Era kenozoiczna

Era kenozoiczna [ od greckiego słowa kainós 'nowy' , dzōė 'życie' ] ,
najmłodsza era w dziejach Ziemi. Rozpoczęła się przed 65 mln lat i trwa do dziś. Dzieli się na dwa okresy: trzeciorzęd i czwartorzęd. W kenozoiku ukształtował się obecny wygląd powierzchni Ziemi.
Znaczne rozszerzenie się Oceanu Atlantyckiego i jego połączenie z Oceanem Arktycznym, a także zamknięcie Oceanu Tetydy i oddzielenie się Australii od Antarktydy uformowało dzisiejszy rozkład kontynentów i mórz. Trzeciorzędowe apogeum ruchów górotwórczych orogenezy alpejskiej wydźwignęło wiele systemów górskich (Alpy, Andy, Karpaty, Himalaje i in.).Niekiedy ostatecznie uformowane w czwartorzędzie (np. Himalaje).
Alpejska orogeneza były to potężne ruchy górotwórcze, zapoczątkowane w triasie o największym nasileniu w trzeciorzędzie. W wyniku alpejskiej orogenezy zostały sfałdowane i wypiętrzone masy skalne nagromadzone w geosyklinie, tworząc łańcuchy górskie zwane Alpidami (Karpaty, Himalaje, Alpy, Kordyliery i Andy). W wyniku orogenezy alpejskiej zaistniały wulkany, niektóre czynne do dzisiaj.Na nią przypadło ukształtowanie współczesnego układu lądów i mórz, a także ich rzeźby. Potężne ruchy górotwórcze końcowej fazy orogenezy alpejskiej spowodowały sfałdowanie i wypiętrzenie wielu łańcuchów górskich. Niejednokrotnie znacznemu podniesieniu podlegały struktury geologiczne pochodzące z poprzednich orogenez. Górotwórcze ruchy końca orogenezy alpejskiej zaktywizowały procesy wulkaniczne. Współczesne procesy sejsmiczne i wulkaniczne Ziemi nawiązują do obszarów fałdowań orogenezy alpejskiej i do podstawowych linii granicznych wielkich płyt litosfery. W trzeciorzędzie doszło do dużych ochłodzeń, czego wyrazem było między innymi rozwinięcie pokryw lodowych, np. na Antarktydzie. W czwartorzędzie takich okresów znacznych ochłod zeń było wiele. Stosunkowo niewielkim przemianom podlegała flora, natomiast szybkie i istotne były procesy ewolucyjne fauny. Podczas trzeciorzędu nastąpił rozwój ptaków, które pozbyły się cech gadzich. Dominujące znaczenie zaczęły mieć ssaki. Intensywny rozwój tych zwierząt jednak zahamowany wskutek czwartorzędowych zmian klimatu i przesuwania się stref klimatycznych. Niektóre rodzaje czy rzędy ssaków przetrwały do dzisiaj i to niejednokrotnie bez większych zmian, inne natomiast wyginęły. W związku z orogenezą alpejską kenozoik jest erą panowanie lądów. Na rozległych kontynentach, których zarysy zbliżone były do dzisiejszych, w zbiornikach słodkowodnych powstawały złoża węgla brunatnego o miąższości około 100m (np. na Niżu Zachodnioeuropejskim). W płytkich morzach tworzyły się charakterystyczne wapienie numulitowe i serpulowe, w wysychających zatokach morskich - złoża soli i gipsy (np. w Polsce osady solonośne na Podkarpaciu). W strefie geosynklinalnej Tetydy gromadziły się osady głębokomorskie oraz osady fliszu, zawierające często złoża ropy naftowej. Pod koniec trzeciorzędu nastąpiło ochłodzenie. Zapowiadało ono zbliżanie się czwartorzędowej epoki lodowcowej. Osady czwartorzędowe to przeważnie osady lodowcowe, wodnolodowcowe oraz rzeczne i jeziorne.
Na początku trzeciorzędu pojawiły się ssaki naczelne. Należały do nich małpiatki i małpy, później małpy człekokształtne oraz istoty przedludzkie. Rozwój antropoidów datuje się od pliocenu, bądź nawet górnego miocenu. Rozwojowi ,,centralnego pnia” towarzyszy wyodrębnianie się najpierw silnie rozwijanych, a następnie zanikających ,,łusek”. Główną linie wiodącą ku człowiekowi dostrzega się od około 7 milionów lat temu. Pojawiły się wtedy istoty dwunożne o małej mózgoczaszce. Czwartorzędowe zlodowacenia przemodelowały duże obszary lądowe na półkuli północnej. Utworzyły się pokrywy lodowe na terenach okołobiegunowych.
Wykształciła się współczesna flora i fauna - nastąpił rozkwit roślin okrytonasiennych, obszary lądowe zdominowały ssaki i ptaki. W toku ewolucji wykształciła się linia naczelnych, z której wywodzi się człowiek.










