następuje stagnacja czoła. Choć lodowiec jest cały czas w ruchu, czoło lodowca pozornie nie porusza się. W klimacie cieplejszym następuje recesja czoła lodowca, zaś w klimatach zimnych, gdy akumulacja jest intensywniejsza od top-nienia, ma miejsce transgresja czoła. Lód tworzący lodowiec jest nieustannie w ruchu od cyrku przez jęzor lodowcowy.

Podstawowe formy lodowcowe to kemy, wytopiska, doliny rynnowe, ozy, moreny denne, moreny czołowe, sandry i pradoliny. Moreny denne to rozległe, płaskie osady złożone z glin, znajdujące się na dnie lodowca. Gdy lodowiec wycofa się morena denna pozostaje jako forma polodowcowa. Moreny denne zajmują duże powierzchnie i są pozostałością po spągu lodowca.

Moreny czołowe złożone są ze żwirów i piasków. Są pozostałością po czole lodowca. Moreny czołowe są formami wodnolodowcowymi i składają się z grubych frakcji, które zostały przetransportowane przez czoło lodowca.

Gliny lodowcowe tworzące moreny denne nie mają żadnych warstwowań i są złożone ze wszystkich frakcji. Są to osady jednolite. Osady rzecznolodowcowe, czyli sandry, moreny czołowe i ozy posiadają warstwowania przekątne tabularne i są zbudowane ze żwirów i piasków. Osady jeziornolodowcowe, głównie kemy, posiadają warstwowania horyzontalne i złożone są z drobniejszych frakcji – piasków, mułów i iłów.

W Polsce osady lodowcowe są dominującym typem osadów. Mniej jest osadów rzecznolo-dowcowych, jeszcze mniej jeziornolodowcowych i rzecznych, a najmniej liczne są osady eoliczne.

1.2

Procesy postsedymentacyjne

Procesy postsedymentacyjne to procesy wywołane przez czynniki wietrzenia, erozji, denu-dacji, diagenezy, metamorfizmu i magmatyzmu. Zachodzą one po powstaniu osadu, czyli po zakończeniu sedymentacji.

Procesy postsedymentacyjne dzieli się na procesy stokowe, mrozowe, insolacyjne i glebowe. Za procesy stokowe odpowiada denudacja, czyli zjawisko obniżania i wyrównywania po-wierzchni Ziemi. Następuje erozja, wietrzenie i ruchy masowe. Stokami są popo-wierzchnie na-chylone do płaszczyzny prostopadłej do lokalnego pionu pod kątem większym niż 2 stopnie. Powierzchnie nachylone pod kątem nie większym niż 2 stopnie to równiny.

Ruchy masowe to przemieszczanie w dół stoku zwietrzeliny, osadów lub przypowierzch-niowych partii skał litych pod wpływem siły grawitacji. Ruchami masowymi są obrywanie, osypywanie, spełzywanie, osiadanie, osuwanie, spływanie, spłukiwanie i erozja wąwozowa.

Deluwium to osady drobnoziarniste powstałe w wyniku wypłukiwania przez wody desz-czowe najdrobniejszego materiału i jego osadzania w niższych partiach stoków lub u ich pod-nóża. Proluwium to osady gruboziarniste, powstałe w wyniku działania rzek okresowych o dużej sile nośnej. Koluwium to produkty ruchów masowych niezwiązanych z działalnością wody.

Osuwanie to grawitacyjne ześlizgiwanie się zwartych mas ze stoku. Potrzebny jest impuls je wywołujący, np. drgania tektoniczne. W wyniku osuwania powstaje jęzor osuwiskowy i nisza osuwiskowa.

Spełzywanie to powolne, ciągłe przemieszczanie przypowierzchniowych warstw gruntu pod wpływem siły ciężkości, polegające na plastycznym płynięciu. Spełzywanie następuje w klima-tach o zmiennych porach roku, w których woda wypełniająca pory osadu zamarza i rozmarza zmieniając swoją objętość. Zamarzanie wody w porach powoduje pęcznienie i przemieszczanie się ziaren w górę, w stronę powierzchni prostopadle do nachylonego stoku. W czasie rozmarza-nia ziarno nie jest już przenoszone prostopadle do nachylonej powierzchni, a zgodnie z wektorem siły ciężkości, prosto w dół. Dlatego w cyklu rocznym każde ziarno przesuwa się lekko w dół ule-gając w czasie zamarzania przeniesieniu prostopadle do nachylonego stoku w górę, a następnie opadając zgodnie z wektorem siły grawitacji.

