地質年代スケール

地質年代スケールを対数螺旋で比例的に表しています。この画像には、地球の歴史と生命の進化におけるいくつかの注目すべき出来事も示されています。
地質年代尺度。地球の歴史における主要な出来事を対数螺旋で比例的に表す。1メガ年（Ma）は100万年（10 6）を表す。

地質年代尺度または地質学的年代尺度（GTS ）は、地球の岩石記録に基づいた時間の表現です。これは、年代層序学（地層と時間を関連付けるプロセス）と地質年代学（岩石の年代を決定することを目的とした地質学の科学的な一分野）を使用した年代順の年代測定システムです。これは主に地球科学者（地質学者、古生物学者、地球物理学者、地球化学者、古気候学者など）が、地質史における出来事の時期と関係性を記述するために使用します。この時間尺度は、岩石層の研究とそれらの関係性の観察、岩相、古地磁気特性、化石などの特徴の特定を通じて開発されました。地質年代の標準化された国際単位の定義は、国際地質科学連合（IUGS）の構成機関である国際層序委員会（ICS ）の責務であり、その主な目的[1]は、地質年代区分を定義するために使用される国際地層図（ICC）[2]の地球規模の地層学的単位を正確に定義することです。地層学的区分は、地質年代学的単位を定義するために用いられます[2] 。

原則

地質年代尺度は、地球の歴史を通じて起こった出来事に基づいて、約45億4000万±5000万年の長い時間を表す方法である。[3]地質年代尺度は、主要な地質学的または古生物学的出来事に対応する地層の根本的な変化を観察することによって、地層、ひいては時間を年代順に整理する。例えば、白亜紀-古第三紀絶滅イベントは、古第三紀システム/期間の下限を示し、したがって白亜紀と古第三紀システム/期間の境界を示している。クライオジェニアンより前の区分については、任意の数値境界定義（世界標準地層年代、GSSA）を使用して地質年代を区分する。これらの区分を岩石記録とよりよく調和させる提案がなされている。[4] [5]

歴史的には、世界各地の等価岩石における岩相および生層序の違いから、地域的な地質年代尺度が用いられてきました[5] 。ICSは長年にわたり、世界的に重要かつ識別可能な地層準を標準化することで、矛盾する用語の調和を図ってきました。これらの地層準は、地層序単位の下限を定義するために使用できます。このように地層序単位を定義することで、世界的に標準化された命名法の使用が可能になります。国際地層序図は、この継続的な取り組みの成果です。

岩石の相対的な関係、ひいては地層学的位置を決定するために、いくつかの重要な原理が用いられている。[6] [7]

変形していない地層では、最も古い地層が層の最下部に位置し、新しい地層が表面に積み重なるという重ね合わせの法則。[8] [9] [10] [7]実際には、別の証拠がない限り、新しい岩石が古い岩石の上に位置することを意味します。

堆積層は重力の作用により元々は水平に堆積するという原初水平性の原理[ 8] [10] [7] 。しかし、現在では全ての堆積層が純粋に水平に堆積するわけではないことが分かっているが[7] [11]、この原理は今でも有用な概念である。

横方向連続性の原理は、堆積層が薄くなったり、異なる岩石層によって切断されるまで、あらゆる方向に横方向に広がっている、つまり横方向に連続しているというものです。[8]層は無限に広がっているわけではなく、その限界は堆積盆地内の堆積物の量と種類、そしてその盆地の形状によって決まります。

交差関係の原理は、ある岩石が別の岩石を横切る場合、その岩石が横切る側の岩石よりも新しいものでなければならないというものです。[8] [9] [10] [7]

内包岩石の法則とは、ある種類の岩石の小さな破片が別の種類の岩石に埋め込まれている場合、それは最初に形成され、2番目の岩石の形成時に内包されていたに違いないという法則である。[10] [7]

地質学的記録における空白を表す地質学的特徴である不整合の関係。不整合は侵食期または堆積期に形成され、堆積物が不連続に堆積したことを示す。[7]地層中の不整合の種類と関係を観察することで、地質学者は地層の相対的な形成時期を理解することができる。

動物相遷移の原理（該当する場合）は、岩石層には、特定の信頼できる順序で垂直方向に連続する特徴的な化石セットが含まれているというものです。[12] [7]これにより、地層間の地層が連続していなくても、地層の相関関係を明らかにすることができます。

地質時代の区分

地質時代のスケールは、年代地層単位とそれに対応する地質年代学的単位に分けられます。

  • アン代は地質年代学上の最大の時間単位で、地層学上の代。[13]冥王代、始生代、原生代、顕生代の4つである。[2]
  • アン紀は地質年代学上の2番目に大きな単位で、地質層序の紀と同等である。[14][13]紀は10種類定義されており、始生代、古始生代、中生代、新、古原生代、中生代、新原生代、古生代、中生代、新生代あり、冥王代は含まれていない。[2]
  • あこの期間は地層学システム。[14][13]22の期間が定義されており、現在は第四紀である。[2]例外として、石炭紀。[14]
  • アン紀は地質年代学の2番目に小さい単位です。これは地質層序系列。[14][13]37の明確な紀と1つの非公式の紀があります。現在の紀は完新世新第三紀には11の亜紀があります。[2]国際年代層序学における正式な単位としての亜紀の使用は、2022年に批准されました。[15]
  • アン年代は、地質年代学における最小の階層的単位である。これは地層序学的段階。[14][13]96の公式年代と5つの非公式年代がある。[2]現在の年代はメガラヤ年代。
  • あchron は、階層的ではない正式な地質年代学の単位で、ランクが指定されておらず、chronostratigraphicchronozone。[14]、以前に定義された地層単位または地質学的特徴に基づいているため、magnetostratigraphic、lithostratigraphic、またはbiostratigraphicと相関します
地質年代スケールの正式な階層的単位（最大から最小まで）
年代層序単位（地層）地質年代単位（時間）期間[注 1]
エオノテムエオン数億年から20億年
エラテム時代数千万年から数億年
システム期間数百万年から数千万年
シリーズエポック数十万年から数千万年
サブシリーズサブエポック数千年から数百万年
ステージ年数千年から数百万年

前期および後期の区分は、地質年代学上の下部および上部の相当物として使用され、たとえば、前期三畳紀 (地質年代学単位) は下部三畳紀 (地質年代学単位) の代わりに使用されます。

特定の地層単位を表す岩石はその地層単位であり、それらが堆積した時代は地質年代単位です。たとえば、シルル紀を表す岩石はシルル紀であり、シルル紀に堆積しました。この定義は、地質年代測定法によって精緻化された場合、地質年代単位の数値の年代は変更される可能性があり（変更されることが多い）、同等の地層単位（改訂の頻度は低い）は変更されないままであることを意味します。たとえば、2022年初頭、エディアカラ紀とカンブリア 紀（地質年代単位）の境界は541 Maから538.8 Maに改訂されましたが、カンブリア紀基底部の境界（GSSP）の岩石定義、つまりエディアカラ紀とカンブリア紀（地層単位）の境界は変更されていません。むしろ、絶対年齢が単に改訂されただけです。

用語

年代層序学は、岩石体と地質学的時間の相対的な測定との関係を扱う地層学の要素です。 [14]これは、定義された地層準間の明確な地層を、地質学的時間の相対的な間隔を表すために割り当てるプロセスです。

年代地層単位特定の地質時代区分を表す特定の地層準間に定義される、層状または非層状の岩石体。特定の地質時代区分を代表するすべての岩石を含み、かつその期間のみが含まれる。エオノセム、エラセム、システム、シリーズ、サブシリーズ、ステージ、サブステージは、階層的な年代層序単位である。[14]

地質年代学的単位地質年代学は地質年代の区分の一つであり、無形の性質（時間）を数値的に表現したものである。[16]これらの単位は、エオン（eon）、紀元（era）、ピリオド（period）、エポック（epoch）、サブエポック（subepoch）、年代（age）、サブ年代（subage）という階層構造になっている。[14] 地質年代学は、岩石、化石、堆積物の年代を絶対的（例えば放射年代測定）または相対的（例えば地層位置、古地磁気、安定同位体比）に決定することを目的とする地質学の科学的分野である。 地質年代測定学は、地質年代を数値的に定量化する地質年代学の分野である。[16]

GSSP（全球境界層準断面点）は、地質年代スケールにおける段階の下限を定義する地層断面上の国際的に合意された基準点である。 [17]（最近では、これはシステムの基盤を定義するために使用されている）[18]

全球標準地層年代（GSSA）[19]は、クライオジェニアン以前の地質年代学的単位の基準を定義するために使用される、数値のみに基づく年代学的基準点です。これらの基準点は任意に定義されます。[14]これらは、GSSPがまだ確立されていない場所で使用されます。現在GSSAによって定義されているすべての単位の基準となるGSSPを定義するための研究が進行中です。

地質年代尺度の国際標準単位は、国際地層学委員会が国際地層図に発表しています。ただし、一部の地域では地域固有の用語が依然として使用されています。国際地層図の数値はMa（メガ年、百万年）という単位で表されます。例えば、ジュラ紀の下限値である201.4 ± 0.2 Maは、20万年の不確かさを伴う2億140万年前と定義されています。地質学者が一般的に使用する他のSI接頭辞単位には、 Ga（ギガ年、十億年）とka （キロ年、千年）があり、後者はしばしば目盛り付き単位（現在より前）で表されます。

地質時代の命名

地質時代単位の名前は、年代層序単位に対して定義され、対応する地質年代学的単位は、接尾辞を変更した同じ名前を共有します (例: Phanerozoic Eonothemは Phanerozoic Eon になります)。 顕生代の時代名は、地球上の生命の歴史における大きな変化を反映するように選ばれました: Paleozoic (古い生命)、Mesozoic (中期の生命)、およびCenozoic (新しい生命)。 システムの名前の由来は多様で、年代的な位置を示すもの (例: Paleogene) もあれば、岩相(例: 白亜紀)、地理(例:ペルム紀)、または部族 (例: Ordovisian ) にちなんで名付けられたものもあります。現在認識されているシリーズとサブシリーズのほとんどは、システム/シリーズ内の位置 (初期/中期/後期) に基づいて名付けられています。しかし、国際層序委員会は、すべての新シリーズおよび亜シリーズに、その層準標本地または模式地の近傍の地理的特徴にちなんで命名することを提唱している。また、ステージ名も、その層準標本地または模式地の近傍の地理的特徴に由来するべきである。[14]

