Tabela stratygraficzna

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

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

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

Stratygrafia lokalna i globalna

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

Historia

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

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

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

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

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

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

Ewolucja tabeli

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

Podział eonu fanerozoicznego jest oparty na stratotypach, stratygraficznych punktach odniesienia (GSSP, ang. Global Boundary Stratotype Section and Point, „globalna granica i punkt stratotypu”) zlokalizowanych na różnych kontynentach. W poniższej tabeli w przypadkach, gdy określony został GSSP, wiek granicy podany jest pismem prostym. Eon archaiczny i proterozoiczny są podzielone w oparciu o datowanie izotopowe skał. Jak dotąd tylko dla ediakaru zdefiniowany został stratotyp, trwają prace nad jego określeniem dla kriogenu. Pozostałe punkty podziału nie odpowiadają żadnym konkretnym zmianom w skałach, ale minimom aktywności geotektonicznej według danych z lat 80. XX wieku, zaokrąglonym do pełnych liczb^[1] (GSSA, ang. Global Standard Stratigraphic Age, „globalny standardowy wiek stratygraficzny”). Początek pierwszej ery, eoarchaiku, jest określony umownie na 4 miliardy lat temu; wiek ten nie odpowiada żadnemu konkretnemu zdarzeniu, wiąże się jedynie z brakiem zachowanych skał na powierzchni Ziemi (z nielicznymi wyjątkami). Oznacza to między innymi, że nieznane są efekty, jakie miało na Ziemi Wielkie Bombardowanie, które uformowało większość kraterów księżycowych. Współczesna tabela uwzględnia także eon hadeiczny, sięgający powstania Ziemi^[a][2], dla którego w 2022 roku wyznaczono standardowy wiek stratygraficzny: 4567 milionów lat temu^[3].

Tabela stratygraficzna (według ICS, grudzień 2024)