Zjawisko spełzywania zachodzi najintensywniej tuż pod powierzchnią, a wraz z głębokością jego intensywność maleje. Podgięcie haków zbożowych jest typowym efektem spełzywania. Drzewa na spełzających stokach są nachylone. Powstaje zjawisko tzw. “pijanego lasu”. W Polsce osady przemarzają średnio do głębokości około 80 cm.

Spełzywanie jest zagrożeniem dla stanowisk archeologicznych. Powoduje niszczenie stano-wisk położonych na nachylonych stokach na obszarach, na których występują spadki tempera-tury poniżej zera.

Spłukiwanie to zmywanie luźnych osadów, tylko pyłów i iłów, i ich transport w dół stoku. Jest ono spowodowane przez wody deszczowe spływające warstwowo lub strugami. W wyniku spłukiwanie powstają osady deluwialne.

W wyniku spłukiwania tworzone są żłobiny, debrze i wąwozy. Gdy spływ zostaje skanalizo-wany następuje przejście od spłukiwania do erozji wąwozowej. Powstają żłobiny, które potem przekształcają się w debrza, a następnie w wąwozy. Stożki napływowe z materiału piaskowego powstają w miejscu, w którym siła nośna wody gwałtownie maleje.

Spłukiwanie powoduje przemieszczenie drobniejszych zabytków po stokach pozbawionych roślinności.

Osypywanie to przemieszczanie się po stoku luźnego materiału bez udziału wody. W Polsce osypywanie następuje tylko w wysokich górach, w Tatrach. Zachodzi w środowiskach, w których szata roślinna jest uboga, m.in. w klimacie śródziemnomorskim.

Stożki usypiskowe mają profil płaski, gdy są stabilne. Uzyskują profil wklęsły, gdy zaszły na nich wtórne ruchy masowe lub wypukły, gdy są nadbudowywane nowymi stożkami.

Procesy stokowe prowadzą do inwersji warstw. Najwcześniej niszczone są najmłodsze war-stwy i to one odkładane są u podnóża stoku najniższej, zaś najstarsze warwar-stwy stoku odkładane są najpłycej u jego podnóża. Następuje także inwersja warstw archeologicznych stanowisk znaj-dujących się na stoku oraz u jego podnóża. Starsze zabytki mogą znajdować się wtedy płycej niż młodsze.

Procesy mrozowe to wietrzenie mechaniczne zachodzące wskutek wzrostu objętości wody zamarzającej w porach skały. Woda, zamarzając, zwiększa swoją objętość.

Większość substancji rozszerza się monotonicznie wraz ze wzrostem temperatury. Woda osiąga największą gęstość w temperaturze 4◦C. Nietypowy charakter rozszerzalności cieplnej wody jest związany z istnieniem wiązań wodorowych w ciekłej wodzie. Poniżej temperatury -20◦C lód ponownie zaczyna kurczyć się wraz ze spadkiem temperatury. Anomalią jest jedynie zmiana gęstości wody na przedziale od -20◦C do 4◦C.

W wyniku wietrzenia mrozowego skał w środowisku peryglacjalnym powstają gołoborza. Wymarzanie to podnoszenie mrozowe. Nierównomierne pionowe ruchy gruntu spowodo-wane są zmianami objętości wskutek zamarzania i rozmarzania. Obiekty znajdujące się w osadzie zamarzającym stopniowo migrują do góry, o ile mają wyższe przewodnictwo cieplne niż otoczenie. Przykładem materiału o wysokim przewodnictwie cieplnym jest kwarc i to on jest często wynoszony w procesie wymarzania.