非公式には、カンブリア紀以前の時代は先カンブリア時代または先カンブリア時代（Supereon）と呼ばれることが多い。[4] [注 2]

地質学上のエオノセム/エオン名の期間と語源
名前期間期間（百万年）名前の語源
顕生代5億3880万年前から0万年前538.8ギリシャ語の φανερός ( phanerós ) 「目に見える」または「豊富な」と ζωή ( zoē ) 「生命」に由来。
原生代25億年前から5億3880万年前1961年2月ギリシャ語の πρότερος ( próteros ) 「以前の」または「以前の」と ζωή ( zoē ) 「人生」から。
始生代40億3100万年前から25億年前1531ギリシャ語のἀρχή ( archē )「始まり、起源」から。
冥王45億6730万年前から40億3100万年前536.3ギリシャ神話の冥界（地獄）の神、ハデス（古代ギリシャ語：ᾍδης、ローマ字：  Háidēs ）に由来。
地質年代/時代名の期間と語源
名前期間期間（百万年）名前の語源
新生代6600万年前から000万年前66ギリシャ語の καινός ( kainós ) 「新しい」と ζωή ( zōḗ ) 「生命」から。
中生代2億5190万年前から6600万年前185.902ギリシャ語のμέσο ( méso ) 「中間」と ζωή ( zōḗ ) 「人生」から。
古生代5億3880万年前から2億5190万年前286.898ギリシャ語の παλιός ( palaiós ) 「古い」と ζωή ( zōḗ ) 「人生」から。
新原生代10億年前から5億3880万年前461.2ギリシャ語の νέος ( néos ) 「新しい」または「若い」、 πρότερος ( próteros ) 「以前の」または「以前の」、そして ζωή ( zōḗ ) 「人生」から。
中原生代16億～10億年前600ギリシャ語の μέσο ( méso ) 「中間」、 πρότερος ( próteros ) 「以前」または「初期」、および ζωή ( zōḗ ) 「人生」から。
古原生代25億～16億年前900ギリシャ語の παλιός ( palaiós ) は「古い」、 πρότερος ( próteros ) は「以前の」または「以前の」、そして ζωή ( zōḗ ) は「人生」を意味します。
新始生代28億～25億年前300ギリシャ語の νέος ( néos ) 「新しい」または「若い」と ἀρχαῖος ( arkhaîos ) 「古代の」から。
中始生代32億～28億年前400ギリシャ語の μέσο ( méso ) 「中世」と ἀρχαῖος ( arkhaîos ) 「古代」から。
古始生代36億～32億年前400ギリシャ語の παλιός ( palaiós ) 「古い」と ἀρχαῖος ( arkhaîos ) 「古代の」から。
始生代40億3100万年前から36億年前431ギリシャ語の ἠώς ( ēōs ) 「夜明け」と ἀρχαῖος ( arkhaîos ) 「古代」から。
地質系・時代名の期間と語源
名前期間期間（百万年）名前の語源
第四紀260万年前から0万年前2.581829年にジュール・デノワイエによって、フランスのセーヌ川流域の堆積物が第三紀[注3]の岩石よりも新しいと思われることから初めて導入されました。[22]
新第三紀2300万年から260万年前20.46ギリシャ語の νέος ( neos ) 「新しい」と γενεά ( geneá ) 「創世記」または「誕生」に由来します。
古第三紀6600万年から2300万年前42.96ギリシャ語の παλιός ( palaiós ) 「古い」と γενεά ( geneá ) 「起源」または「誕生」に由来します。
白亜紀約1億4310万年前から6600万年前約77.11822年にジャン・ドマリウス・ド・ハロワがパリ盆地内の広大な白亜層を指して使用したTerrain Crétacéに由来する。[23]最終的にはラテン語のcrēta 「白亜」に由来する。
ジュラ紀2億140万年前から1億4310万年前約58.3ジュラ山脈にちなんで名付けられた。 1799年にアレクサンダー・フォン・フンボルトが「ジュラ・カルクシュタイン」（ジュラ石灰岩）として最初に使用した。[24] アレクサンドル・ブロンニャールが1829年に初めてジュラ紀という用語を発表した。[25] [26]
三畳紀2億5190万年前から2億140万年前50.502フリードリヒ・アウグスト・フォン・アルベルティの「トリアス」から。南ドイツに広く分布する三つの層を指す。
ペルム紀2億9890万年前から2億5190万年前46.998ロシア帝国の歴史的な地域であるペルミにちなんで名付けられました。[ 27]
石炭紀3億5890万年前から2億9890万年前59.96「石炭を運ぶ」という意味で、ラテン語のcarbō（石炭）とferō（運ぶ、担う）に由来する。[28]
デボン紀4億1960万年前から3億5890万年前60.76イギリスのデヴォン州にちなんで名付けられた。[29]
シルル紀4億4310万年前から4億1960万年前23.48ケルト族のシルル族にちなんで名付けられた。[30]
オルドビス紀4億8690万年前から4億4310万年前43.75ケルト族オルドヴィケスにちなんで名付けられた。[31] [32]
カンブリア紀5億3880万年前から4億8690万年前51.95ウェールズ語でウェールズ、カムリを意味するカンブリアのラテン語化にちなんで名付けられた。[33]
エディアカラ紀6億3500万年前から5億3880万年前約96.2エディアカラ丘陵にちなんで名付けられました。エディアカラはおそらくクヤニ語の「ヤタ・タカラ」「硬い、または石の多い地面」の転訛である。 [34] [35]
クライオジェニアン7億2000万年から6億3500万年前約85ギリシャ語の κρύος ( krýos ) 「冷たい」と γένεσις ( génesis ) 「誕生」から。[5]
トニアン10億～7億2000万年前約280ギリシャ語のτόνος（tónos）「伸ばす」に由来。[5]
ステニアン12億～10億年前200ギリシャ語の στενός ( stenós ) 「狭い」に由来。[5]
エクスタシアン14億～12億年前200ギリシャ語の ἔκτᾰσῐς ( éktasis ) 「拡張」に由来。[5]
カリミアン16億～14億年前200ギリシャ語の κάλυμμᾰ ( kálumma ) 「カバー」から。[5]
スタザリアン18億～16億年前200ギリシャ語の σταθερός ( statheros ) 「安定した」に由来。[5]
オロシリア人20億5000万年前から18億年前250ギリシャ語の ὀροσειρά ( oroseirá ) 「山脈」から。 [5]
リアシアン23億～20億5000万年前250ギリシャ語のῥύαξ ( rhýax )「溶岩の流れ」から。[5]
シデリアン25億～23億年前200ギリシャ語の σίδηρος ( sídēros ) の「鉄」に由来。[5]
地質年代・時代名の期間と語源
名前期間期間（百万年）名前の語源
完新世0.012万年前から0万年前0.0117ギリシャ語の ὅλος ( hólos ) 「全体」と καινός ( kainós ) 「新しい」 から
更新世258万年前から12万年前2.56831830 年代初頭に、ギリシャ語の πλεῖστος ( pleîstos ) 「最も」と καινός ( kainós ) 「新しい」 から作られた造語。
鮮新世533万年から258万年前2.7531830年代初頭にギリシャ語のπλείων（pleíōn）「より多くの」とκαινός（kainós）「新しい」 から造語された。
中新世2304万年前から533万年前17.7071830年代初頭にギリシャ語のμείων（meíōn）「より少ない」とκαινός（kainós）「新しい」 から造語された。
漸新世3390万年前から2304万年前10.861850年代にギリシャ語のὀλίγος ( olígos )「少数」とκαινός ( kainós )「新しい」 から造語された。
始新世5600万年から3390万年前22.11830年代初頭にギリシャ語のἠώς ( ēōs )「夜明け」とκαινός ( kainós )「新しい」から造語され、この時代の近代生活の夜明けを指しています。
暁新世6600万年から5600万年前101874年にヴィルヘルム・フィリップ・シンパーが paleo- + Eocene を組み合わせた造語として作ったが、表面的にはギリシャ語の παλαιός ( palaios )「古い」と καινός ( kainós )「新しい」 から来ている。
上部白亜紀1億500万年前から6600万年前34.5白亜紀を参照
下部白亜紀1億4310万年前から1億500万年前42.6
上部ジュラ紀
1億6150万年前から1億4310万年前18.4ジュラ紀を参照
中期ジュラ紀1億7470万年前から1億6150万年前13.2
下部ジュラ紀
2億140万年前から1億7470万年前26.7
上部三畳紀2億3700万年前から2億140万年前35.6三畳紀を参照
中期三畳紀
2億4670万年前から2億3700万年前9.7
下部三畳紀2億5190万年前から2億4670万年前5.202
ロピンギアン2億5951万年前から2億5190万年前7.608中国の洛平にちなんで名付けられ、中国語の「乐平（lèpíng）」（「平和な音楽」） の英語化である。
グアダルピアン2億7440万年前から2億5951万年前14.89アメリカ南西部のグアダルーペ山脈にちなんで名付けられ、アラビア語のوَادِي ٱل ( wādī al )「谷」とラテン語のlupus「狼」からスペイン語を経て派生した。
シスラル派2億9890万年前から2億7440万年前24.5ラテン語のcis-（前）+ロシア語のУрал（ウラル）から来ており、ウラル山脈の西斜面を指す。
アッパーペンシルベニア3億700万年前から2億9890万年前8.1アメリカ合衆国ペンシルベニア州にちなんで名付けられました。ウィリアム・ペンとラテン語のsilvanus （森）+ -iaから成り、トランシルバニアに類似しています。
ミドルペンシルベニア3億1520万年前から3億700万年前8.2
ペンシルベニア下部3億2340万年前から3億1520万年前8.2
上部ミシシッピ紀3億3030万年前から3億2340万年前6.9ミシシッピ川にちなんで名付けられました。オジブウェー語のᒥᐦᓯᓰᐱ ( misi-ziibi )「偉大な川」 に由来します。
中期ミシシッピ朝3億4670万年前から3億3030万年前16.4
下部ミシシッピアン3億5886万年前から3億4670万年前12.16
上部デボン紀3億8231万年前から3億5886万年前23.45デボン紀を参照
中期デボン紀3億9347万年前から3億8231万年前11.16
下部デボン紀4億1962万年前から3億9347万年前26.15
プリドリ4億2270万年前から4億1962万年前3.08チェコ、プラハ近郊のプシードリ自然保護区ホモルカにちなんで名付けられました。
ラドロー4億2670万年前から4億2270万年前4イギリスのラドローにちなんで名付けられました
ウェンロック4億3290万年前から4億2670万年前6.2イギリスのシュロップシャー州ウェンロックエッジにちなんで名付けられました
ランダベリー4億4310万年前から4億3290万年前10.2ウェールズのランダベリーにちなんで名付けられた
上部オルドビス紀4億5820万年前から4億4310万年前15.1オルドビス紀を参照
中期オルドビス紀4億7130万年前から4億5820万年前13.1
下部オルドビス紀4億8685万年前から4億7130万年前15.55
フロンギアン4億9700万年前から4億8685万年前10.15北京語の「芙蓉 ( fúróng )」「蓮」から来ており、湖南省の国家シンボルを指す
ミャオリン語5億650万年前から4億9700万年前9.5貴州省のミャオ・ レイ山脈にちなんで名付けられ、中国語では「芽吹く峰」を意味する。
カンブリア紀シリーズ2（非公式）5億2100万年前から5億650万年前14.5カンブリア紀を参照
テレヌーヴィアン5億3880万年前から5億2100万年前17.8ニューファンドランド島のフランス語方言であるテールヌーヴにちなんで名付けられました。