Trzeciorzęd starszy okres kenozoiku, ok. 65 do 1,8 milionów lat temu.Dzieli się na dwa podokresy: paleogen i neogen.
W trzeciorzędzie ukształtował się niewiele odbiegający od współczesnego rozkład oceanów i kontynentów. Rozszerzyły się do obecnych rozmiarów Oceany Atlantycki i Indyjski, a także ostatecznie zamknięty został praocean Tetyda. Subkontynent indyjski (Dekan) zderzył się z Azją, Australia oderwała się od Antarktydy, a obie Ameryki połączyły się ze sobą Przesmykiem Panamskim.
Na skutek silnych ruchów górotwórczych orogenezy alpejskiej zostały wypiętrzone liczne łańcuchy górskie (m.in.: Alpy, Karpaty, Himalaje, Kaukaz).
Typowymi skałami trzeciorzędowymi są: flisz, osady molasowe, osady chemiczne (sól kamienna, sole potasowe, siarka, gipsy) oraz utwory lądowe (piaski, iły, węgiel brunatny).
We florze trzeciorzędu nastąpił szybki rozwój roślin okrytozalążkowych. W faunie morskiej dominowały otwornice (numulity). Na lądzie nastąpiła ewolucja ptaków i ssaków, początkowo stekowców, a następnie łożyskowych (m.in. naczelnych).
Chronologia trzeciorzędu.

Podokres Epoka Lata (mln)
Neogen górny 1,8
pliocen środkowy
dolny 7,0
górny
miocen środkowy
dolny 26,0
górny
ologocen środkowy
dolny 37,5
Paleogen
paleocen 65,0

Paleogen, starszy podokres trzeciorzędu. Początek ok. 65 mln lat temu, czastrwania 42,5 mln lat. Dzieli się na trzy epoki: paleocen, eocen i ologocen. W paleogenie nastąpiły duże zmiany w rozkładzie kontynentów i mórz. Stopniowo rozszerzały się Oceany Atlantycki i Indyjski, zmniejszały natomiast Oceany Tetydy i Spokojny. Subkontynent indyjski (Dekan) zderzył się z Azją, a Australia oderwała się od Antarktydy. Zbliżanie się Afryki do Europy powodowało wypiętrzanie się łańcuchów górskich, wskutek silnych ruchów górotwórczych orogenezy alpejskiej w fazie pirenejskiej, helweckiej i sawskiej. Skały paleogenowe to przede wszystkim flisz, osady molasowe (molasa) i wapienie organogeniczne. Powstały wtedy również bogate złoża węgla brunatnego, soli kamiennej i ropy naftowej. Rozczłonkowanie kontynentów wpłynęło na aktywniejszą cyrkulację wód oceanicznych, czego efektem było niewielkie ochłodzenie się klimatu. Na Antarktydzie rozwinęła się pokrywa lodowa.
We florze nastąpił szybki rozwój roślin okrytozalążkowych, w faunie morskiej dominacja otwornic (numulitów), na lądzie ewolucja ssaków (m.in. konoiwate i naczelne).
Neogen, młodszy podokres trzeciorzędu. Początki ok. 22,5 milionów lat temu,
czas trwania 20,7 milonów lat. Dzieli się na dwie epoki: miocen i pliocen. W neogenie wystąpiły silne fałdowania orogenezy alpejskiej w fazie styryjskiej i attyckiej, które wydźwignęły wiele łańcuchów górskich (m.in. Alpy, Karpaty, Pireneje) oraz spowodowały wzmożoną działalność wulkaniczną. Ostateczne zamknięcie Oceanu Tetydy ukształtowało niewiele różniący się od współczesnego rozkład oceanów i kontynentów.
Skały epoki neogenu to przede wszystkim okruchowe utwory lądowe (iły, piaski i żwiry) oraz utwory płytkomorskie (gipsy i sole).
Klimat neogenu zbliżony był do dzisiejszego (lub nawet cieplejszy), z końcem epoki nastąpiło znaczne jego ochłodzenie będące zapowiedzią nadchodzącej epoki lodowcowej.
Florę zdominowały rośliny okrytozalążkowe. W faunie przeważały ssaki łożyskowe, które poprzez szybką radiację opanowały wszystkie środowiska i prawie całkowicie wyparły stekowce. Pojawiły się pierwsze małpy człekokształtne.