jednostki nieformalne	eon / eonotem	era / eratem	okres / system	epoka / oddział		wiek / piętro	faza górotwórcza	opis
	fanerozoik	kenozoik	czwartorzęd	holocen		megalaj 4,2 tys.		Koniec ostatniego zlodowacenia, powstanie i rozwój Bałtyku, rozwój ludzkich cywilizacji.
						northgrip 8,2 tys.
						grenland 11,7 tys.
				plejstocen		późny[b] 129 tys.	pasadeńska[c] walachijska[c]	Następujące po sobie zlodowacenia i ocieplenia, wzmożone opady w strefie międzyzwrotnikowej. Obszary tundry porasta karłowata roślinność, w świecie zwierząt królują wielkie ssaki, które wymierają pod koniec epoki. Trwa ewolucja człowieka, na terenie Europy żyją obok siebie Homo neandertalensis i Homo sapiens; wykształcają się główne rasy ludzkie. W antropologii plejstocenowi odpowiada okres zwany paleolitem.
						chiban 774 tys.
						kalabr 1,80 mln
						gelas 2,58 mln
			neogen	pliocen		piacent 3,600 mln	rodańska[c]	Antarktydę, część Ameryki Południowej i częściowo kontynenty północnej półkuli pokrywa lądolód, Morze Śródziemne odzyskuje połączenie z Oceanem Atlantyckim, powstaje Przesmyk Panamski. Klimat ciągle się ochładza i staje bardziej suchy, trwa stepowienie dużych obszarów, rozprzestrzeniają się trawożerne kopytne.
						zankl 5,333 mln
				miocen		messyn 7,246 mln	attycka[c]             styryjska[c]	Powstają Alpy i Himalaje – Ocean Tetydy zostaje zamknięty połączeniem lądowym między Afryką i Eurazją, co prowadzi do wypiętrzania łańcucha alpejsko-himalajskiego; powstaje Morze Śródziemne. Andy wypiętrzają się na skutek subdukcji dna wschodniego Pacyfiku. Antarktydę pokrywa lądolód. Kurczą się obszary mórz śródlądowych. Zmiany układu kontynentów wymuszają powstanie nowych prądów morskich, które powodują wymieszanie składników odżywczych. Klimat ochładza się, w związku z czym trwa stepowienie dużych obszarów lądów. Istnieje już większość obecnych rodzin ptaków i ssaków.
						torton 11,63 mln
						serrawal 13,82 mln
						lang 15,98 mln
						burdygał 20,45 mln
						akwitan 23,04 mln
			paleogen	oligocen		szat 27,30 mln	sawska[c]	Klimat pozostaje ciepły przez większość epoki, pod koniec zaczyna się powoli ochładzać; wypiętrzają się Alpy. Pojawiają się pierwsze naczelne.
						rupel 33,9 mln
				eocen		priabon 37,71 mln	helwecka[c]   pirenejska[c]	Epoka rozpoczęła się bardzo silnym ociepleniem klimatu (paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne). Przez dalszą część epoki klimat jest ciepły, łagodny (klimat tropikalny panuje do 45 stopni szerokości geograficznej). Pojawia się wiele występujących do dziś rzędów i rodzin ssaków, takich jak nietoperze, walenie i brzegowce. Parzystokopytne reprezentowane są m.in. przez maleńkiego „jelenia” Diacodexis, a ku pojawieniu się nieparzystokopytnych zmierza ewolucja koniowatych.
						barton 41,03 mln
						lutet 48,07 mln
						iprez 56,00 mln
				paleocen		tanet 59,24 mln		Niszę pozostałą po wymarciu dinozaurów zaczynają wypełniać prymitywne ssaki. Pojawiają się kaktusy i palmy. Klimat jest ciepły, a pod koniec paleocenu następuje paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne, które spowodowało zwrot w rozwoju ssaków. Ameryka Północna, Europa i Azja nadal stanowią jeden kontynent – Laurazję, zaczyna się jednak proces oddzielania Ameryki Północnej; trwa podział Gondwany na Afrykę, Amerykę Południową, Antarktydę i Australię. Z terytorium Europy i Ameryki Północnej wycofuje się morze.
						zeland 61,66 mln
						dan 66,00 mln
