El Cámbrico ( / ˈ k æ m b r i . ə n , ˈ k eɪ m -/ KAM -bree-ən, KAYM - ) es el primer período geológico de la Era Paleozoica , y del Eón Fanerozoico . [5] El Cámbrico duró 53,4 millones de años desde el final del período Ediacárico anterior , 538,8 Ma (hace millones de años) hasta el comienzo del Período Ordovícico , 485,4 Ma. [6]
La mayoría de los continentes se encuentran en el hemisferio sur, rodeados por el vasto océano Panthalassa . [7] La asamblea de Gondwana durante el Ediacara y el Cámbrico temprano condujo al desarrollo de nuevos límites de placas convergentes y magmatismo de arco de margen continental a lo largo de sus márgenes que ayudaron a elevar las temperaturas globales. [8] Laurentia se encontraba al otro lado del ecuador, separada de Gondwana por la apertura del océano Jápeto . [7]
El Cámbrico fue una época de condiciones climáticas de efecto invernadero , con altos niveles de dióxido de carbono atmosférico y bajos niveles de oxígeno en la atmósfera y los mares. Los afloramientos de aguas oceánicas profundas anóxicas hacia ambientes marinos poco profundos provocan eventos de extinción, mientras que los períodos de mayor oxigenación condujeron a una mayor biodiversidad . [9]
El Cámbrico marcó un cambio profundo en la vida en la Tierra ; Antes del Período, la mayoría de los organismos vivos eran pequeños, unicelulares y mal conservados. Los organismos multicelulares complejos se volvieron gradualmente más comunes durante el Ediacara, pero no fue hasta el Cámbrico que se encontraron organismos con caparazones y esqueletos mineralizados en el registro de rocas, y la rápida diversificación de las formas de vida, conocida como la explosión del Cámbrico , produjo los primeros representantes. de la mayoría de los filos animales modernos . [10] El Período también es único por su proporción inusualmente alta de depósitos de lagerstätte , sitios de preservación excepcional donde se conservan partes "blandas" de organismos, así como sus caparazones más resistentes. [11]
A finales del Cámbrico, los miriápodos , [12] [13] los arácnidos , [14] y los hexápodos [15] comenzaron a adaptarse a la tierra, junto con las primeras plantas . [16] [17]
El término Cámbrico se deriva de la versión latina de Cymru , el nombre galés de Gales, donde se estudiaron por primera vez rocas de esta edad. Fue nombrado por Adam Sedgwick en 1835, quien lo dividió en tres grupos; el Inferior, Medio y Superior. [18] Definió el límite entre el Cámbrico y el Silúrico suprayacente, junto con Roderick Murchison , en su artículo conjunto " Sobre los sistemas Silúrico y Cámbrico, exhibiendo el orden en el que los estratos sedimentarios más antiguos se suceden entre sí en Inglaterra y Gales ". Este acuerdo inicial no duró. [19]
Debido a la escasez de fósiles, Sedgwick utilizó tipos de rocas para identificar los estratos del Cámbrico. También tardó en publicar más trabajos. Sin embargo, el claro registro fósil del Silúrico permitió a Murchison correlacionar rocas de una edad similar en toda Europa y Rusia, y sobre las cuales publicó extensamente. A medida que se identificó un número cada vez mayor de fósiles en rocas más antiguas, extendió la base del Silúrico hacia abajo hasta el "Cámbrico Superior" de Sedgwick, reclamando todos los estratos fosilizados para "su" serie del Silúrico. Las cosas se complicaron aún más cuando, en 1852, el trabajo de campo realizado por Sedgwick y otros reveló una discordancia dentro del Silúrico, con una clara diferencia en la fauna entre los dos. [20] [19] Esto permitió a Sedgwick reclamar ahora una gran sección del Silúrico para "su" Cámbrico y le dio al Cámbrico un registro fósil identificable. La disputa entre los dos geólogos y sus partidarios, sobre el límite entre el Cámbrico y el Silúrico, se extendería más allá de la vida de Sedgwick y Murchison. No se resolvió hasta 1879, cuando Charles Lapworth propuso que los estratos en disputa pertenecieran a su propio sistema, al que denominó Ordovícico. [19]