Czwartorzęd w geologii - okres ery kenozoicznej dzielący się na dwie epoki: starszą - plejstocen i młodszą - holocen. Najmłodszy w dziejach ziemi, rozpoczął się przed ok. 1,5 milonów lat. Jego wydzielenie opiera się na przesłankach klimatycznych - występowanie wielkich zlodowaceń. W czwartorzędzie następowały znaczne wahania klimatu. W starszym czwartorzędzie - plejstocenie, w Europie na Półwyspie Skandynawskim i w Ameryce Północnej na Labradorze czterokrotnie miały miejsce silne zlodowacenia typu kontynentalnego. W swym najdalszym zasięgu lądolód objął obszary Europy Środkowej aż po Karpaty i Sudety oraz ląd Ameryki po obecny Nowy Jork. Lodowcom kontynentalnym towarzyszyło powstanie lodowców górskich, np. w Alpach, a w Polsce w Tatrach i Sudetach. Po ustąpieniu najmłodszego zlodowacenia, już w młodszym czwartorzędzie - holocenie, powstał Bałtyk, początkowo jako jezioro, a około 7 tysięcy lat temu jako morze.
W początku czwartorzędu ze świata zwierzęcego wyodrębnił się człowiek rozumny (homo sapiens). W tym okresie ukształtowała się współczesna rzeźba lądów i zarysy mórz.






















Era kenozoiczna na terenach Polski
Na początku ery w paleogenie (trzeciorzęd) w warunkach subtropikalnego klimatu nasilały się procesy denudacyjno - erozyjne. Doszło do zdarcia kredowych pokryw. Pod koniec eocenu morze utrzymywało się jedynie w rejonie karpackim i w wąskim pasie Polski północno - zachodniej. Na lądowej części terytorium Polski elementy rzeźby z okresu górnokredowego uległy całkowitemu zniszczeniu. Powstała paleogeńska (paleocen - eocen) powierzchnia zrównania. W większości jest ona powierzchnią kopalną przykrytą osadami późniejszych okresów trzeciorzędu oraz czwartorzędu. Podczas dolnego oligocenu ponownie na teren Dolnego Śląska wkracza morze. Osady morza oligońskiego nawiercono w części środkowej Dolnego Śląska. Morze trwało stosunkowo krótko, w wyniku ruchów górotwórczych środkowego oligocenu (faza sawijska orogenezy alpejskiej) następuje recesja morza. Górny oligocen i dolny miocen to epoka tworzenia kolejnej powierzchni zrównania. W okolicy Głogowa powstają osady ilaste z węglem. Neogen zapoczątkowuje proces kształtowania współczesnej orografii Dolnego Śląska. Podnoszenie obszaru Sudetów (w trzech fazach - środkowy oligocen, środkowy miocen, górny pliocen) powoduje nasilenie erozji. Następuje rozwój dolin i uformowanie się sieci rzecznej, która w głównych zarysach przypominała dzisiejszą.
Trwającym w miocenie ruchom górotwórczym (faza attycka i styryjska orogenezy alpejskiej) wynoszącym Sudety trwało obniżanie przedgórza. Coraz wyraźniejszy stawał się uskok brzeżny oddzielający dziś wyraźną północną krawędź Sudetów. Obszar przedsudecki stał się basenem sedymentacyjnym, do którego znoszone były materiały z silnie denudowanych Sudetów. Osady mioceńskie stanowią w okolicy Głogowa najgrubszą warstwę osadów trzeciorzędowych. Są to głównie ciemne iły mioceńskie z pokładami węgla brunatnego. W górnym miocenie i dolnym pliocenie zwiększyło się epejrogeniczne obniżanie zbiornika sedymentacyjnego w środkowej części Polski. Obszar ten wypełniły bagniska bądź słodkowodne jezioro, do którego uchodziły rzeki Sudetów Karpat i wyżyn z jednej strony a Skandynawii i Estonii z drugiej wypełniając to obniżenie piaszczystymi mułkami a głównie iłami zwanymi poznańskimi. Miąższość tych iłów dochodzi nawet do 100 m. Podczas środkowego pliocenu tereny południowej Polski zostały dźwignięte do dzisiejszej wysokości (faza rodańska orogenezy alpejskiej). Pobudziło to silną erozję wgłębną i potężną akumulację żwirowo - piaszczystą na obszarze przedsudeckim.
Średnia miąższość utworów trzeciorzędowych na Dolnym Śląsku waha się w granicach 100 - 200 m. Są to głównie osady neogenu. Okolice Głogowa i Lubina leżą w centrum wielkiego obniżenia powierzchni potrzeciorzędowej i dlatego warstwa osadów tego okresu osiąga tu maksymalną miąższość sięgającą 200 - 300 m.