Gdy obiekt taki znajduje się w podłożu niezamarzającym, ale blisko granicy zamarzania, odprowadza ciepło ze swojego otoczenia, które w rezultacie zamarza, choć znajduje się poniżej naturalnej głębokości zamarzania. Obiekt przenoszony jest wtedy do góry na wskutek zamarz-nięcia podłoża pod nim i zwiększenia objętości znajdującej się w porach wody. Po rozmarznięciu podłoże pod obiektem nie opada, ale jest uzupełniane osadami z wyższych warstw. Jeśli wszyst-kie te czynniki i odpowiednie warunki zajdą obiekt zostaje przemieszczony do wyższej warstwy geologicznej.

Wymarzanie prowadzi to przemieszania warstw i zabytków pochodzących z różnych epok. Środowisko peryglacjalne to środowisko charakteryzujące się suchym i zimnym klima-tem, występujące na przedpolu lodowca. Jest to środowisko, w którym dużą rolę odgrywają procesy eoliczne. Występują w nim rzeki roztokowe, intensywne procesy stokowych i mrozowe. Temperatura w środowisku peryglacjalnym często przechodzi przez granicę 0◦C. W środowisku peryglacjalnym występuje wieloletnia zmarzlina, sięgająca nawet do kilkuset metrów głęboko-ści.

Na powierzchni znajduje się warstwa czynna, pod którą znajduje się wieloletnia zmarzlina. Warstwa czynna zamarza i odmarza w cyklu rocznym.

Zjawisko soliflukcji to spełzywanie odmarzniętej, nasyconej wodą warstwy gruntu po prze-marzniętym podłożu. Soliflukcja jest podobna do spełzywania stokowego, ale jest intensyw-niejsza gdyż następuje na zamarzniętej powierzchni będącej płaszczyzną poślizgu. Powstają faliste zagięcia warstw, które nazywane są strukturami soliflukcyjnymi. Fale te często zawijają się wielokrotnie. Warunkiem koniecznym do zajścia soliflukcji jest występowanie wieloletniej zmarzliny.

Pękanie mrozowe powoduje powstanie klinów mrozowych. Polega na powstawaniu spękań w głęboko przemarzniętym osadzie wskutek nagłego znacznego obniżenia temperatury gruntu i kurczenia się lodu gruntowego. Warstwowania klina są pionowe, równoległe do ścian klina. Największe kliny w Polsce mają 8-9 metrów głębokości, choć większość z nich osiąga głębokość jedynie 1 metra. Do klina mogą spadać zabytki z młodszych warstw. Nad klinami znajdują się warstwowania soliflukcyjne.

Kliny mrozowe powstają w przypadku obecności wieloletniej zmarzliny oraz spadku tempe-ratury poniżej -20◦C.

Procesy insolacyjne to grupa procesów postsedymentacyjnych. Insolacja jest wpływem promieni słonecznych na powierzchnię Ziemi. Wietrzenie kuliste (insolacyjne) to rodzaj wietrzenia fizycznego następującego w gorącym klimacie. Polega na eksfoliacji, czyli odpadaniu skorup i łusek od bloku skalnego, na skutek zmian temperatury spowodowanych insolacją.

Bryły nagrzewają się od promieni słonecznych, gorącego powietrza i gorącego podłoża. Wie-trzeniu kulistemu podlegają obiekty na tyle duże, że nie w ciągu dnia nie zdążają ogrzać się całe i część wewnętrzna zostaje zimna. Część zewnętrzna rozgrzewa się i rozszerza. Następuje rozspojenie między zimną częścią wewnętrzną i gorącą zewnętrzną. W jego wyniku od bryły odpadają łuski.

Małe bryły, nagrzewające się równomiernie, nie podlegają wietrzeniu insolacyjnemu. Bloki skalne podlegające wietrzeniu kulistemu stopniowo zmieniają swój kształt z nieregularnych na kuliste, gdyż strefy położone blisko narożników i krawędzi odpadają szybciej niż części wewnętrzne.

Wietrzenie termiczne prowadzi to powstania tafoni – nisz w blokach skalnych związanych z insolacją. Nisze układają się równolegle do występujących już wcześniej spękań, w miejscach, w których skała się osłabiona i podatna na wietrzenie insolacyjne.

W Polsce pozostałości wietrzenia termicznego kulistego i tafoni jest pozostałością po gorą-cym klimacie trzeciorzędowym. Najintensywniej rozwijają się dolne tafoni, które prowadzą do powstania tzw. kamieni żółwiowych. Czynnikiem wspomagającym wietrzenie i powstawanie dolnych tafoni jest grawitacja.