地質年代尺度の歴史

初期の歴史

最も現代的な地質学的年代尺度は、1911年[36]にアーサー・ホームズ( 1890-1965)によって初めて定式化されましたが、ホームズは、地殻の変化は継続的で均一なプロセスの結果であるという理論である斉一説を提唱したスコットランドの地質学者ジェームズ・ハットン(1726-1797)に影響を受けました。 [37]岩石と時間の関係についてのより広い概念は、(少なくとも)紀元前1200年から紀元後600年の古代ギリシャの哲学者にまで遡ることができます。コロフォンのクセノファネス(紀元前570年頃-  487年)は、海面より上にある貝殻の化石のある岩床を観察し、それをかつては生物であったとみなし、このことから海が時には陸地を越え、また時には陸地から退くという不安定な関係を示唆しました。[38]この見解はクセノファネスの学者やそれに続く学者の一部に共有されており、その中には（追加の観察結果に基づいて）陸と海の位置は長い期間にわたって変化してきたと推論したアリストテレス（紀元前384-322年）もいた。深い時間の概念は、中国の博物学者である沈括[39]（1031-1095年）やイスラムの科学者であり哲学者である清浄兄弟にも認識されており、彼らは論文の中で時間の経過による層化のプロセスについて書いている。[38]彼らの研究は、ニコラウス・ステノより6世紀以上も前に、層化と重ね合わせの概念について『医術の書』 （1027年）を書いた11世紀のペルシャの博学者アヴィセンナ（イブン・スィーナ、980-1037年）の研究に影響を与えた可能性が高い。[38]アヴィセンナも化石を「植物や動物の体の石化」と認識していました[40]。13世紀のドミニコ会司教アルベルトゥス・マグヌス（1200年頃-1280年）も、アリストテレスの自然哲学を引用し、石化流体の理論を発展させました[41] 。これらの著作は、化石や海面変動の起源を聖書に求め、 1282年のリストロ・ダレッツォを含む「大洪水」に帰する中世ヨーロッパの学者たちにはほとんど影響を与えなかったようです[38]。イタリア・ルネサンス期まで、化石は石化の起源を解明することができませんでした。 レオナルド・ダ・ヴィンチ（1452-1519）は、地層構造、相対的な海面変動、そして時間の関係を再検証し、化石が「大洪水」に起因するという説を非難した。[42] [38]

これらの生物が大洪水によって海から遠く離れた場所まで運ばれたと考える人々の愚かさと無知さについて… なぜ、異なる岩層の間にこれほど多くの破片や貝殻の破片が見つかるのでしょうか。それらは海岸にあったものが、海によって新たに巻き上げられた土砂に覆われ、その後石化したのではないでしょうか。そして、もし前述の大洪水がそれらを海からこれらの場所まで運んだのであれば、貝殻は岩の1層の縁でしか見つからず、海が近隣の川によって運ばれた砂泥の層を増やし、海岸に広げた何年もの冬の間、多くの縁で見つかるはずではありません。そして、これらの層とその間の貝殻を形成するために多くの洪水があったに違いないと言うのであれば、そのような大洪水が毎年起こったと断言する必要があるでしょう。

地層の連続と相対高度のスケッチ（ウィリアム・スミス）

ダ・ヴィンチのこれらの見解は未発表のままであり、当時の影響力は乏しかった。しかし、化石とその重要性に関する疑問は追求され、創世記に反する見解は容易に受け入れられず、宗教的教義への異議申し立ては一部の地域では賢明ではなかったものの、ジローラモ・フラカストロのような学者たちはダ・ヴィンチの見解を共有し、化石を「大洪水」に帰属させるのは不合理だと考えた。[38]哲学や岩石の概念に関する多くの理論はそれ以前にも発展していたが、「地球上のどこにでも適用できる地質学的年代尺度を定式化する最初の真剣な試みは18世紀後半に行われた」[41] 。その後、19世紀には、学者たちは地層構造に関する理論をさらに発展させた。「地質学の父」[43]と呼ばれることが多いウィリアム・スミスは、先人の学者たちの考えを参考にするのではなく、観察を通して理論を展開した。スミスの研究は、主に当時の岩層と化石の詳細な研究に基づいており、「これほど広大な地域にこれほど多くの岩石層を描いた最初の地図」を作成した。[43]岩層とそこに含まれる化石を研究した後、スミスはそれぞれの岩層が独自の物質を含んでおり、それを用いて世界のさまざまな地域の岩層を識別し、相関関係を分析できると結論付けた。[44]スミスは動物相遷移の概念、つまり化石がそれが発見された地層の年代を示す指標となるという考えを発展させ、1816年に出版した著書『組織化された化石によって識別される地層』[44]でその考えを発表した。

基本原則の確立

ニールス・ステンセン、より一般的にはニコラス・ステンノとして知られています (1638–1686) は、層序学の 4 つの基本原則を確立したと考えられています。[38]ステノは、『Desolido intra Solidum Naturaliter contento dissertationis prodromus』で次のように述べています: [8] [45]

  • 任意の地層が形成されるとき、その上にある物質はすべて流動的であったため、最下層が形成されるときには上層は存在していませんでした。
  • ...地平線に対して垂直または傾斜している地層は、かつては地平線と平行でした。
  • 地層が形成される際、その縁は別の固体物質によって囲まれていたか、あるいは地球全体を覆っていたかのいずれかであった。したがって、地層の縁が露出している箇所は、同じ地層の連続性、あるいは地層の物質の拡散を防ぐ別の固体物質が見つかるかのいずれかである。
  • 物体または不連続性が地層を横切っている場合、それはその地層の後に形成されたものでなければなりません。

これらはそれぞれ、重なり合いの原理、元々の水平性、横方向の連続性、そして横断的な関係の原理である。ステノはこの原理から、地層が連続的に堆積したと推論し、相対的な時間（ステノの考えでは、天地創造からの時間）を推論した。ステノの原理は単純で多くの注目を集めたが、適用するのは困難であった。[38]これらの基本原理は、改良され、より微妙な解釈がなされたとはいえ、地層と地質年代の相関関係を決定するための基本原理として今もなお用いられている。

18 世紀を通じて地質学者は次のことを認識しました。

  • 堆積後、地層の連続は侵食され、歪んだり、傾いたり、さらには反転したりすることが多い。
  • 異なる地域で同時に形成された地層は、全く異なる外観を持つ可能性がある。
  • 特定の地域の地層は地球の長い歴史の一部に過ぎない

現代の地質年代尺度の定式化

地質学的記録の時間的区分として最も古い形式的な区分は、聖書モデルの時代にトーマス・バーネットによって導入された。彼は山に二重の用語を用い、「大洪水」の時に形成された岩石を「モンテス・プリマリ」、後に「プリマリ」の残骸から形成されたより若い「モンテス・セクンダリオス」とした。[46] [38]アントン・モロ（1687-1784）も岩石単位に一次区分と二次区分を用いたが、彼の区分のメカニズムは火山性であった。[47] [38]この初期の冥王説では、地球内部は高温であると考えられており、これが一次火成岩と変成岩の生成を促し、二次岩が歪んだ化石を含む堆積物を形成した。これらの一次区分と二次区分は、ジョヴァンニ・タルジョーニ・トッツェッテ​​ィ（1712–1783）とジョヴァンニ・アルドゥイーノ（1713–1795）によって拡張され、第三紀と第四紀の区分が含まれるようになりました。 [38]これらの区分は、岩石が堆積した時代と岩石群そのものの両方を記述するために使用されました（つまり、「第三紀の岩石」と「第三紀」という表現が正確でした）。現代の地質年代尺度では第四紀の区分のみが残されていますが、第三紀の区分は21世紀初頭まで使用されていました。海王星説と深成岩説は19世紀初頭まで競合したが、この論争の解決に大きく貢献したのはジェームズ・ハットン（1726–1797）の業績、特に1785年にエディンバラ王立協会で初めて発表された『地球論』であった。 [48] [9] [49]ハットンの理論は後に斉一説として知られるようになり、ジョン・プレイフェア[50] (1748–1819) や後にチャールズ・ライエル（1797–1875）の著書『地質学原理』 [10]で普及した。 [51 ] [52]彼らの理論は、当時西洋宗教で受け入れられていた聖書の年代学に基づいてジェームズ・アッシャーが示唆した地球の年齢6000年に強く異議を唱えた。

19世紀初頭、ウィリアム・スミス、ジョルジュ・キュヴィエ、ジャン・ドマリウス・ド・ハロワ、そしてアレクサンドル・ブロンニャールは、地層と化石群集による岩石の体系的な区分の先駆者となりました。これらの地質学者は、岩石単位に与えられた地方名をより広い意味で使い始め、国境や大陸の境界を越えて地層を相互の類似性に基づいて相関させ始めました。現代のICC/GTSで使用されている年代/時代ランク以下の名称の多くは、19世紀初頭から中期にかけて決定されたものです。

地質年代測定法の出現

19世紀には地球の年齢に関する議論が再燃し、地質学者は削剥速度や堆積物の厚さ、あるいは海洋化学に基づいて年齢を推定し、物理学者は基礎的な熱力学や軌道物理学を用いて地球や太陽の冷却による年齢を決定した。[3]これらの推定値は、方法や著者によって150億年から75万年まで様々であったが、ケルビン卿とクラレンス・キングの推定値は、物理学と地質学における卓越した業績により、当時高く評価されていた。これらの初期の地質年代測定法による決定はすべて、後に誤りであることが判明した。