W schyłkowej fazie pliocenu, bądź już nawet w praplejstocenie dźwignięty został obszar Polski środkowej. Z bagnisk i rozlewisk spłynęły resztki wód. Rozpoczął się proces erozyjny na Niżu Polskim. Pod koniec pliocenu zapoczątkowane zostały zmiany klimatu stanowiące zapowiedź przyszłych plejstoceńskich zlodowaceń.
Zbiornik sedymentacyjny pliocenu:
1 - zbiornik zasadniczej sedymentacji utworów pyłowo - iglastych,
2 - stożki napływowe rzek uchodzących do basenu sedymentacyjnego


Procesy rzeźbotwórcze obejmowały następujące cykle
(wg chronologii):
intensywna erozja rzeczna na przełomie pliocenu i wczesnego plejstocenu,
procesy erozji w warunkach klimatu peryglacjalnego (bardzo zimnego) podczas nie zaznaczającego się w naszym rejonie zlodowacenia podlaskiego, erozja rzeczna w interglacjale kromerskim, akumulacja lodowcowa i wodnolodowcowa podczas transgresji i ablacji - zlodowacenie południowopolskie, erozja rzeczna w długim okresie interglacjału wielkiego, akumulacja lodowcowa i wodnolodowcowa podczas transgresji i ablacji stadiału odrzańskiego zlodowacenia środkowopolskiego, erozja rzeczna w trakcie stadiału Odra - Warta, akumulacja lodowcowa (morena czołowa) w trakcie stadiału Warty - Wzgórza Trzebnickie oraz akumulacja wodnolodowcowa - na pozostałym terenie,
erozja rzeczna w interglacjale emskim, erozja i akumulacja wodnolodowcowa w warunkach klimatu peryglacjalnego, która szczególnie zaznaczyła się w pradolinie barucko - głogowskiej,
erozyjno - akumulacyjny rzeczny cykl późno plejstoceński i holoceński na całym obszarze.