		mezozoik	kreda	późna kreda		mastrycht 72,2 ± 0,2 mln	laramijska[c]             subhercyńska[c]	Wielka transgresja morza. Osadzają się wapienie, margle, opoki i kreda pisząca. Wśród roślin zaczynają przeważać okrytonasienne. Pod koniec kredy następuje jedno z największych masowych wymierań gatunków – wymieranie kredowe. Według jedynej liczącej się obecnie teorii było ono spowodowane zderzeniem z meteorytem o średnicy ok. 10 km. Wyginęły wszystkie nieptasie dinozaury, belemnity, amonity, wiele grup gadów morskich oraz roślin lądowych.
						kampan 83,6 ± 0,2 mln
						santon 85,7 ± 0,2 mln
						koniak 89,8 ± 0,3 mln
						turon 93,9 ± 0,2 mln
						cenoman 100,5 ± 0,1 mln
				wczesna kreda		alb 113,2 ± 0,3 mln	austryjska[c]	Pojawia się coraz więcej roślin okrytonasiennych, lecz dalej ilościowo przeważają rośliny nagozalążkowe. Występują prymitywne ptaki, z tego okresu pochodzą znalezione w Chinach najstarsze szczątki ssaka łożyskowego – Eomai.
						apt 121,4 ± 0,6 mln
						barrem 125,77 mln
						hoteryw 132,6 ± 0,6 mln
						walanżyn 137,05 ± 0,20 mln
						berrias 143,1 ± 0,6 mln
			jura	jura późna		tyton 149,2 ± 0,7 mln	neokimeryjska[c]	Na początku jury Pangea rozpada się na Laurazję i Gondwanę, pod koniec okresu również Gondwana zaczyna ulegać podziałowi. Często zmienia się biegunowość magnetyczna. Na początku jury następuje transgresja morza, pod koniec jury morza zaczynają się wycofywać. W jurze dolnej tworzyły się czarne iły, wapienie i margle, w środkowej piaszczyste i oolitowe rudy żelaza, a w górnej wapienie, np. oolitowe i rafowe, oraz margle. W morzach trwa najbujniejszy rozwój amonitów (wydzielono opartych na nich ponad 100 poziomów stratygraficznych) i belemnitów, na lądzie dominacja wielkich gadów, pod koniec jury pojawia się archeopteryks – pierwszy ptak. Klimat jury jest ciepły, w osadach nie znaleziono dowodów żadnego zlodowacenia. Podobnie jak w triasie, żaden ląd nie leży na tyle blisko któregoś z biegunów, aby powstała polarna czapa lodowa.
						kimeryd 154,8 ± 0,8 mln
						oksford 161,5 ± 1,0 mln
				jura środkowa		kelowej 165,3 ± 1,1 mln
						baton 168,2 ± 1,2 mln
						bajos 170,9 ± 0,8 mln
						aalen 174,7 ± 0,8 mln
				jura wczesna		toark 184,2 ± 0,3 mln
						pliensbach 192,9 ± 0,3 mln
						synemur 199,5 ± 0,3 mln
						hettang 201,4 ± 0,2 mln
			trias	późny trias		retyk ~205,7 mln	starokimeryjska[c]               labińska[c]	Początek rozpadu Pangei, zaczynają powstawać oceany Atlantycki i Indyjski. Na przełomie triasu i jury trwa starokimeryjska faza orogenezy alpejskiej. Flora jest zdominowana przez rośliny nagonasienne. Pojawiają się pierwsze dinozaury, a pod koniec okresu również pierwsze ssaki. Pod koniec okresu następuje masowe wymieranie, jedno z pięciu największych w historii życia.
						noryk ~227,3 mln
						karnik ~237 mln
				środkowy trias		ladyn 241,464 ± 0,28 mln
						anizyk 246,7 mln
				wczesny trias		olenek 249,9 mln
						ind 251,902 ± 0,024 mln
		paleozoik	perm	loping		czangsing 254,14 ± 0,07 mln	palatynacka[d]                       saalska[d]	Kontynenty połączone są w jeden superkontynent – Pangeę. Powstaje wiele pustyń, na których powstają czerwone zlepieńce i piaskowce (stąd dawna nazwa wczesnego permu – „czerwony spągowiec”), trwa silna działalność wulkaniczna. W drugiej połowie permu następuje transgresja morza, później kilka następujących po sobie regresji i transgresji, dzięki którym powstają cechsztyńskie cyklotemy węglanowo-ewaporatowe. W utworach permskich istnieją ślady wielkiego zlodowacenia. Pod koniec okresu następuje wymieranie permskie: największe masowe wymieranie w historii życia na Ziemi. Wymierają drzewiaste widłaki, skrzypy i paprocie (zastępowane przez rośliny iglaste, miłorzębowe i sagowce), pospolite w morzach prawie całego paleozoiku trylobity, koralowce czteropromienne, a także częściowo płazy, gady i owady.