アンリ・ベクレル、マリー・キュリー、ピエール・キュリーによる放射性崩壊の発見は放射年代測定の基礎を築きましたが、放射年代の正確な判定に必要な知識とツールは 1950 年代半ばまで整備されませんでした。[3]アーネスト・ラザフォード、バートラム・ボルトウッド、ロバート・ストラット、アーサー・ホームズによるウラン鉱物と岩石の年代測定の初期の試みは、1911年と1913年にホームズによって発表された世界初の国際地質年代尺度に結実した。[36] [53] [54] 1913年のフレデリック・ソディによる同位体の発見[55]と、フランシス・ウィリアム・アストン、アーサー・ジェフリー・デンプスター、アルフレッド・OC・ニーアによる20世紀初頭から中期にかけての質量分析法の発展により、ついに放射年代の正確な測定が可能になり、ホームズは地質年代尺度の改訂版を何度か出版し、1960年に最終版を発表した。[3] [54] [56] [57]

現代の国際地質年代尺度

1961年のIUGS（国際地質年代尺度） [58]の設立と、1965年に申請された地層学委員会[59]によるIUGS加盟委員会への加入が、ICS（国際地質年代尺度）の設立につながった。ICSの主要目的の一つは、「批准された委員会の決定を含む、世界標準の地質年代尺度であるICS国際地質年代尺度図の制定、出版、改訂」である[1] 。

ホームズに続いて、1982年、[60] 1989年、[61] 2004年、[62] 2008年、[63 ] 2012年、[64] 2016年、[65] 2020年[66]に数冊の「A Geological Time Scale」の本が出版された。しかし、2013年以降、ICSは、商業的性質、独立した作成、および以前に出版されたGTSバージョン（2013年以前のGTS本）に対するICSによる監督の欠如を理由に、ICCの制作と配布の責任を負っているが、これらのバージョンはICSと密接に関連して出版されていた。[2]後続の地質時代スケールの本（2016年[65]と2020年[66]）はICSの監督のない商業出版物であり、ICSが作成したチャートに完全には準拠していない。 ICSが発行するGTS海図は、v2013/01からバージョン番号（年/月）が付けられています。毎年少なくとも1つの新バージョンが発行され、ICSが前バージョン以降に承認した変更が反映されます。

以下の5つのタイムラインは、地質年代スケールを忠実に表しています。最初のタイムラインは地球形成から現在までの全体を示していますが、直近の紀元（エオン）のスペースが限られています。2番目のタイムラインは、直近の紀元を拡大して示しています。同様に、3番目のタイムラインでは直近の紀元を拡大し、4番目のタイムラインでは直近の期間を拡大し、5番目のタイムラインでは直近の紀元を拡大しています。

SiderianRhyacianOrosirianStatherianCalymmianEctasianStenianTonianCryogenianEdiacaranCambrianOrdovicianDevonianCarboniferousPermianTriassicJurassicCretaceousPaleogeneEoarcheanPaleoarcheanMesoarcheanNeoarcheanPaleoproterozoicMesoproterozoicNeoproterozoicPaleozoicMesozoicCenozoicHadeanArcheanProterozoicPhanerozoicPrecambrian
CambrianOrdovicianSilurianDevonianCarboniferousPermianTriassicJurassicCretaceousPaleogeneNeogeneQuaternaryPaleozoicMesozoicCenozoicPhanerozoic
PaleoceneEoceneOligoceneMiocenePliocenePleistoceneHolocenePaleogeneNeogeneQuaternaryCenozoic
GelasianCalabrian (stage)ChibanianLate PleistocenePleistoceneHoloceneQuaternary

（上のタイムラインの横軸は数百万年、下のタイムラインの横軸は数千年です）

GreenlandianNorthgrippianMeghalayanHolocene

ICCの主要な改正案

提案された人新世シリーズ/時代

2000年に初めて提唱された[67]人新世（アントロポセン）は、地球の歴史における最も最近の時代を指す提案された時代／系列です。まだ非公式ではありますが、地球上の多くの状況やプロセスが人間の影響によって大きく変化した現在の地質学的時間間隔を指すために広く使用されています。[68]人新世を地質学的出来事ではなく地質学的時間区分として定義することは、依然として議論の余地があり、困難です。[69] [70] [71] [72]

2019年5月、人新世ワーキンググループは、人新世シリーズ/エポックの確立に関する正式な提案をICSに提出することに賛成票を投じました。[73]正式な提案は完成し、2023年末に第四紀層序小委員会に提出されました。この層は、1952年に相当するプルトニウムレベルの高いオンタリオ州クロフォード湖のセクションを対象としています。[ 74 ]この提案は2024年初頭に正式な地質時代としては却下され、「地球システムへの人間の影響を示す貴重な記述子」として残されることになりました。[75]

クライオジェニアン以前のタイムラインの改訂案

シールドら 2021

ICSクライオジェニアン地質年代尺度小委員会は、岩石記録に基づいてプレクライオジェニアン地質年代尺度を改良し、ポストトニアン地質年代尺度と整合させるためのテンプレートを概説した。[4]この作業では、現在定義されている先カンブリア時代の年代と[注 2]、および「地質年代尺度」2004年版、[76] 、 2012年版、[5]、2020年版[77]における提案を評価した。同小委員会が推奨するプレクライオジェニアン地質年代尺度の改訂版[4]は以下の通りである（現行尺度[v2023/09]からの変更点は斜体で示されている）。この提案は、科学的根拠の弱点を理由に、国際プレカンブリア時代層序小委員会によって全会一致で却下された。

  • エオアーケアンを削除して始生代を 4 つではなく 3 つに区分し、地質年代測定上の定義を改訂するとともに、シデリアン紀を最新のネオアーケアンに再配置し、ネオアーケアンにクラティア紀を区分する可能性がある。
    • 始生代（4000～2450 Ma）
      • 古始生代 (4000 – 3500 Ma)
      • 中始生代（3500～3000 Ma）
      • 新始生代（3000～2450 Ma）
        • Kratian (特定の時期は指定されていない、Siderian より前) – ギリシャ語の κράτος ( krátos )「強さ」に由来。
        • シデリアン期（？～2450 Ma） – 原生代から始生代末期に移動。開始時期は不明。古原生代末期がシデリアン期の終わりを定義する。
  • 原生代、古原生代の地質年代測定区分の改良、スタセリアン期の中原生代への再配置、古原生代における新しいスクーリアン期/体系、新原生代における新しいクレイシアン期またはシンディアン期/体系。
    • 古原生代（2450～1800 Ma）
      • スコウリアン( 2450 Ma –2300 Ma) – ギリシャ語の σκουριά ( skouriá ) 「錆」から。
      • リアキアン（2300～2050 Ma）
      • オロシリアン（2050～1800 Ma）
    • 中原生代（1800～1000 Ma）
      • スタセリアン（1800～1600 Ma）
      • カリミアン期（1600～1400 Ma）
      • エクタシアン（1400～1200 Ma）
      • ステニアン期（12億～10億年前）
    • 新原生代（1000–5億3880万年前）[注4]
      • クライシアンまたはシンディアン( 1000 – 800 Ma) – それぞれギリシャ語の κλείσιμο ( kleísimo ) の「閉鎖」と σύνδεση ( sýndesi ) の「接続」に由来。
      • トニアン期（8億～7億2000万年前）
      • クライオジェニアン（7億2000万～6億3500万年前）
      • エディアカラ紀（6億3500万～5億3880万年前）

提案された先カンブリア紀のタイムライン（Shield et al. 2021、ICS pre-Cryogenian 年代層序ワーキンググループ）、縮尺どおりに示されている：[注 5]

ICC 先カンブリア時代タイムライン (v2024/12、2025 年 1 月現在)、縮尺どおり表示:

ヴァン・クラネンドンクら。 2012年（GTS2012）

地質年代尺度2012は、 ICSおよび先カンブリア時代地層学小委員会と密接に関連した国際地層学図の最後の商業出版物であった。[2]この書籍には、太陽系の形成や大酸化イベントなどの重要なイベントを反映するためにプレクライオジェニアン時間尺度を大幅に改訂する提案が含まれていたが、同時に、関連する期間の以前の地層学命名法の大部分は維持されていた。[78] 2022年4月現在、これらの変更提案はICSに受け入れられていない。提案された変更（現在の尺度[v2023/09]からの変更）はイタリック体で示されている。

  • 冥王代（4567 ～4030 Ma）
    • カオティアン時代/エラセム（ 4567-4404 Ma）–神話上の混沌と惑星形成の混沌とし​​た段階の両方を暗示する名前。 [64] [79] [80]
    • ジャックヒルズ紀また​​はジルコニア紀（44億4000万～40億3000万年前） - どちらの名称も、地球上で最も古い鉱物粒子であるジルコンを産出したジャックヒルズ緑色岩帯に由来する。[64] [79]
  • 始生代エオン/エオノセム ( 4030 – 2420 Ma)
    • 古始生時代/エラテム ( 4030 – 3490 Ma)
      • アカスタン期/系（4030-3810 Ma）–大陸地殻の最も古い保存状態の良い部分の一つであるアカスタ片麻岩にちなんで名付けられました。[64] [79]
      • イスア期/システム（3810-3490 Ma） -イスア緑色岩帯にちなんで名付けられました。[64]
    • 中始生代（3490～2780 Ma）
      • ヴァールバラン期/システム（3490-3020 Ma） - 安定した大陸核または原始クラトン核の成長を反映して、カープヴァール（南アフリカ）とピルバラ（西オーストラリア）クラトンの名前に基づいています。[64]
      • ポンゴラン期/系（3020-2780 Ma） - ポンゴラ超層群にちなんで名付けられ、これらの岩石中に陸上微生物群集の証拠がよく保存されていることに由来する。[64]
    • 新始生代/エラテム ( 2780 年 - 2420 年前)
  • 原生代エオン/エオノセム（2420-538.8 Ma）[注 4]
    • 古原生代（2420～1780 Ma）
      • 酸素紀/系（2420-2250 Ma） - 地球規模の酸化的大気の最初の証拠を示したことから名付けられた。[64]
      • ヤトゥリアン期または真核生物期/系（2250-2060 Ma）–名前はそれぞれ、その期間にわたるロマガンディ-ヤトゥリδ13C同位体エクスカーションイベント、および（提案されている）[81] [82]最初の真核生物の化石の出現に由来します。[64]
      • コロンビア期/系（2060-1780 Ma）–超大陸 コロンビアにちなんで名付けられた。[64]
    • 中原生代/エラテム ( 1780 – 850 Ma)
      • ロディニアン期/システム（1780-850 Ma）–超大陸ロディニアにちなんで名付けられ、安定した環境でした。[64]