Wietrzenie mrozowe powoduje pękanie bryły skalnej na bloki ostrokrawędziowe, zaś wietrze-nie insolacyjne prowadzi do powstawietrze-nie brył okrągłych, które wietrze-nie posiadają ostrych krawędzi.

Procesy glebowe to najważniejsze z punktu widzenia archeologa procesy postdepozycyjne. Gleba to biologicznie czynna, powierzchniowa warstwa litosfery, powstała ze skał pod wpływem abiotycznych o biotycznych czynników środowiska, zdolna zapewnić roślinom wyższym warunki wzrostu i rozwoju. Nauka o glebach to pedologia lub gleboznawstwo.

W skład gleby wchodzi szkielet mineralny powstały w wyniku sedymentacji, który jest skałą, na której gleba się rozwija. Ponadto glebę tworzą woda, powietrze, substancje humusowe, mi-neralne produkty wietrzenia szkieletu mimi-neralnego i rozkładu szczątków oraz edafon, czyli wszystkie organizmy żywy, które występują w glebie i ich szczątki. Gleboznawcy przeprowa-dzają odkrywki glebowe w celu zbadania poziomów gleby.

Gleba powstaje na osadzie, na którego powierzchni zacznie pojawiać się roślinność. Roślin-ność z czasem obumiera i gromadzi się ściółka, czyli organiczne pozostałości roślin. Ściółka cały czas gnije i powstaje humus, czyli próchnica glebowa. Są to związki organiczne – kwasy humusowe (kwasy fulwowe i kwasy huminowe) oraz huminy. Kwasy humusowe są wielkoczą-steczkowymi związkami rozpuszczalnymi w wodzie. Wraz z wodą kwasy humusowe wnikają wgłąb osadu i tam gromadzą się, tworząc poziom akumulacyjny. Tworzenie się gleby składa się z etapów humifikacji i akumulacji kwasów humusowych w obrębie osadu.

Gleby składają się zatem z trzech podstawowych poziomów – ściółki, poziomu akumulacyj-nego i skały macierzystej.

Procesy glebotwórcze to wszystkie zjawiska fizyczne, chemiczne i biologiczne zachodzące w przypowierzchniowych warstwach litosfery pod wpływem kontaktu z biosferą, atmosferą i hydrosferą, w wyniku których powstają gleby. Procesami glebotwórczymi są humifikacja i akumulacja, a także inne procesy zależące od rodzaju roślinności. Humifikacja to powstawanie humusu w wyniku przemian biochemicznych, zaś akumulacja to przemieszczanie i gromadzenie się humusu.

Innymi procesami glebotwórczymi są brunatnienie, wymywanie, wmywanie i proces gle-jowy. Brunatnienie to chemiczne wietrzenie minerałów glinokrzemianowych i gromadzenie się produktów tego wietrzenia. Proces glejowy polega na redukcji tlenków metali i związ-ków humusowych w warunkach nadmiaru wody, w środowisku beztlenowych. Redukcji ulegają głównie tlenki żelaza, które redukują się do zielonkawego FeO.

Wymywanie (eluwiacja) to wypłukiwanie i odprowadzanie substancji glebowych w formie zawiesiny lub roztworu wgłąb profilu przez pionowe ruchy wody glebowej. Proces ten powoduje powoduje usunięcie kwasów glebowych ze skały macierzystej. W wyniku wymywania kwasy glebowe są transportowane do głębszych warstw, gdzie następuje wmywanie. Wmywanie (iluwiacja) to odkładanie w głębszych poziomach gleby związków lub najdrobniejszych frakcji ziaren wymytych z poziomów nadległych. W środowisku o silniejszym odczynie kwasowym, na głębszych poziomach, kwasy glebowe wytrącają się tworząc poziom wmywania.

Poziomy humifikacji i akumulacji są zabarwiony na ciemne kolory, poziom wymywania jest jasny ze względu na kolor skały macierzystej, poziom wymywania jest zabarwiony na kolor rdzawy ze względu na obecność tlenków metali, a jeszcze niżej znajduje się zielonkawy poziom glejowy.