El término cámbrico para el período más antiguo del Paleozoico fue acordado oficialmente en 1960, en el XXI Congreso Geológico Internacional . Sólo incluye la "serie del Cámbrico Inferior" de Sedgwick, pero su base se ha ampliado a rocas mucho más antiguas. [18]
Los sistemas , series y etapas se pueden definir de forma global o regional. Para la correlación estratigráfica global, el ICS ratifica unidades de roca basándose en una Sección y Punto de Estratotipo de Límite Global (GSSP) de una única formación (un estratotipo ) que identifica el límite inferior de la unidad. Actualmente los límites del Sistema Cámbrico, tres series y seis etapas, están definidos por secciones y puntos de estratotipo global. [6]
Originalmente se consideró que el límite inferior del Cámbrico representaba la primera aparición de vida compleja, representada por los trilobites . El reconocimiento de pequeños fósiles de conchas anteriores a los primeros trilobites, y de la biota de Ediacara mucho antes, ha llevado a pedir una base definida con mayor precisión para el período Cámbrico. [21]
A pesar del largo reconocimiento de su distinción con las rocas más jóvenes del Ordovícico y las rocas más antiguas del Precámbrico , no fue hasta 1994 que el sistema/período Cámbrico fue ratificado internacionalmente. Después de décadas de cuidadosa consideración, se estableció una secuencia sedimentaria continua en Fortune Head, Terranova, como base formal del Período Cámbrico, que estaría correlacionado en todo el mundo con la aparición más temprana de Treptichnus pedum . [21] El descubrimiento de este fósil unos metros por debajo del GSSP condujo al refinamiento de esta afirmación, y es el conjunto de icnofósiles de T. pedum el que ahora se utiliza formalmente para correlacionar la base del Cámbrico. [21] [22]
Esta designación formal permitió obtener fechas radiométricas de muestras de todo el mundo que correspondían a la base del Cámbrico. Una fecha temprana de 570 Ma rápidamente ganó popularidad, [21] aunque los métodos utilizados para obtener este número ahora se consideran inadecuados e inexactos. Un análisis más preciso utilizando datación radiométrica moderna arroja una fecha de 538,8 ± 0,2 Ma. [6] El horizonte de cenizas en Omán del que se recuperó esta fecha corresponde a una marcada caída en la abundancia de carbono-13 que se correlaciona con excursiones equivalentes en otras partes del mundo y con la desaparición de fósiles distintivos de Ediacara ( Namacalathus , Cloudina ). Sin embargo, hay argumentos de que el horizonte fechado en Omán no corresponde al límite Ediacárico-Cámbrico, sino que representa un cambio de facies de estratos marinos a estratos dominados por evaporitas, lo que significaría que data de otras secciones, que van desde 544 a 542 Ma. son más adecuados. [21]
*La mayoría de los paleontólogos rusos definen el límite inferior del Cámbrico en la base de la Etapa Tommotiana, caracterizada por la diversificación y distribución global de organismos con esqueletos minerales y la aparición de los primeros biohermos Archaeocyath . [23] [24] [25]
El Terreneo es la serie/ época más baja del Cámbrico y dura desde 538,8 ± 0,2 Ma hasta c. 521 Ma. Se divide en dos etapas: la etapa fortuna , 538,8 ± 0,2 Ma hasta c. 529 millones; y la Etapa 2 sin nombre, c. 529 Ma hasta c. 521 Ma. [6] El nombre Terreneuvian fue ratificado por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) en 2007, reemplazando al anterior "Cambrian Series 1". El GSSP que define su base está en Fortune Head en la península de Burin, al este de Terranova, Canadá (ver límite entre Ediacara y Cámbrico arriba). El Terreneuviano es la única serie del Cámbrico que no contiene fósiles de trilobites. Su parte inferior se caracteriza por trazas de fósiles de tipo fanerozoico complejos que penetran en los sedimentos , y su parte superior por pequeños fósiles de conchas. [18]