提案された先カンブリア紀タイムライン（GTS2012）、スケール表示：

ICC 先カンブリア時代タイムライン (v2024/12、2025 年 1 月現在)、縮尺どおり表示:

地質年代表

以下の表は、地球の地質年代尺度を構成する区分における主要な出来事と特徴をまとめたものです。この表は、最新の地質時代を上に、最も古い地質時代を下に配置しています。表の各項目の高さは、各区分の時間の長さとは一致していません。そのため、この表は縮尺どおりではなく、各地質年代学的単位の相対的な時間範囲を正確に表していません。顕生代は他の紀よりも長く見えますが、その期間は約5億3,880万年（地球の歴史の約11.8%）に過ぎません。一方、それ以前の3つの紀[注 2]は合わせて約4,028.2万年（地球の歴史の約88.2%）に及びます。この最新の紀への偏りは、現在の紀（顕生代）と比較して、最初の3つの紀に発生した出来事に関する情報が比較的不足していることに一部起因しています。[4] [83]サブシリーズ/サブエポックの使用はICSによって承認されている。[15]

一部の地域用語は現在も使用されているものの、[5]地質年代表は、国際地層学委員会が公式の国際地層図[1]で定めた命名法、年代、および色分けに準拠しています。 [84]国際地層学委員会は、この地層図のオンラインインタラクティブ版も提供しています。このインタラクティブ版は、機械可読なリソース記述フレームワーク/ウェブオントロジー言語による時間スケールの表現を提供するサービスに基づいており、地球科学情報管理応用委員会のGeoSciMLプロジェクトを通じてサービスとして[85]およびSPARQLエンドポイントで利用可能です。 [86] [87]