We wszystkich glebach są poziomy organiczny (O) i skały podścielającej (R). Tylko w gle-bach organicznych można wyróżnić poziomy bagienny (R), murszenia (M) i skały podście-lającej, nie będącej skałą macierzystą (D). Tylko w glebach mineralnych można wyróżnić poziomy próchniczny (akumulacyjny) (A), wymywania (E), wmywania (B), skały macierzystej (C) i glejowy (G). Poziomy mają stary i nowy system oznaczeń.

Gleba mineralna ma typowy profil O-A-E-B-C-R, zaś organiczna P-O-D-R. Nieformalnie glebę dzieli się na poziomy:

• humus, glebę orną (ang. topsoil ) – A lub O, • podglebie (ang. subsoil ) – E lub B,

• calec (ang. soil substratum) – C.

Pomiędzy poziomami glebowymi występują przejścia o różnej ostrości. Mówimy, że przejście jest ostre, jeżeli strefa przejścia ma miąższość poniżej 2 cm, zaś przejście jest nieostre, jeżeli strefa przejścia ma miąższość 2-5 cm. Jeżeli strefa przejścia ma powyżej 5 cm grubości wy-różniamy osobny poziom, który nazywamy przejściowym lub mieszanym. Poziom przejściowy między warstwami A i B, oznakowany jako AB, występuje, gdy następuje płynne przejście mię-dzy dwiema warstwami. Poziom mieszany mięmię-dzy warstwami A i B, oznakowany jako A/B, występuje, gdy jęzory obu warstw nachodzą na siebie.

Warstwa sedymentacyjna w sedymentologii to nagromadzenie osadu o poziomych gra-nicach w stropie i spągu, wyrażonych przede wszystkim zmianą struktur sedymentacyjnych.

Poziom glebowy w gleboznawstwie to pakiet osadu równoległy do powierzchni Ziemi, od-różniający się od otoczenia barwą, konsystencją, ilością substancji organicznej i innymi cechami ukształtowanymi przez procesy glebotwórcze.

Warstwa archeologiczna w archeologii to pakiet osadu odróżniający się jakimikolwiek po-strzegalnymi cechami sedymentologicznymi lub gleboznawczymi od otoczenia.

Dopiero po ustaniu sedymentacji zaczyna rozwijać się roślinność i rozpoczynają się procesy glebotwórcze. Następują one w tzw. przerwie sedymentacyjnej. Procesy sedymentacyjne za-chodzą od dołu do góry, najstarsze są najniższe warstwy. Tymczasem procesy glebotwórcze zachodzą odwrotnie, od góry do dołu, rozpoczynają się od humifikacji. Najstarsze są zatem najwyższe poziomy.

Granice poziomów glebowych nie pokrywają się z granicami warstw sedymentacyjnych. Ar-cheolog wyróżnia warstwy arAr-cheologiczne, których zbiór jest iloczynem kartezjańskim zbiorów warstw sedymentacyjnych i poziomów glebowych. Warstwy sedymentacyjne wynikają z różnic w stratyfikacji i warstwowaniu, zaś poziomy glebowe wynikają z różnic barw.

Gleba kopalna (pogrzebana) to gleba przykryta młodszym osadem. Powstaje, gdy na wykształconej glebie ponownie zaczną odkładać się osady. Poziomy gleb kopalnych oznacza się dodatkowo literą b dodaną jako sufiks.

Gleba ogłowiona to gleba, w której brakuje górnych poziomów, gdyż zostały one usunięte z profilu glebowego w wyniku erozji. Najczęściej gleby niszczy erozja rzeczna. Najłatwiej usu-walny jest poziom ściółki, ale poziomy akumulacyjny i wymywania też są podatne na erozję. Najczęściej zachowuje się poziom wmywania, który jest cementowany wmytymi weń minera-łami, oraz poziomy niższe.

Gleby kopalne najczęściej są glebami ogłowionymi i posiadają tylko poziom B. Bardzo rzadko zachowuje się pełna gleba kopalna ze wszystkimi warstwami.