La segunda serie/época del Cámbrico actualmente no tiene nombre y se conoce como Serie Cámbrica 2 . Duró desde c. 521 Ma hasta c. 509 Ma. Sus dos etapas tampoco tienen nombre y se conocen como Etapa 3 del Cámbrico , c. 521 Ma hasta c. 514 Ma, y etapa 4 del Cámbrico , c. 514 Ma hasta c. 509 Ma. [6] La base de la Serie 2 aún no tiene un GSSP, pero se espera que se defina en estratos que marcan la primera aparición de trilobites en Gondwana . Hubo una rápida diversificación de los metazoos durante esta época, pero su distribución geográfica restringida, particularmente de los trilobites y arqueociatos , ha dificultado las correlaciones globales, de ahí los esfuerzos continuos para establecer un GSSP. [18]
_-_sponges,_arthropods_(44691571505).jpg/1280px-Diorama_of_the_Burgess_Shale_Biota_(Middle_Cambrian)_-_sponges,_arthropods_(44691571505).jpg)
El miaolingio es la tercera serie/época del Cámbrico, que dura desde c. 509 Ma hasta c. 497 Ma, y aproximadamente idéntico al Cámbrico medio en la literatura más antigua [1]. Se divide en tres etapas: el Wuliuan c. 509 Ma a 504,5 Ma; el drumiano c. 504,5 Ma hasta c. 500,5 millones de millones; y el guzhangiano c. 500,5 Ma hasta c. 497 millones de años. [6] El nombre reemplaza a Cambrian Series 3 y fue ratificado por la IUGS en 2018. [26] Lleva el nombre de las montañas Miaoling en el sureste de la provincia de Guizhou , en el sur de China, donde se encuentra el GSSP que marca su base. Este se define por la primera aparición del trilobite oricctocéfalo Oryctocephalus indicus . Los marcadores secundarios de la base del miaolingio incluyen la aparición de muchas formas de acritarcos , una transgresión marina global y la desaparición de los trilobites poliméricos, Bathynotus u Ovatoryctocara. A diferencia del Terreneuviano y de la Serie 2, todas las etapas del Miaolingio están definidas por GSSP . [26]
Los trilobites olenélidos , eodiscidios y la mayoría de los redlichiidos se extinguieron en el límite entre la Serie 2 y el miaolingiano. Esta se considera la extinción masiva de trilobites más antigua. [18]
El Furongiano , c. 497 Ma a 485,4 ± 1,9 Ma, es la cuarta y más alta serie/época del Cámbrico. El nombre fue ratificado por la IUGS en 2003 y reemplaza al Cámbrico Serie 4 y al tradicional "Cámbrico Superior". El GSSP de la base del Furongian se encuentra en las montañas Wuling , en el noroeste de la provincia de Hunan , China. Coincide con la primera aparición del trilobite agnostoide Glyptagnostus reticulatus , y está cerca del comienzo de una gran excursión isotópica positiva de δ 13 C. [18]
El Furongiano se divide en tres etapas: el Paibiense , c. 497 Ma hasta c. 494 Ma, y el Jiangshanian c. 494 Ma hasta c. 489,5 Ma, que tienen GSSP definidos; y la etapa 10 del Cámbrico sin nombre , c. 489,5 Ma a 485,4 ± 1,9 Ma. [6]
El GSSP para el límite Cámbrico-Ordovícico se encuentra en Green Point , en el oeste de Terranova , Canadá, y está fechado en 485,4 Ma. Se define por la apariencia del conodonte Iapetognathus fluctivagus . Donde no se encuentran estos conodontos se puede utilizar la apariencia de graptolitos planctónicos o el trilobite Jujuyaspis borealis . El límite también se corresponde con el pico de la mayor variación positiva en la curva δ 13 C durante el intervalo de tiempo límite y con una transgresión marina global. [27]