エオノセム/
エオン		エラセム/
エラ		システム/
期間		シリーズ/
時代		ステージ/
年齢		主なイベント始まりは百万年前
[注6]
顕生代新生代
[注3]		第四紀完新世メガラヤ4.2キロ年の出来事、オーストロネシア人の拡大、産業 CO2の増加。0.0042 *
ノースグリッピアン8.2キロ年周期のイベント、完新世の気候最適期。ドッガーランドとスンダランドの海面上昇。サハラ砂漠が砂漠化。石器時代の終焉と有史史の始まり。人類がついに北極諸島とグリーンランドに進出。0.0082 *
グリーンランド人気候が安定する。間氷期と完新世の絶滅が始まる。農業が始まる。人類は湿潤なサハラ砂漠とアラビア半島、極北、そしてアメリカ大陸（大陸とカリブ海）に広がる。0.0117 *
更新世後期 （「タランティアン」）エーミアン 間氷期、最終氷期、ヤンガードリアス期で終了。トバ火山の噴火。更新世の大型動物相（最後の恐怖鳥類を含む）の絶滅。人類が近海とアメリカ大陸に進出。0.129
チバニアン中期更新世移行期が起こり、 10万年周期の 高振幅氷河期サイクルが発生。ホモ・サピエンスが出現。0.774 *
カラブリア気候のさらなる寒冷化。巨大恐怖鳥の絶滅。ホモ・エレクトスがアフロ・ユーラシア大陸全域に広がる。1.8 *
ゲラシアン第四紀の氷河期の始まりと不安定な気候。[88]更新世の大型動物とホモ・ハビリスの出現。2.58 *
新第三紀鮮新世ピアチェンツ人更新世に向けて寒冷化が徐々に強まるにつれ、グリーンランド氷床が発達した[89] 。大気中の酸素と二酸化炭素の濃度は現在のレベルに達し、陸地も現在の位置に到達した（例えば、パナマ地峡が南北アメリカ大陸を繋ぎ、動物相の交流を可能にした）。最後の非有袋類後獣類が絶滅した。アウストラロピテクスは東アフリカで広く見られるようになり、石器時代が始まった[90] 。3.6 *
ザンクリーン地中海盆地のザンクリー洪水。中新世以降、気候は寒冷化が続く。最初のウマ科とゾウ科。アフリカにアルディピテクスが出現。 [90]5.333 *
中新世メッシニアンメッシニアン期、地中海盆地の空洞に高塩湖が出現。サハラ砂漠の形成が始まる。温暖な氷河気候が続き、氷期を経て東南極氷床が再形成された。ワニ科以外の最後のワニ形類および歯類であるコリストデレスが絶滅。ゴリラの祖先から分岐した後、チンパンジーと人類の祖先は徐々に分離し、アフリカではサヘラントロプスとオロリンが誕生した。7.246 *
トルトニアン11.63 *
セラヴァリアン中期中新世の気候最適期は一時的に温暖な気候をもたらす。[91]中期中新世の絶滅はサメの多様性を減少させる。最初のカバ。大型類人猿の祖先。13.82 *
ランギアン15.98 *
ブルディガリアン北半球の造山運動。ニュージーランドの南アルプスを形成するカイコウラ造山運動の始まり。広範囲に広がった森林がゆっくりと大量の二酸化炭素を吸収し、中新世には大気中の二酸化炭素濃度が650 ppmvから100 ppmv程度まで徐々に低下した。[92] [注 7]現代の鳥類と哺乳類の科が識別できるようになる。最後の原始的なクジラが絶滅する。草本植物が至る所に見られるようになる。人類を含む類人猿の祖先。[93] [94]アフロ・アラビアがユーラシア大陸と衝突し、アルパイドベルトが完全に形成されてテチス海が閉じ、動物相の交流が可能になる。同時に、アフロ・アラビアはアフリカと西アジアに分裂する。20.45
アキテーヌ人23.04 *
古第三紀漸新世チャッティアングランド・クーピュール絶滅。南極の広範囲にわたる氷河期の始まり。[95]動物相、特に哺乳類の急速な進化と多様化（例えば、最初のマクロポッド類やアザラシ）。現代の顕花植物の大きな進化と分散。キモレスタン類、ミアコイド類、コンディラルス類が絶滅。最初の新生鯨類（現代の完全に水生のクジラ類）が出現。27.3 *
ルペリアン33.9 *
始新世プリアボニアン温暖で寒冷な気候。古代哺乳類（例えば、クレオドント類、ミアコイド類、「顆状突起」など）が繁栄し、この時代を通して発達を続ける。いくつかの「現代」哺乳類科が出現。原始的なクジラとカイギュウは水域に戻って多様化する。鳥類は多様化を続ける。最初はケルプ、ディプロトドント類、クマ、類人猿。多丘歯類とレプティックティダン類は、この時代の終わりまでに絶滅する。南極大陸の再氷河期と氷冠の形成。北アメリカ、ロッキー山脈のララミデ造山運動とセビア造山運動の終焉。ギリシャとエーゲ海でヘレニック造山運動が始まる。37.71 *
バートニアン41.03
ルテシアン48.07 *
イプレシアン地球温暖化の2つの一時的なイベント（PETMとETM-2）と、始新世の気候最適期までの気候の温暖化。アゾライベントによりCO2レベルが3500 ppmから650 ppmに低下し、長期にわたる寒冷化の土台ができた。[92] [注 7] 大インド洋がユーラシア大陸と衝突し、ヒマラヤ造山運動が始まる（生物の交流が可能になる）。一方、ユーラシア大陸は北アメリカ大陸から完全に分離し、北大西洋が形成される。東南アジアの海洋がユーラシア大陸の残りの部分から分岐する。最初にスズメ目、反芻動物、センザンコウ、コウモリ、そして真の霊長類が出現する。56 *
暁新世サネティアンチクシュルーブ衝突とK-Pg絶滅イベントから始まり、すべての非鳥類型恐竜と翼竜、ほとんどの海生爬虫類、他の多くの脊椎動物（多くのローラシア後獣類など）、ほとんどの頭足動物（オウムガイ科と鞘上科のみ生き残った） 、および他の多くの無脊椎動物が絶滅した。気候は熱帯性。絶滅イベント後、哺乳類と鳥類（鳥類）は急速にいくつかの系統に分化しました（海洋革命は停止）。多丘歯類と最初の齧歯類が広く分布しました。最初の大型鳥類（走鳥類や恐怖鳥類など）と哺乳類（クマまたは小型のカバほどの大きさまで）。ヨーロッパとアジアでアルプス造山運動が始まります。最初の長鼻類とプレシアダピフォーム類（基質霊長類）が出現します。一部の有袋類がオーストラリアに渡りました。59.24 *
セランディア語61.66 *
ダニアン66 *
中生代白亜紀上/後期マーストリヒチアン石炭紀以降多くの特徴を発達させた後、顕花植物が増殖し、新しいタイプの昆虫も出現する一方、他の種子植物（裸子植物および種子シダ）は衰退する。より現代的な硬骨魚類が出現し始める。アンモナイト、ベレムナイト、二枚貝、 ウニ、海綿動物はすべて一般的に見られるようになる。多くの新しいタイプの恐竜（ティラノサウルス、ティタノサウルス、ハドロサウルス、ケラトプス類など）が陸上で進化する一方、ワニ類が水中に出現し、おそらく最後のテムノスポンディル類の絶滅を引き起こし、モササウルス類と現代のタイプのサメが海に出現する。海生爬虫類とサメによって始まった革命はピークに達するが、魚竜はボナレッリ・イベントで大幅に減少してから数百万年後に姿を消す。歯のある鳥類と歯のない鳥類が翼竜と共存する。現代の単孔類、後獣類（南米に移住する有袋類を含む）、および真獣類（有胎盤類、レプティックティダン類、シモレスタス類を含む）の哺乳類が出現し、最後の非哺乳類のキノドン類が絶滅する。最初の陸生カニ。多くのカタツムリが陸生になる。ゴンドワナ大陸のさらなる分裂により、南アメリカ、アフロアラビア、南極大陸、オセアニア、マダガスカル、インド洋、南大西洋、インド洋、南極海、インド洋（および大西洋の一部）の島々が形成される。ロッキー山脈のララミデ造山運動とセビア造山運動が始まる。大気中の酸素と二酸化炭素のレベルは現在と同様。アクリタルコス類が姿を消す。気候は当初温暖であったが、後に寒冷化する。72.2 ± 0.2 *
カンパニアン83.6 ± 0.2 *
サントニアン85.7 ± 0.2 *
コニアシアン89.8 ± 0.3 *
チューロニアン93.9 ± 0.2 *
セノマニアン100.5 ± 0.1 *
下級/早期アルビアン約113.2 ± 0.3 *
アプティアン約121.4 ± 0.6
バレミアン約125.77 *
オーテリヴィアン約132.6 ± 0.6 *
ヴァランギニアン約137.05 ± 0.2 *
ベリアシアン約143.1 ± 0.6
ジュラ紀上/後期ティトニアン気候は再び湿潤になる。裸子植物（特に針葉樹、ソテツ類、キカデオス類）とシダ植物が普及する。竜脚類、カルノサウルス類、ステゴサウルス類、コエルロサウルス類などの恐竜が陸上脊椎動物の支配的存在となる。哺乳類はシュウテリス類、アウストラロスフェニダン類、ユートリコノドント類、多丘歯類、シンメトロドン類、ドリュオレスティド類、ボレオスフェニダン類へと多様化するが、大部分は小型のままである。最初に鳥類、トカゲ、ヘビ、カメが出現する。最初に褐藻類、エイ、エビ、カニ、ロブスターが出現する。小骨魚竜とプレシオサウルスは多様化する。世界中に鰭頭類が生息する。二枚貝、アンモナイト、ベレムナイトが豊富。ウニが非常に多く、ウミユリ類、ヒトデ、海綿動物、腕足動物のテレブラトゥリッド類とリョウコネリッド類も見られる。パンゲアがローラシア大陸とゴンドワナ大陸に分裂し、ゴンドワナ大陸も2つの主要な部分に分かれ、太平洋と北極海が形成される。テチス海が形成される。北アメリカでネバダ造山運動が起こる。ランギタタ造山運動とキンメリア造山運動が徐々に進行する。大気中の二酸化炭素濃度が現在の3～4倍（1200～1500 ppmv、現在は400 ppmv [ 92] [注 7]）。ワニ形類（最後の擬鰭綱）が水生生活を好む。中生代の海洋革命は三畳紀後期から続く。触手類は姿を消す。 149.2 ± 0.7
キメリジアン154.8 ± 0.8 *
オックスフォード派161.5 ± 1.0
真ん中カロビアン165.3 ± 1.1
バソニアン168.2 ± 1.2 *
バジョシアン170.9 ± 0.8 *
アーレニアン174.7 ± 0.8 *
下級/早期トアルシアン184.2 ± 0.3 *
プリエンスバッハ192.9 ± 0.3 *
シネムリアン199.5 ± 0.3 *
ヘッタンギアン201.4 ± 0.2 *
三畳紀上/後期レーティッシュ主竜類は、陸上では擬鰭類、空中では翼竜として優勢であった。恐竜もまた、二足歩行の主竜類から発生した。魚竜とノトサウルス類（竜鰭類のグループ）は、大型海洋動物相を支配している。キノドン類は小型で夜行性になり、最終的に最初の真の哺乳類となり、他の残りの単弓類は絶滅した。リンコサウルス類（主竜類の親戚）もよく見られた。ディクロイディウムと呼ばれる種子シダは、高度な裸子植物に取って代わられるまで、ゴンドワナでよく見られた。大型の水生テムノスポンディル両生類が多数生息する。セラティティダンのアンモノイドは非常に一般的である。現代のサンゴと硬骨魚類が出現し、現代の昆虫の目と亜目も多数出現する。最初のヒトデ。南アメリカでアンデス造山運動。アジアでキンメリア造山運動。ニュージーランドでランギタタ造山運動が始まる。オーストラリア北部、クイーンズランド州、ニューサウスウェールズ州におけるハンター・ボーエン造山運動が終焉を迎える（約2億6000万～2億2500万年前）。2億3400万～2億3200万年前頃にはカーニアン期多雨期が発生し、最初の恐竜と鱗竜（類人猿を含む）が出現した。2億100万年前、三畳紀-ジュラ紀絶滅期が発生し、全てのコノドントと最後の半爬虫類、多くの海生爬虫類（例えば、プレシオサウルスを除く全ての竜鰭類、小骨魚類を除く全ての魚竜）、ワニ形類を除く全てのワニ脚類、翼竜、恐竜、そして多くのアンモナイト類（ケラチタス類全体を含む）、二枚貝、腕足動物、サンゴ、海綿動物が絶滅した。最初の珪藻類も出現した。[96] 約205.7
ノリアン約227.3
カーニアン約237 *
真ん中ラディニアン~241.464 *
アニシアン246.7
下級/早期オレネキアン249.9
インドゥアン251.902 ± 0.024 *
古生代ペルム紀ロピンギアンチャンシンギアン陸塊が超大陸 パンゲアに統合され、ウラル山脈、ワシタ山脈、アパラチア山脈などの山脈が形成される（超海洋パンサラッサまたはプロト太平洋も形成される）。ペルム紀-石炭紀の氷河期の終焉。高温乾燥した気候。酸素レベルの低下の可能性。単弓類（盤竜類と獣弓類）が広範囲に分布し、優位になる一方で、半爬虫類とテムノスポンディル 両生類は一般的なままで、後者はこの時期に現代の両生類を生み出したと考えられる。中期ペルム紀には、リコ植物はシダ植物と種子植物に大きく置き換えられる。甲虫とハエが進化する。非常に大型の節足動物と非四肢動物の四肢形類は絶滅する。海洋生物は暖かく浅いサンゴ礁で繁栄する。腕足動物、二枚貝、有孔虫、アンモナイト類（ゴニアタイトを含む）、オルソケリダン類など、いずれも豊富に生息しています。冠爬虫類は、より初期の双弓類から派生し、鱗竜類、キューネオサウルス類、コリストデレス類、主竜類、テュディナタン類、魚竜類、タラトサウルス類、そして竜鰭類の祖先に分岐しました。キノドン類は、より大型の獣弓類から進化しました。オルソン絶滅（2億7300万年前）、カピタニアン期末絶滅（2億6000万年前）、ペルム紀-三畳紀絶滅イベント（2億5200万年前）が次々に発生。後者では地球上の生命の80%以上が絶滅し、これにはほとんどの回遊性プランクトン、サンゴ（タブラータとルゴサは完全に死滅）、腕足動物、コケムシ、腹足類、アンモナイト（ゴニアタイトは完全に死滅）、昆虫、半爬虫類、単弓類、両生類、ウミユリ類（関節動物のみ生き延びた）、すべてのユーリプテルス類、三葉虫、グラプトライト、ハイオリス、エリオアステロイドクリノゾア、ブラストイド、棘皮動物が含まれる。北アメリカでワシタ造山運動とイヌイット造山運動が起こる。ヨーロッパ/アジアでウラル造山運動が徐々に弱まる。アジアのアルタイド造山運動。ハンター・ボーエン造山運動オーストラリア大陸の形成が始まり（約2億6000万～2億2500万年前）、ニューイングランド褶曲帯が形成される。254.14 ± 0.07 *
ウチアピンギアン259.51 ± 0.21 *
グアダルピアンカピタニアン264.28 ± 0.16 *
ワードイアン266.9 ± 0.4 *
ローディアン274.4 ± 0.4 *
シスラル派クングリアン283.3 ± 0.4
アルティンスキアン290.1 ± 0.26 *
サクマリア人293.52 ± 0.17 *
アセリアン298.9 ± 0.15 *
石炭紀
[注8]		ペンシルバニア人
[注9]		グジェリアン羽のある昆虫が突然広がり、その一部（特にプロトドナタ目とパラエオディクティオプテラ目）や一部のヤスデ、サソリが非常に大きくなる。最初に石炭林（鱗状の木、シダ、クラブツリー、巨大なスギナ、コルダイトなど）。大気中の 酸素レベルが上昇。氷河期はペルム紀前期まで続く。ゴニアタイト、腕足動物、コケムシ、二枚貝、サンゴが海や海洋に豊富になる。最初にワラジムシが発生する。有殻有殻動物が増殖する。ユーラアメリカ大陸がゴンドワナ大陸およびシベリア・カザフスタンと衝突し、後者はローラシア大陸とウラル造山帯を形成する。バリスカン造山帯が続く（これらの衝突によって造山帯が形成され、最終的にパンゲアが形成された）。Amphibians (eg temnospondyls) spread in Euramerica, with some becoming the first amniotes . Carboniferous Rainforest Collapse occurs, initiating a dry climate which favors amniotes over amphibians. Amniotes diversify rapidly into synapsids , parareptiles , cotylosaurs , protorothyridids and diapsids . Rhizodonts remained common before they died out by the end of the period. First sharks .303.7