W wyniku wspomnianej już silnej erozji powierzchni terenu w warunkach klimatu kontynentalnego nastąpiło rozcięcie (dochodzące do 70 m) erozyjne rozcięcie stożków i zasypań górno plioceńskich w dolinie Odry i jej dopływów. W trakcie zlodowacenia podlaskiego dominowało wietrzenie mrozowe, denudacja a potem sedymentacja osadów rzecznych. Pozostałości z tego okresu to kopalne pokrywy zwietrzałych gruzów stożkowych oraz zaglinionych żwirów i piasków rzecznych na dnie preglacjalnych dolin. Po zlodowaceniu podlaskim nastąpiło zdecydowane ocieplenie klimatu (do ciepłego i wilgotnego). Okres ten nazwany został interglacjałem kromerskim. W jego trakcie utworzyły się kopalne deluwia stożkowe i osady interglacjalne. Około 480.000 lat temu rozpoczęło się trwające blisko 50.000 lat zlodowacenie południowopolskie . W jego trakcie (w warunkach klimatu polarnego) dominowało wietrzenie mrozowe, denudacja i jednoczesna akumulacja pokryw stożkowych, osadzanie iłów warwowych, moren i osadów fluwioglacjalnych. Po zlodowaceniu południowopolskim nastąpił interglacjał wielki trwający blisko 200.000 lat. W tym czasie, w warunkach zmiennego klimatu, od chłodnego po ciepły i wilgotny następowała silna erozja. Długotrwałe procesy denudacyjne spowodowały ekshumowanie podłoża trzeciorzędowego. W wyniku procesów erozyjnych zniszczona została zupełnie rzeźba starszych zlodowaceń. Dopiero osady zlodowacenia środkowopolskiego (trwającego ok. 60.000 lat) budują podstawy współczesnej rzeźby terenu. Na żwirach i piaskach osadzają się iły warwowe, sedymentowane w rozległych jeziorach zastoiskowych. Iły te podścielają glinę zwałową stadiału maksymalnego. Spotyka się je także w obrębie Wzgórz Dalkowskich. W trakcie stadiału o maksymalnym zasięgu zlodowacenia środkowopolskiego
(stadiał Odry) lądolód oparł się aż o Sudety.




Deglacjacja lądolodu przyjęła początkowo charakter arealany (powierzchniowy). W tym czasie osadzają się liczne terasy i pagóry kemowe. Potem następuje deglacjacja linearna (od 8czoła lądolodu). W miarę wytapiania lądolodu powraca deglacjacja arealna. Okolice Głogowa przysypane są materiałem moreny ablacyjnej i wraz ze spiętrzonym materiałem trzeciorzędowym (zaburzenia glacitektoniczne) stanowią bezpośrednie podłoże Wzgórz Dalkowskich. W ostatniej fazie deglacjacji lodu stadiału odrzańskiego fragmenty martwego lądolodu wypełniają obniżenia terenu (głównie w dolinie Odry). Po interstadiale Odra - Warta następuje kolejna transgresja lodowca - stadiał Warty. Czoło lądolodu zatrzymuje się na linii dzisiejszych Wzgórz Dalkowskich, które stanowią morenę czołową tego stadiału. Ze stadiałem Warty w obrębie Dolnego Śląska związane jest najwyższe zasypanie rzeczne. Ablacja lodu miała początkowo również charakter arealny - świadczą o tym stopnie kemowe. Bryły martwego lodu długo zalegały w pradolinie barucko - głogowskiej blokując odpływ wód z rejonu Ścinawy (zastoiska). W interglacjale eemskim (120.000 lat) nastąpiło wznowienie erozji. Dno doliny Odry zostało rozcięte do głębokości 25 - 30 m poniżej dziesiejszego poziomu. Erozja trwała do mniej więcej połowy interglacjału. Po okresie denudacji następuje w warunkach najpierw ciepłego potem ochładzającego się klimatu akumulacja. Powstało wtedy szerokie akumulacyjne dno doliny Odry. W ten sposób powstało zasypanie związane ze zlodowaceniem północnopolskim. Jego osady włożone są w rynnę eemską i budują terasę zwaną bałtycką (dziś wyniesioną 3 - 6 m nad poziom Odry). Tworzy ona rozległą płaską powierzchnię dna doliny Odry, która zajęta jest głównie pod rolnictwo i osadnictwo. Podczas maksymalnego zasięgu zlodowacenia północnopolskiego, trwającego blisko 50.000 lat (stadiał leszczyński) spływające z moren końcowych do pradoliny barucko - głogowskiej wody osadziły nas północnym stoku rozległe stożki sandrowe. Do najważniejszych procesów rzeźbotwórczych tego okresu należała eoliczna akumulacja lessów. Pokrywają one Wzgórza Dalkowskie i Równinę Wrocławską. Na przełomie plejstocenu i holocenu rozpoczęly się procesy wydmotwórcze trwające z przerwami aż do ok. 3.000 lat temu. Powstają liczne wydmy w dnie doliny Odry - dziś czytelne w terenie w rejonie Borka (gm. Głogów) oraz Kozich Dołów (gm. Kotla). W ostatniej fazie ablacji lądolodu powstają formy związane z krasem termicznym.
Około 10.000 lat temu w warunkach klimatu umiarkowanie chłodnego i suchego następuje erozyjne rozcięcie a następnie wypełnienie dolin rzecznych. W miarę ocieplania się klimatu tworzą się torfowiska i nasilają się procesy wydmotwórcze (okres borealny). W okresie atlantyckim następuje maksymalne ocieplenie, klimat staje się wilgotny. Klimat taki stwarza dobre warunki do rozwoju jezior i torfowisk. Na terasie bałtyckiej zaczynają powstawać osiedla ludzkie (ok. 6.500 - 4.000 lat temu). W okresie subborealnym klimat ochładza się lecz staje się jeszcze bardziej wilgotny, kończą się procesy wydmotwórcze. Następuje osłabienie siły transportowej rzek. W wyniku tego następuje sedymentacja rzeczna. Meandrujące rzeki niszczą duże partie lasów (horyzont pni czarnych dębów), rzeki często zmieniają koryto. W okresie subatlantyckim (ok. 2.500 lat) klimat od umiarkowanegno i wilgotnego zmienia się we współczesny. Odra wcina się w osady obecnej terasy holoceńskiej, formuje niższą (zalewową) terasę denną. W wyniku trzebieży lasów i wzmożonego wskutek tego spływu powierzchniowego rozpoczyna się sedymentacja gliniasto - mułowych mad rolniczych.