Gleby reliktowe to gleby pozostające po dawnych rodzajach roślinności. Nad nimi wy-kształcają się nowe gleby. Gleby reliktowe powstają, gdy zmienia się klimat i szata roślinna. Poziomy gleb reliktowych oznacza się literami re dodanymi jako sufiks.

Gleby antropogeniczne charakteryzują się występowaniem poziomu ornego, który cha-rakteryzuje się ostrym odcięciem od niższych poziomów glebowych. Poziom orny powstaje w wyniku zmieszania naturalnych górnych poziomów glebowych – najczęściej poziomu ściółko-wego i akumulacyjnego. Poziom orny ma ciemną, szarą barwę. Miąższość poziomu ornego należy od rodzaju pługu, zazwyczaj wynosi około 20 cm.

Jeśli poziom terenu był pierwotnie nierówny, w wyniku orki zostaje wyrównany. Wtedy pod równym poziomem ornym poziomy naturalne mają zachowany falisty układ.

W spągu poziomu ornego występują bruzdy płużne, które powstają, gdy pług zagłębi się poniżej poziomu ornego. Bruzdy płużne widać tylko w przekrojach poprzecznych i ukośnych, ale są niewidoczne na przekrojach podłużnych. Bruzdy płużne są świadectwem wynalezienia pługu w warstwach neolitycznych. Poziomy orne kopalne z bruzdami płużnymi są często poszukiwane przez archeologów.

Gleby Polski dzieli się na litogeniczne, autogeniczne, semihydrogeniczne, hydrogeniczne i napływowe. Gleby rozmieszczone są w Polsce mozaikowo. Gleby brunatne występują najczę-ściej na Pomorzu, zaś gleby bielicowe i płowe występują w całej Polsce. Czarnoziemy występują tylko na wyżynach południowej Polski.

Gleby inicjalne to gleby, które dopiero zaczynają się kształtować. Gleby inicjalne tworzą się na wydmach, w wysokich górach i na tundrze. Są często plejstoceńskimi glebami kopalnymi.

Podłożem dla gleb inicjalnych mogą być wszystkie skały. Gleby te składają się z trzech warstw: O-A-C. Pod ściółką jest bardzo słabo zaznaczony poziom akumulacyjny.

Gleby bielico-ziemne, m.in. gleby rdzawe, wykształcały się pod lasami mieszanymi brzozowo-sosnowymi, pod lasem iglastym lub dąbrową, w drugim po tundrze stadium suk-cesji roślinności. Gleby te występują na osadach gruboziarnistych – piaskach i żwirach, które są suche. Wykształca się poziom wymywania. Gleby bielicowe powstają na piaskach, pod la-sem iglastym. Bielica jest trzecią z grupy gleb bielico-ziemnych. Wykształca się na podłożu złożonym z piasków, ale wilgotnych, pod lasem iglastym. Jest to gleba bardzo kwaśna.

Gleby brunatno-ziemne to gleby płowe i gleby brunatne. Gleby płowe powstają pod lasem mieszanym lub lasem iglastym, na iłach, pyłach lub glinach, czyli osadach drobnoziarni-stych. Gleby te powstają się nadal na obszarze Polski. Gleby brunatne powstają pod ciepłym lasem liściastym na osadach drobnoziarnistych. Charakteryzują się poziomem brunatnienia zbudowanym z tlenków metali. Obecnie gleby brunatne wykształcają się w niewielu miejscach w Polsce, jedynie na Pomorzu. Powstawały w najcieplejszym okresie holocenu.

Czarnoziemy tworzą się na obszarach suchych, pod stepem, na podłożu lessowym. Są związane z innym modelem sukcesji roślinności niż model dominujący dla Polski. W Polsce nie ma już żadnych stepów, więc wszystkie istniejące czarnoziemny to gleby reliktowe. Czarnoziemy charakteryzują się bardzo grubym, półmetrowym poziomem akumulacyjnym.

Czarnoziem zdegradowany powstaje, gdy na podłożu lessowym zaczyna powstawać las li-ściasty. Czarnoziem przekształca się wtedy w gleby płowe lub gleby brunatne.

Gleby glejowe wykształcają się pod wilgotnymi, bagiennymi lasami lub pod roślinnością inicjalną na drobnoziarnistym podłożu.