						wucziaping 259,51 ± 0,21 mln
				gwadalup		kapitan 264,28 ± 0,16 mln
						word 266,9 ± 0,4 mln
						road 274,4 ± 0,4
				cisural		kungur 283,3 ± 0,4 mln
						artinsk 290,10 ± 0,26 mln
						sakmar 293,52 ± 0,17 mln
						assel 298,90 ± 0,15 mln
			karbon	pensylwan	późny pensylwan	gżel 303,7 ± 0,1 mln	asturyjska[d]          kruszcogórska[d]   sudecka[d]       bretońska[d]	Bujny rozkwit roślinności – lądy porastają drzewiaste widłaki, kalamity, i paprocie nasienne. W okresie tym powstają największe złoża węgla kamiennego, od którego (łac. carbo) karbon wziął nazwę. Pojawiają się pierwsze zwierzęta latające (owady), oraz pierwsze gady – kotylozaury. Na nowo rozpoczyna się proces łączenia kontynentów, trwa orogeneza waryscyjska i związana z nią wielka regresja morza, osady tego okresu świadczą również o wielkim zlodowaceniu.
kasimow 307,0 ± 0,1 mln
środkowy pensylwan	moskow 315,2 ± 0,2 mln
wczesny pensylwan	baszkir 323,4 ± 0,4 mln
missisip	późny missisip			serpuchow 330,3 ± 0,4 mln
	środkowy missisip			wizen 346,7 ± 0,4 mln
	wczesny missisip			turnej 358,86 ± 0,19 mln
dewon	późny dewon		famen 372,15 ± 0,46 mln	liguryjska[d]     eryjska[d]       ardeńska[d]	Trwa erozja wyniesionych wcześniej łańcuchów górskich na północnej półkuli, co owocuje wielkimi pokładami czerwonej barwy zlepieńców i piaskowców. Klimat jest ciepły i suchy. Flora lądowa to psylofity, pierwotne paprocie, widłaki i skrzypy. Pojawiają się pierwsze zwierzęta lądowe: stawonogi i płazy tarczogłowe. Na początku okresu trwa regresja morska, następnie transgresja. Pod koniec okresu rozpoczęły się wstępne ruchy górotwórcze orogenezy waryscyjskiej. Pod koniec okresu ma miejsce masowe wymieranie, jedno z pięciu największych w historii życia.
			fran 382,31 ± 1,36 mln
	środkowy dewon		żywet 387,95 ± 1,04 mln
			eifel 393,47 ± 0,99 mln
	wczesny dewon		ems 410,62 ± 1,95 mln
			prag 413,02 ± 1,91 mln
			lochkow 419,62 ± 1,36 mln
sylur	przydol 422,7 ± 1,6 mln			krakowska[d]	Po zlodowaceniu na przełomie ordowiku i syluru poziom wód podnosi się, następnie wskutek orogenez znów opada, co doprowadza do wymierania wielu gatunków. Trwają ruchy górotwórcze (jedna z większych faz orogenezy kaledońskiej), którym towarzyszy silny wulkanizm. Powstaje Laurazja. Florę stanowią na lądzie widłaki i psylofity, a w morzach zielenice, krasnorosty i sinice, następuje rozkwit fauny morskiej.
	ludlow		ludford 425,0 ± 1,5 mln
			gorst 426,7 ± 1,5 mln
	wenlok		homer 430,6 ± 1,3 mln
			szejnwud 432,9 ± 1,2 mln
	landower		telicz 438,6 ± 1,0 mln
			aeron 440,5 ± 1,0 mln
			ruddan 443,1 ± 0,9 mln
ordowik	ordowik późny		hirnant 445,2 ± 0,9 mln	takońska[e]	Trwa transgresja morza, stąd większość osadów tego okresu to głównie morskie utwory piaszczysto-ilaste, takie jak łupki ilaste, piaskowce, wapienie czy margle. W ordowiku miało miejsce nasilenie orogenezy kaledońskiej. Większość kontynentów południowej półkuli tworzy Gondwanę, zgodnie z teorią tektoniki płyt dryfującą od równika w kierunku bieguna południowego. Klimat jest ciepły. Na lądzie pojawiają się pierwsze paprotniki. Pod koniec tego okresu Gondwana osiągnęła szerokość polarną i uległa częściowemu zlodowaceniu, nastąpiło również masowe wymieranie zwierząt (wymieranie ordowickie).
			kat 452,8 ± 0,7 mln
			sandb 458,2 ± 0,7 mln
	ordowik środkowy		darriwil 469,4 ± 0,9 mln
			daping 471,3 ± 1,0 mln
	ordowik wczesny		flo 477,1 ± 1,2 mln
			tremadok 486,85 ± 1,50 mln