カシモビアン307 ± 0.1
モスクワ人315.2 ± 0.2
バシキール語323.4 *
ミシシッピ朝
[注9]		セルプホヴィアン大型のヒカゲノカズラ類の原始的な木々が繁茂し、両生類のヒカゲノカズラ類が石炭を形成する沿岸の沼地に生息し、最後にもう一度大きく拡散する。最初の裸子植物。最初の完全変態、傍新翅目、多新翅目、歯目、カゲロウ目の昆虫、最初のフジツボ。最初の5本指の四肢動物（両生類）と陸生の巻貝。海洋では、硬骨魚類と軟骨魚類が優勢で多様であり、棘皮動物（特にウミユリ類とブラストイド類）が豊富である。サンゴ、コケムシ類、オルソケリダン類、ゴニアタイト類、腕足動物（プロダクティダ、スピリフェリダなど）が回復して再び非常に多く見られるようになるが、三葉虫とオウムガイは減少する。東ゴンドワナ大陸の氷河作用はデボン紀後期から継続する。ニュージーランドの土花造山運動は衰退する。淡水域では、根生歯類と呼ばれる肉鰭類が大量に出現し、優占するようになる。シベリア大陸は別の小大陸、カザフスタンと衝突する。330.3 ± 0.4
ヴィゼアン346.7 ± 0.4 *
トゥルネシアン358.86 ± 0.19 *
デボン紀上/後期ファメニアン古テチス海は、アルモリカン・テレーン・アセンブリー（ATA）が北に移動し、アンナミア・南中国がゴンドワナから離れるにつれて開き続けている。[97] [98] ATAがローラシアと衝突してバリスカン造山運動が始まると、レイス海が閉じる。他の造山運動：アントラー造山運動、エルズメリア造山運動、アカディア造山運動（ローラシア）、アチャリア造山運動（アルゼンチン）、タベラベラン/ラクラン造山運動（オーストラリア）、ロス造山運動（南極）、カザフスタン造山運動。[97]海面上昇、温室効果ガス排出の時代だが、大気中のCO2レベルは低下し、終わりに向かって氷河期とともに気候は徐々に寒冷化する。[99]維管束植物が大型化し、大きな根系を発達させて高地に広がる。最初の森林、種子植物、現代の土壌秩序（アルフィソルとアルティソル）が出現する。[99顎魚類の大量放散により、条鰭類、肉鰭類、軟骨魚類が出現。四肢動物の出現（肉鰭類から進化）。初期の両生類が陸に上がる。最初のアンモナイト。[100]ヴィレイおよびプリピャチ・ドニエプル・ドネツ大火成岩地域の形成は、地球規模の海洋無酸素イベントおよびケルヴァッサー大量絶滅（約3億7200万年前）およびハンゲンベルク大量絶滅（約3億5900万年前）と一致する。[99]ケルヴァッサー大量絶滅：海洋無脊椎動物の科の約20％と属の約50％が失われた。テーブルサンゴおよびストロマトポロイド礁の生態系が壊滅。板皮類および多くの顎なし魚のグループが失われた。ハンゲンベルク大量絶滅：海洋科の約16％と属の約50％が失われた。アンモナイト、オストラコダ、サメなど海洋生物の属の21％ 。 [99] [101] 372.15 ± 0.46 *
フラスニアン382.31 ± 1.36 *
真ん中ジベティアン387.95 ± 1.04 *
アイフェリアン393.47 ± 0.99 *
下級/早期エムシアン410.62 ± 1.95 *
プラギアン413.02 ± 1.91 *
ロチコビアン419.62 ± 1.36 *
シルル紀プリドリイアペトゥス海が閉じ、カレドニア-スカンジナビア造山運動とローラシア海の形成に伴い、ローレンシアとアバロニア・バルティカが衝突。その他の造山運動：サリニック造山運動（アパラチア山脈）、ファマティニアン造山運動（南米）が漸減、ラクラン造山運動（オーストラリア）。[97] [102]一連の微小大陸と中国北部により、開く古テチス海と閉じる古アジア海が分離。[102]ゴンドワナとローラシアの間でライン海が拡大。シベリアが赤道の北に漂流。[97]ヒルナンティアン氷河期が終了し、気温が上昇。海面上昇。黒色頁岩、北アフリカ、アラビア、主要な炭化水素 源岩の堆積。[97]氷河の前進による気候の変動が海洋条件の変化をもたらし、絶滅イベントが発生し、その後、生態系が回復。[103]後期シルル紀までに広範囲にわたる蒸発岩の堆積と温室気候。[100] [104]オルドビス紀末の大量絶滅後、筆石類、二枚貝、腹足類、オウムガイ、腕足動物、ウミユリ類が大量に消滅。三葉虫が増加するも、完全には回復せず。サンゴとストロマトポリオス類が多様化し、巨大なサンゴ礁が形成される。ユーリプテルス科節足動物の増殖。最古の顎魚類（棘皮動物）。甲殻類の出現。維管束植物の出現。多足類を含む最初の陸生動物。最初の淡水魚。[100]422.7 ± 1.6 *
ラドローラドフォード派425 ± 1.5 *
ゴルスティアン426.7 ± 1.5 *
ウェンロックホメロス430.6 ± 1.3 *
シャインウッド432.9 ± 1.2 *
ランダベリーテリキス人438.6 ± 1.0 *
エアロニアン440.5 ± 1.0 *
ルダニアン443.1 ± 0.9 *
オルドビス紀上/後期ヒルナンティアン大陸の大半は赤道地域にあった。ゴンドワナ大陸は南極まで伸びていた。北半球はパンサラシック海で覆われていた。ゴンドワナ大陸からアバロニア大陸がリフトし、前方のイアペトゥス海が閉じ、後方にレイス海が開いていた。南中国はゴンドワナ大陸に近く、北中国はシベリアとゴンドワナ大陸の間にあった。造山運動：ファマティニアン造山運動（南アメリカ）、ベナンブラン造山運動（オーストラリア）、タコニック造山運動（ローレンシア）。バルティカとシベリアは北へ移動した。[97]初期温室気候、ヒルナンティアン氷河期に氷室状態まで冷却。大気中の酸素濃度が増加。 [ 105] オルドビス紀大生物多様化イベント、腕足動物、三葉虫、サンゴ、棘皮動物、コケムシ、腹足類、二枚貝、オウムガイ、筆石、コノドントなどの新属が大幅に増加。海面が非常に高くなると、浅い大陸海が拡大し、生態学的地位の範囲が広がります。[106]現代の海洋生態系が確立されます。[105]最古の顎のない魚。床板状サンゴとストロマトポロイドが主要なサンゴ礁造礁動物です。オウムガイが主な捕食者です。[100]ユーリプテルス類と小惑星の出現。初期の陸上植物の拡散。[105] 後期オルドビス紀の大量絶滅により、海洋無脊椎動物種の約85％が失われました。2つの波：最初は氷河期の始まりで熱帯動物相に影響を与え、2番目は氷河期の終わりで、温暖化が冷水種に影響を与えます。[100]三葉虫、腕足動物、筆足動物、棘皮動物、コノドント、サンゴ、キチノゾアの属が劇的に減少します。[106]445.2 ± 0.9 *
カティアン452.8 ± 0.7 *
サンドビアン458.2 ± 0.7 *
真ん中ダリウィリアン469.4 ± 0.9 *
大平間471.3 ± 1.4 *
下級/早期フロリアン
（旧姓アレニグ）		477.1 ± 1.2 *
トレマドキアン486.85 ± 1.5 *
カンブリア紀フロンギアンステージ10ゴンドワナ大陸は南極から赤道まで広がり、イアペトゥス海によってローレンシア大陸とバルティカ大陸から隔てられていた。シベリアは赤道近く、バルティカ大陸の北にあった。中国北部と南部は赤道近くのゴンドワナ大陸に近い。造山運動:カドミアン造山運動(北アフリカ/南ヨーロッパ)、クンガ造山運動(中央ゴンドワナ)、ファマティニアン造山運動 (南アメリカ)、デラメリアン造山運動(オーストラリア)。[107]温室気候。大気中の二酸化炭素濃度が高い。光合成生物の増加に伴い、大気中の酸素濃度が上昇した。[108]初期のアラゴナイトの海がアラゴナイトと方解石の混合海に置き換わり、多くの動物が CaCO3 骨格を形成した。 [ 109]動物の急速な多様化 (カンブリア爆発) により、節足動物、軟体動物、環形動物、棘皮動物、コケムシなどの最新の動物門が出現した。鰓毬類、腕足動物、半索動物、脊索動物。小型貝化石の放散。[110]巨大アノマロカリス（節足動物）が優勢な捕食者。生物擾乱と草食動物の増加がストロマトライトの減少を招いた。[100]海洋の酸素レベルの変動が一連の絶滅イベントとそれに続く放散を引き起こし、これには以下が含まれる：最初期カンブリア紀のエディアカラ紀アクリタークの喪失、カルカリンジ大火成岩区の噴火（約5億1400万年前）に関連するボトミアン末絶滅（アーケオシアス類（初期カンブリア紀のサンゴ礁造礁生物）とハイオリスの喪失を伴った）、およびカンブリア末の三葉虫多様性の減少。[108] [111] [100]バージェス頁岩や澄江層などの多くの化石ラガーシュテッテンが、無酸素状態での急速な埋没によって形成された。[108]約491
江山語約494.2 *
パイビアン約497 *
ミャオリン語グージャン語約500.5 *
ドラミアン約504.5 *
五柳庵約506.5
シリーズ2ステージ4約514.5
ステージ3約521
テレヌーヴィアンステージ2約529
フォルトゥニアン538.8 ± 0.6 *
原生代新原生代エディアカラ紀原始的な動物の良質な化石。エディアカラ生物相は世界中の海で繁殖しており、おそらく大規模な酸化イベントによって引き起こされた爆発後に出現したと考えられる。 [112]最初のベンドゾア（動物間での類縁関係は不明）、刺胞動物、および左右相称動物。謎めいたベンドゾアには、袋状、円盤状、またはキルト状（ディッキンソニアなど）の多くの柔らかいゼリー状の生物が含まれる。おそらくワームのようなトリコフィカスなどの単純な生痕化石。北アメリカでタコニック造山運動。インド亜大陸でアラバリ山脈造山運動。汎アフリカ造山運動の始まりで、短命だったエディアカラ超大陸パンノティアの形成を招き、この期間の終わりまでにローレンシア、バルティカ、シベリア、ゴンドワナに分裂する。オーストラリア大陸でペーターマン造山運動が形成される。南極大陸のビアードモア造山運動、6億3300万～6億2000万年前。オゾン層の形成。海洋鉱物濃度の上昇。 約635 *
クライオジェニアン「スノーボール・アース」期の可能性。化石は依然として稀少。南極大陸における後期ルーカー／ニムロド造山運動は徐々に終息。議論の余地のない最初の動物化石。仮説上の陸生菌類[113]とストレプト藻類[114]の最初の発見。約720
トニアンロディニア超大陸はトニアン前期に最終的に形成され、約8億年前に分裂が始まる。スヴェコノルウェジアン造山運動が終結。北米でグレンヴィル造山運動が衰退。南極で1,000±1.5億年前、ルーカー湖／ニムロッド造山運動が起こる。西オーストラリア州ガスコイン・コンプレックスでエドマンディアン造山運動（約9億2000万～8億5000万年前）。オーストラリア大陸でアデレード超盆地とセントラリアン超盆地の堆積が始まる。最初の仮説的動物（全生動物由来）と陸生藻類マットが出現。紅藻類と緑藻類をめぐる多くの共生イベントが発生し、プラスチドがオクロ藻類（珪藻類、褐藻類など）、渦鞭毛藻類、クリプト藻類、ハプト藻類、ミドリムシ類へと移行する（これらのイベントは中原生代に始まった可能性がある）[115]。また、最初の回帰動物（有孔虫など）も出現する。真核生物は急速に多様化し、藻類、真核食動物、バイオミネラル化生物などが含まれる。単純多細胞真核生物の痕跡化石。新原生代酸素化イベント（NOE）、8億5000万～5億4000万年前[116]1000 [注 10]
中原生代ステニアンロディニア造山運動によって生じた、汎アフリカ海に囲まれた狭く高度に変成作用を受けた帯。スヴェコノルウェジアン造山運動が始まる。南極大陸で後期ルーカー／ニムロッド造山運動が始まった可能性がある。マスグレイブ造山運動（約1080年頃～）、中央オーストラリア、マスグレイブ地塊。藻類の増殖に伴いストロマトライトが減少する。1200 [注 10]
エクスタシアンプラットフォームカバーは拡大を続ける。海には藻類の コロニーが出現。北米のグレンヴィル造山運動。コロンビア号は分裂する。1400 [注 10]
カリミアンプラットフォームの被覆が拡大する。オーストラリア北部マッカーサー盆地のバラマンディ造山運動と、クイーンズランド州マウント・アイザ・ブロックの約16億年前のイサン造山運動。最初のアーキプラスチダン（シアノバクテリア由来のプラスチドを持つ最初の真核生物。例えば紅藻類と緑藻類）とオピストコント（最初の菌類と全生動物の起源）。アクリターク（おそらく海藻類の残骸）が化石記録に現れ始める。1600 [注 10]
古原生代スタザリアン最初の議論の余地のない真核生物：核と膜系を持つ原生生物。コロンビアは、議論の余地なく2番目に古い超大陸として形成される。オーストラリア大陸のキンバン造山運動が終焉。西オーストラリア州イルガーン・クラトンのヤプンク造山運動。西オーストラリア州ガスコイン・コンプレックスのマンガルーン造山運動（16億8000万～16億2000万年前） 。南オーストラリア州ゴーラー・クラトンのカララン造山運動（16億5000万年前）。酸素レベルが再び低下。1800年 [注 10]
オロシリア人大気中の酸素濃度が大幅に上昇し、シアノバクテリアによるストロマトライトが増加する。フレデフォート盆地とサドベリー盆地への小惑星衝突。造山運動が活発化する。北米でペノケアン造山運動とトランスハドソン造山運動が活発化する。南極大陸で初期ルーカー造山運動（2,000～1,700 Ma）。オーストラリア大陸グレンバラ・テレーンのグレンバラ造山運動（2,005～1,920 Ma） 。オーストラリア大陸のガウラー・クラトンでキンバン造山運動が始まる。 2050年 [注 10]
リアシアンブッシュフェルト火成岩複合体の形成。ヒューロニアン氷河期。最初の仮説的真核生物。多細胞フランスビル生物群。ケノーランドの崩壊。2300 [注 10]
シデリアン大酸化イベント（シアノバクテリアによる）により酸素が増加。オーストラリア大陸のスリーフォード造山運動、ゴーラークラトン（2,440-2,420 Ma）。2500 [注 10]
始生代新始生代現代のクラトンの大部分が安定化。マントル反転イベントの可能性あり。インセル造山運動、2,650±150 Ma。現在のオンタリオ州とケベック州にまたがるアビティビ緑色岩帯が形成され始め、2,600 Maまでに安定化。最初の議論の余地のない超大陸、ケノーランドと最初の陸生原核生物。2800 [注 10]
中始生代ストロマトライト（おそらくシアノバクテリアのような群体性光合成細菌）。最古の大型化石。南極のフンボルト造山運動。ブレイク川巨大カルデラ複合体は現在のオンタリオ州とケベック州で形成が始まり、およそ26億9600万年前までに消滅した。3200 [注 10]
古始生代原核古細菌（例：メタン生成菌）と細菌（例：シアノバクテリア）は、初期のウイルスとともに急速に多様化しました。最初の光合成 細菌が発見されました。最古の決定的な微化石が発見されました。最初の微生物マット、ストロマトライト、MISSが発見されました。地球最古のクラトン（カナダ楯状地やピルバラ・クラトンなど）はこの時期に形成された可能性があります。[注 11]南極のレイナー造山運動。3600 [注 10]
始生代最初の議論の余地のない生物：約40億年前後にRNAベースの遺伝子を持つ原細胞が出現し、その後、約38億年前後にタンパク質とDNAベースの遺伝子とともに真の細胞（原核生物）が進化した。後期重爆撃期の終焉。南極大陸のナピア造山運動、40億±2億年前。4031 [注 10]
冥王最古の岩石（アカスタ片麻岩）の原岩の形成（約4,031～3,580 Ma）。[117] [118]プレートテクトニクスの出現の可能性。仮説上の最初の生命体。初期爆撃期の終焉。最古の鉱物（ジルコン、4,404±8 Ma）。[119]小惑星と彗星が地球に水をもたらし、最初の海が形成された。月の形成（4,510 Ma）、おそらく巨大衝突によるもの。地球の形成（4,543～4,540 Ma）4567.3 ± 0.16 [注 10]