Czarne ziemie powstają na miejscu dawnych jezior lub bagien, pod lasem łęgowym, olsem lub łąką. Podłożem dla czarnych ziem są wysychające osady organiczne – torfy lub gytie, leżące na osadach drobnoziarnistych. Czarne ziemie mają grubą warstwę akumulacyjną o czarnej barwie, a pod nią znajduje się poziom glejowy. Czarne ziemie są drugim, obok gleb glejowych, rodzajem gleb z wykształconym poziomem glejowym. Zalega on jednak znacznie głębiej niż w przypadku gleb glejowych.

1.3

Stratygrafia i czwartorzęd

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 izotop16_O

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 18_O.

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% dziejów Ziemi.

W eonie archaicznym doszło do wykrystalizowania się Ziemi jako planety. Wtedy doszło to wytworzenia jądra, płaszcza i skorupy kontynentalnej i oceanicznej. Z formy płynnej planeta przekształciła się z planetę o dzisiejszej budowie. Związki żelaza opadły do jądra, ponad nim powstał płaszcz złożony głównie z krzemianów. Na powierzchni był ocean magmowy, z którego wytrącała się w miarę stygnięcia skorupa bazaltowa przypominająca skorupę oceaniczną. W kolejnym etapie wykształciła się skorupa kontynentalna.

Występowały bardzo intensywne procesy wulkaniczne, związane z procesem odgazowywa-nia. Z tego powodu w archaiku, w czasie stygnięcia kuli ziemskiej, panowała atmosfera silnie redukująca, złożona głównie z pary wodnej, dwutlenku węgla, azotu, wodoru, chlorowodoru i tlenku węgla. W atmosferze było bardzo mało tlenu.

Lawinowy przyrost tlenu jest związany z fotosyntezą i różnicowaniem się organizmów ży-wych.

Występowały oceany, które powstawały w czasie różnicowania się warstw wewnętrznych ziemi, w wyniku schładzania pary wodnej. Część wody mogła być dostarczana na Ziemię przez komety zbudowane głównie z lodu i pary wodnej.

Powstanie protokontynentów wymagało oddzielenia składników kwaśnych ze skał zasado-wych. Podobny proces zachodzi dzisiaj na Islandii. Protokontynenty powstawały one dopiero przez ostatnie 1-1,5 mld lat archaiku. Płaty protokontynentalne zaczęły powstwać dopiero po schłodzeniu oceanu magmowego. Z czasem protokontynenty łączyły się ze sobą.

Islandia kształtuje się od 16 mln lat w wyniku wytrącania skał kwaśnych ze środowiska zasadowego.

3,5 mld lat temu wykształciło się od 10% do 30% dzisiejszej masy kontynentów. Na początku proterozoiku wykształcone było już od 60% do 100% dzisiejszej masy kontynentów. W ten sposób wykształciło się środowisko potrzebne do rozwoju życia na Ziemi.

Aleksander I. Oparin (1894-1980) badał początki życia na Ziemi. Jako pierwszy w 1924 stwierdził, że do powstania życia prowadził ciąg przekształceń substancje nieorganiczne – związki organiczne – protokomórki – organizmy żywe.

Twierdził, że pierwsze organizmy były heterotrofami, czyli czerpały energię z substancji organicznych, a nie autotrofami czerpiącymi energię ze światła słonecznego.

Oparin stwierdził, że istniała ewolucja chemiczna zachodząca pod wpływem rozładowań elektrycznych, która polegała na tworzeniu związków organicznych ze związków nieorganicz-nych.

Kolejnym etapem była ewolucja molekularna polegająca na powstaniu cząsteczek związa-nych z protokomórkami. Dopiero trzecim etapem była ewolucja biologiczna zachodząca wśród organizmów reprodukujących się i powielających swój kod genetyczny.

Eksperyment przeprowadzony przez S. L Millera i H. C Ureya w 1953 roku polegał na prze-testowaniu możliwości stworzenia związków organicznych z nieorganicznych zgodnie z teorią Oparina. Udało się otrzymać 13 aminokwasów, z których część tworzy białka organizmów ży-wych. Badania te były kwestionowane. Zarzucano, że warunki eksperymentów nie odpowiadały warunkom z archaiku.