kambr	furong		piętro 10[b] ~491,0 mln	sandomierska[e] sardyjska[e]	Nastąpiła kambryjska eksplozja ewolucyjna, wielka radiacja organizmów posiadających szkielety, przypuszczalnie związana z ustąpieniem zlodowaceń neoproterozoicznych i zwiększeniem się ilości tlenu w atmosferze. Pozostawiła ona po sobie liczne skamieniałości i ślady organiczne. W drugiej epoce kambru pojawiają się trylobity, stanowiące ważny element fauny morskiej przez resztę ery. W kambrze pojawiły się też pierwsze strunowce (pikaia). Od dolnego kambru trwa wielka transgresja morza (maksymalna w środkowym kambrze), następnie wskutek ruchów górotwórczych następuje lekka regresja w górnym kambrze. Typowe dla tego okresu są skały osadowe pochodzenia morskiego. Pod koniec kambru rozpoczyna się orogeneza kaledońska.
			dziangszan ~494,2 mln
			paib ~497,0 mln
	miaoling		gużang ~500,5 mln
			drum ~504,5 mln
			wuliuan ~506,5 mln
	oddział 2[b]		piętro 4[b] ~514,5 mln
			piętro 3[b] ~521,0 mln
	terenew		piętro 2[b] ~529,0 mln
			fortun 538,8 ± 0,6 mln
prekambr	proterozoik	neoproterozoik	ediakar ~635 mln				kadomska panafrykańska bajkalska	Po ustąpieniu globalnych zlodowaceń z okresu kriogenu klimat ocieplił się, choć mniejsze zlodowacenia miały jeszcze miejsce w ediakarze. Nastąpiło pierwsze masowe pojawienie się makroskopowych wielokomórkowców, znanych jako fauna ediakarska.
			kriogen ~720 mln					W atmosferze znajduje się coraz więcej tlenu. Utlenia on związki żelaza, dzięki czemu w okresie między 2,5 a 2 mld lat temu powstaje ponad 90% światowych rud żelaza. Około 2 mld lat temu zaczyna wykształcać się warstwa ozonowa. W dolnym proterozoiku miało miejsce pierwsze znane w dziejach ziemi zlodowacenie; w ciągu całej ery miało miejsce ich kilka, a największe z nich w kriogenie – istnieje hipoteza, że cała planeta pokryta była lodowcami, niezamrożone były jedynie równikowe partie oceanów, lub wręcz tylko głębie oceaniczne podgrzewane ciepłem Ziemi (tzw. Ziemia śnieżka). W pozostałych okresach proterozoiku klimat był ciepły, o czym świadczą pochodzące z tamtego czasu wapienie i dolomity. Trwały potężne ruchy górotwórcze, wiele skał uległo metamorfizmowi. Około 2,1 mld lat temu prawdopodobnie pojawiły się pierwsze organizmy wielokomórkowe (gabonionta), które jednak wymarły bezpotomnie; ok. 1,5 mld lat temu pojawiły się szerzej organizmy eukariotyczne (Acritarcha).
			ton 1000 mln				dalslandzka
		mezoproterozoik	sten 1200 mln				grenwilska (swekonorweska)
			ektas 1400 mln
			kalim 1600 mln				penakaen hudsońska karelska
		paleoproterozoik	stater 1800 mln
			orosir 2050 mln
			riak 2300 mln
			sider 2500 mln				algomijska
	archaik	neoarchaik	2800 mln				kenorańska	Powstają kratony – zalążki przyszłych kontynentów, oraz pierwsze rudy metali. Około 3,8 mld lat liczą najstarsze pozostałości po beztlenowych i bezjądrowych organizmach. Z archaiku pochodzą pierwsze warstwy wapieni i dolomitów, na ok. 2,8 mld lat temu przypada rozpowszechnienie stromatolitów. Zawartość wolnego tlenu w atmosferze jest bardzo niska, panują warunki redukujące.
		mezoarchaik	3200 mln				białomorska saamijska
		paleoarchaik	3600 mln
		eoarchaik	4031 ± 3 mln
	hadeik 4567 mln							Eon hadeiczny obejmuje czas od powstania Ziemi do powstania najstarszych skał, jakie obecnie zachowały się na jej powierzchni. W tym czasie miało miejsce uformowanie się planety, powstanie Księżyca, zastygnięcie najstarszej skorupy ziemskiej i powstanie oceanów, oraz Wielkie Bombardowanie.

Skala czasu geologicznego

Miliony lat

Pochodzenie nazw niektórych jednostek

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

Uwagi

1. Proponowany był m.in. podział hadeiku w oparciu o historię geologiczną Księżyca, na 4 jednostki (wczesny imbryk, nektaryk, „grupy basenowe” i kryptyk).
2. Nazwa nieustalona.
3. Orogeneza alpejska.
4. Orogeneza waryscyjska.
5. Orogeneza kaledońska.