La reconstrucción de la posición de los continentes durante el Cámbrico se basa en datos paleomagnéticos , paleobiogeográficos , tectónicos , geológicos y paleoclimáticos . Sin embargo, estos tienen diferentes niveles de incertidumbre y pueden producir ubicaciones contradictorias para los principales continentes. [28] Esto, junto con el debate en curso sobre la existencia del supercontinente neoproterozoico de Pannotia , significa que si bien la mayoría de los modelos coinciden en que los continentes se encuentran en el hemisferio sur, con el vasto océano Panthalassa cubriendo la mayor parte del hemisferio norte, la distribución y el momento exactos de los movimientos de los continentes cámbricos varía según los modelos. [28]
La mayoría de los modelos muestran que Gondwana se extiende desde la región del polo sur hasta el norte del ecuador. [7] A principios del Cámbrico, el polo sur correspondía con el sector occidental de América del Sur y cuando Gondwana giraba en sentido antihorario, a mediados del Cámbrico, el polo sur se encontraba en la región noroeste de África. [28]
Laurentia se encontraba al otro lado del ecuador, separada de Gondwana por el océano Jápeto . [7] Los defensores de Pannotia tienen a Laurentia y Baltica cerca de la región amazónica de Gondwana con un estrecho océano Jápeto que solo comenzó a abrirse una vez que Gondwana estuvo completamente ensamblado c. 520 Ma. [29] Aquellos que no están a favor de la existencia de Pannotia muestran la apertura de Jápeto durante el Neoproterozoico tardío, con hasta c. 6.500 km (c. 4038 millas) entre Laurentia y West Gondwana al comienzo del Cámbrico. [7]
De los continentes más pequeños, el Báltico se encontraba entre Laurentia y Gondwana, y el océano Ran (un brazo del Jápeto) se abría entre éste y Gondwana. Siberia estaba cerca del margen occidental de Gondwana y al norte del Báltico. [30] [7] Annamia y el sur de China formaron un solo continente situado frente al centro norte de Gondwana. La ubicación del norte de China no está clara. Es posible que se haya situado a lo largo del sector nororiental indio de Gondwana o que ya haya sido un continente separado. [7]
Durante el Cámbrico, Laurentia se encontraba al otro lado o cerca del ecuador. Se desvió hacia el sur y giró c. 20° en sentido antihorario durante el Cámbrico medio, antes de desplazarse nuevamente hacia el norte a finales del Cámbrico. [7]
Después de la separación de Laurentia de Gondwana en el Neoproterozoico tardío (o mediados del Cámbrico) y la posterior apertura del océano Jápeto, Laurentia estuvo rodeada en gran medida por márgenes pasivos con gran parte del continente cubierto por mares poco profundos. [7]
Cuando Laurentia se separó de Gondwana, una franja de terreno continental se separó de Laurentia con la estrecha vía marítima de Taconic abriéndose entre ellos. Los restos de este terreno se encuentran ahora en el sur de Escocia, Irlanda y Terranova. La subducción intraoceánica, ya sea al sureste de este terreno en Jápeto, o al noroeste en la vía marítima Taconic, resultó en la formación de un arco de islas . Esto se acumuló en el terreno a finales del Cámbrico, lo que provocó una subducción con dirección sureste debajo del propio terreno y el consiguiente cierre de la vía marítima marginal. El terreno chocó con Laurentia en el Ordovícico temprano. [31]
Hacia el final del Cámbrico temprano, la ruptura a lo largo del margen sureste de Laurentia llevó a la separación de Cuyania (ahora parte de Argentina) de la bahía de Ouachita con el establecimiento de un nuevo océano que continuó ampliándose durante el Cámbrico y el Ordovícico temprano. [31]
Gondwana era un continente enorme, tres veces el tamaño de cualquiera de los otros continentes del Cámbrico. Su superficie continental se extendía desde el polo sur hasta el norte del ecuador. A su alrededor había extensos mares poco profundos y numerosas zonas terrestres más pequeñas. [7]