Stworzono model prowadzący od cząsteczek do prostych komórek. Gromadzenie się prostych cząsteczek (monomerów) mogło następować w głębiach oceanów oraz w iłach w środowisku lądowych.

Następnie dochodziło do łączenie się monomerów i tworzenie biopolimerów (np. skrobia). W organizmach żywych powstają one pod wpływem enzymów, ale poza organizmami ich powstanie żywymi wymagały wysokiego ciśnienia oraz specyficznych warunków.

Doszło to wytworzenia zewnętrznej błony w celu zapewnienia mikrośrodowiska dla prze-biegu reakcji chemicznych. Powstał mechanizmu dostarczający energii w postaci fotosyntezy. Ostnim etapem było przekazywanie informacji umożliwiających powielanie komórki poprzez wykształcenie kwasu RNA, a potem DNA.

Związki organiczne mogły przekształcić się w proste komórki na obszarach izolowanych od wpływu atmosfery. Atmosfera mogła mieć na niej destrukcyjny klimat.

Mogły być to obszary w pobliżu dna oceanów, w pobliżu rowów śródoceanicznych, gdzie woda jest stale podgrzewana przez skały grzbietów śródoceanicznych. Dziś w pobliżu rowów oceanicznych, w szczelinach i kominach żyją liczne i zróżnicowane bakterie. Skład chemiczny umożliwia ich przetrwanie i rozmnażanie się. Środowiska te są bogate w związki fosforu, które są wykorzystywane przez proste organizmy. Występują też obficie cynk i nikiel, które również są potrzebne do funkcjonowania prostych organizmów.

Pierwsze organizmy żywe, które zachowały się jako skamieniałości, to prokariota. Zostały one znalezione na stanowiskach paleontologicznych.

Pierwsze organizmy to prokariota, czyli organizmy bez jąder komórkowych, w większości jednokomórkowe. Pojawiły się one 3,5 mld lat temu. Znane są ich znaleziska z Afryki i Australii. Najstarsze nich to stromatolity znalezione w 1954 roku przez S. A. Tylera (Tarcza Pilbara 3,5 mld; Tree 3,2 mld lat temu). Występują one do dziś w ciepłych zbiornikach wodnych o dużym zasoleniu. Są to formy kopułkowate.

Pierwsze eukariota w postaci wydłużonych bakterii pojawiły się dopiero 2,1 mld lat temu. Znaleziono ich skamieniałości w Kanadzie. Była to m.in. Grypania.

Około 600 mln lat temu pojawiła się dopiero zróżnicowana flora i fauna.

Najwyższą jednostką taksonomiczną podziału świata roślin i zwierząt są królestwa. Wyróż-nia się sześć królestw: archeobakterie, eubakterie, protista (jednokomórkowe i wielokomórkowe), grzyby, rośliny, zwierzęta.

Dwa królestwa bakterii to organizmy prokariotyczne, zaś pozostałe cztery królestwa to or-ganizmy eukariotyczne.

Układ systematyczny został zaproponowany już przez Arystotelesa. Do XVI wieku utrzymał się podział zaproponowany przez Teofrasta. Wczesne podziały opierały się na podobieństwach morfologicznych oraz siedliskowych. Za podobne uważano organizmy żyjące w podobnych śro-dowiskach.

Karol Linneusz (1707-1778) opisał system klasyfikacji organizmów. Opisał 8 tys. gatunków roślin i 4 tys. gatunków zwierząt. Upowszechnił dwuczłonowe nazewnictwo gatunków.

Podział systematyczny opierał się u Lineusza po raz na związkach między gatunkami, w tym na ewolucyjnym pokrewieństwie ustalanym przez filogenetykę.

Wydzielone zostały podstawowe grypy taksonomiczne: ****.

Do tej pory opisano ponad 2 mln gatunków, do których zaliczają się też setki tysięcy ga-tunków wymarłych, znanych tylko na podstawie zapisy kopalnego.

Prokariota, czyli archeobakterie (stare bakterie) i eubakterie (bakterie właściwe).

Archeobakterie mogą występować w bardzo niekorzystnych warunkach, bez dostępu tlenu, w wysokiej temperaturze.