地球外地質学的時間スケール

太陽系の他の惑星や衛星の中には、金星、火星、地球の月などがその例で、十分に強固な構造を持ち、自らの歴史の記録を保存しているものがある。一方、巨大惑星のように主に流体で構成されている惑星は、その歴史をそれほど保存していない。後期重爆撃期を除けば、他の惑星で起きた出来事は地球に直接的な影響を与えなかった可能性が高く、地球で起きた出来事もそれらの惑星にほとんど影響を与えなかった。したがって、惑星間の時間スケールの構築は、太陽系という文脈を除けば、地球の時間スケールとはあまり関係がない。後期重爆撃期の存在、時期、そして地球への影響については、依然として議論が続いている。[注 12]

月の（月齢）時間スケール

地球の月の地質学的な歴史は、衝突クレーター、火山活動、浸食といった地形学的マーカーに基づく時間スケールに分割されている。このように月の歴史を分割するプロセスは、地球の地質学的時間スケールとは異なり、時間スケールの境界が地質学的プロセスの根本的な変化を意味しないことを意味する。最新の月の地質学的時間スケールでは、5つの地質システム/期間（先ネクタリアン、ネクタリアン、インブリアン、エラトステニアン、コペルニクス紀）が定義され、インブリアンは2つのシリーズ/時代（前期と後期）に分割されている。[120]月は、人類が地質学的背景がわかっている岩石サンプルを持っている唯一の天体であるという点で、太陽系の中でユニークである。

Early ImbrianLate ImbrianPre-NectarianNectarianEratosthenianCopernican period
現在から数百万年前


火星の地質年代スケール

火星の地質学的歴史は、 2つの時間スケールに分けられています。最初の時間スケールは、火星表面の衝突クレーターの密度を研究することによって構築されました。この方法により、プレノアキアン期（約4,500～4,100 Ma）、ノアキアン期（約4,100～3,700 Ma）、ヘスペリアン期（約3,700～3,000 Ma）、アマゾン期（約3,000 Ma～現在）の4つの時代が定義されました。[121] [122]

Pre-NoachianNoachianHesperianAmazonian (Mars)
火星時代（数百万年前）

エポック:

マーズ・エクスプレス搭載のオメガ分光計によって観測された鉱物の変質に基づく第二の時間スケール。この方法を用いて、フィロキアン（約4,500～4,000 Ma）、テイキアン（約4,000～3,500 Ma）、シデリキアン（約3,500 Ma～現在）の3つの時代が定義された。[123]

参照

注記

  1. ^ 地質時代単位の時間範囲は多岐にわたり、表現できる時間範囲に数値的な制限はありません。ただし、それらは、属する上位の単位の時間範囲と、それらが定義される年代層序学的境界によって制限されます。
  2. ^ abc 先カンブリア時代または先カンブリア時代は、カンブリア紀以前の時代を指す非公式の地質学用語です。
  3. ^ ab 第三紀は、現在では廃れた地質体系／時代であり、6600万年から260万年にかけての期間を指す。現代の国際地質年代学（ICC）にはこれと完全に一致するものは存在しないが、古第三紀と新第三紀を合わせた体系／時代とほぼ同等である。[20] [21]
  4. ^ ab エディアカラ紀の地質年代測定の日付は、カンブリア紀の基底の正式な定義が変更されていないため、ICC v2023/09 を反映するように調整されました。
  5. ^ クラティアンの時代範囲は記事では示されていない。クラティアンは新始古代、シデリアン紀以前の領域である。ここで示されている位置は恣意的な区分である。
  6. ^ 記載されている日付と不確実性は、国際層序委員会の国際地層図（v2024/12）に基づいています。 *印は、国際的に合意された世界境界層準断面および点の境界を示しています。
  7. ^ abc 詳細については、「地球の大気#地球の大気の進化」、「地球の大気中の二酸化炭素」、および「気候変動」を参照してください。過去約5億5千年、6500万年、500万年にわたるCO2濃度の再構築グラフは、それぞれFile:Phanerozoic Carbon Dioxide.png、File:65 Myr Climate Change.png、File:Five Myr Climate Change.pngでご覧いただけます。
  8. ^ ミシシッピ紀とペンシルバニア紀は公式のサブシステム/サブ期間です。
  9. ^ ab これは下期/前期、中期、上期/後期のシリーズ/時代に分かれています
  10. ^ abcdefghijklm 絶対年代（世界標準地層年代）によって定義されます。
  11. ^ 測定可能な最も古いクラトン、つまり大陸地殻の年代は3,600～3,800 Maとされています。
  12. ^ 太陽系外惑星については、推測する価値があるほど十分にはわかっていない。

参考文献

  1. ^ abc 「Statues & Guidelines」. 国際地層学委員会. 2022年4月5日閲覧。
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  • モンテナリ、マイケル（2021年）『石灰質ナンノ化石生層序学』（第1版）アムステルダム：アカデミック・プレス（エルゼビア）ISBN 978-0-12-824624-5。
  • モンテナリ、マイケル（2022年）『統合第四紀層序』（第1版）アムステルダム：アカデミック・プレス（エルゼビア）。ISBN 978-0-323-98913-8。
  • モンテナリ、マイケル（2023年）『地質・生物力学的プロセスの層序学』（第1版）アムステルダム：アカデミック・プレス（エルゼビア）。ISBN 978-0-323-99242-8。
  • ニコルズ、ゲイリー（2013年）『堆積学と層序学』（第2版）ホーボーケン：ワイリー・ブラックウェル社、ISBN 978-1-4051-3592-4
  • ウィリアムズ、エイデン（2019年）『堆積学と層序学』（第1版）フォレストヒルズ、ニューヨーク州：Callisto Reference。ISBN 978-1-64116-075-9
ウィキメディア コモンズには、地質年代尺度に関連するメディアがあります。
ウィキブック歴史地質学には、地質柱状図に関するページがあります。
  • 国際地層図の最新版はstratigraphy.org/chartでご覧いただけます。
  • 国際地層図のインタラクティブバージョンはstratigraphy.org/timescaleでご覧いただけます。
  • 現在の地球境界層準点とセクションポイントのリストはstratigraphy.org/gsspsでご覧いただけます。
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