Chronologia czwartorzędu w Polsce.

Podokres Epoka Chronologia
w tys. lat
Holocen 0 - 10,1
NEOPLEJSTOCEN:
późny plejstocen 10,1- 12,5
zlodowacenie bałtyckie 12,5- 60
interglacjał eemski 60,0-180
zlodowacenie środkowopolskie:
stadiał Warty 180,0-200
interstadiał Odra - Warta 200,0-220
stadiał Odry 220,0-240
Plejstocen
MEZOPLEJSTOCEN
interglacjał wielki -mazowiecki 240,0-430
zlodowacenie południowopolskie 430,0-480
interglacjał kromerski 480,0-640
EOPLEJSTOCEN
zlodowacenie podlaskie
interglacjał tegeleński 640 - 1800
zlodowacenie protegeleńskie
preglacjał

Zlodowacenie protegeleńskie i podlaskie łączone jest w jedno. Wydzielenie tych zlodowaceń jest trudne ponieważ zasięg kolejnej (południowopolskiej) fazy transgresji lądolodu przykryło utwory wcześniejsze mieszając je i przeobrażając. Nie ma jednoznacznych dowodów świadczących o jednym lub dwóch wczesnych zlodowaceniach
Maksymalny zasięg lądolodu zlodowacenia środkowopolskiego i główne fazy recesyjne:
1 - zasięg lądolodu: OR - stadiał Odry - Radomki, W - stadiał Warty, Wk - stadiał Wkry, M - stadiał Wławy;
2 - strefy odwodnienia pradolinnego wraz z kierunkami spływu wód: WB(M) pradolina Wrocławsko - Bremeńska (Magdeburska), PWK - pradolina Pilicy - Wieprza i Krzny, WB - “warszawski” odcinek pradoliny Warszawsko - Berlińskiej, B - pradolina Baryczy,
3 - zastoiska (rozlewiska).









BIBLIOGRAFIA :
Vademecum Maturzysty - GEOGRAFIA wyd. "Oświata"
WIELKA ENCYKLOPEDIA POWSZECHNA PWN
WIELKA ENCYKLOPEDIA "FOGRA"
ENCYKLOPEDIA PWN ŚWIAT WIEDZY