Los cratones que formaron Gondwana se unieron durante el Neoproterozoico y el Cámbrico temprano. Un estrecho océano separó la Amazonia de Gondwana hasta c. 530 Ma [32] y el bloque Arequipa-Antofalla se unió con el sector sudamericano de Gondwana a principios del Cámbrico. [7] La orogenia Kuunga entre el norte ( Cratón del Congo , Madagascar e India ) y el sur de Gondwana ( Cratón del Kalahari y Antártida Oriental ), que comenzó c. 570 Ma, continuó con partes del norte de Gondwana superando el sur de Gondwana y estuvo acompañado de metamorfismo y la intrusión de granitos . [33]
Las zonas de subducción , activas desde el Neoproterozoico, se extendieron alrededor de gran parte de los márgenes de Gondwana, desde el noroeste de África hacia el sur, pasando por América del Sur, Sudáfrica , la Antártida Oriental y el borde oriental de Australia Occidental. Existían zonas de subducción más cortas al norte de Arabia y la India. [7]
El arco continental famatiniano se extendía desde el centro de Perú en el norte hasta el centro de Argentina en el sur. La subducción debajo de este margen protoandino comenzó a finales del Cámbrico. [31]
A lo largo del margen norte de Gondwana, entre el norte de África y los terrenos Armoricanos del sur de Europa, el arco continental de la Orogenia Cadomiana continuó desde el Neoproterozoico en respuesta a la subducción oblicua del Océano Jápeto. [34] Esta subducción se extendió hacia el oeste a lo largo del margen de Gondwana y hacia c. 530 Ma puede haber evolucionado hasta convertirse en un importante sistema de falla transformante . [34]
En c. 511 Ma, los basaltos de inundación continental de la gran provincia ígnea (LIP) de Kalkarindji comenzaron a hacer erupción. Estos cubrieron un área de > 2,1 × 10 6 km 2 a lo largo de las regiones de Gondwana en el norte, centro y oeste de Australia, lo que lo convierte en uno de los LIP más grandes, así como los más antiguos, del Fanerozoico. El momento de las erupciones sugiere que desempeñaron un papel en la extinción masiva del Cámbrico temprano y medio . [34]
Los terrenos de Ganderia , Avalonia oriental y occidental , Carolinia y Meguma se encontraban en regiones polares durante el Cámbrico temprano, y en latitudes meridionales altas a medias a mediados y finales del Cámbrico. [31] [28] Comúnmente se muestran como un sistema de fallas de transformación de arco insular a lo largo del margen noroeste de Gondwana, al norte del noroeste de África y la Amazonia, que se separó de Gondwana durante el Ordovícico. [31] Sin embargo, algunos modelos muestran estos terrenos como parte de un único microcontinente independiente , la Gran Avalonia, situada al oeste del Báltica y alineada con su margen oriental ( Timanide ), con el Jápeto al norte y el Océano Ran al sur. . [28]
Durante el Cámbrico, el Báltica giró más de 60° en el sentido contrario a las agujas del reloj y comenzó a desplazarse hacia el norte. [31] Esta rotación fue adaptada por importantes movimientos de deslizamiento en el Océano Ran entre este y Gondwana. [7]
El Báltica se encontraba en latitudes medias a altas del sur, separada de Laurentia por el Jápeto y de Gondwana por el océano Ran. Estaba compuesta por dos continentes, Fennoscandia y Sarmatia , separados por mares poco profundos. [7] [31] Los sedimentos depositados en estas rocas del basamento precámbrico se superponen discordantemente . La falta de sedimentos de grano grueso indica una topografía baja en el centro del cratón. [7]
A lo largo del margen noreste del Báltica, la subducción y el magmatismo de arco asociados con la orogenia timaniana de Ediacara estaban llegando a su fin. En esta región, el Cámbrico temprano a medio fue una época de no deposición y seguida por una ruptura y sedimentación del Cámbrico tardío. [35]
Su margen sureste también fue un límite convergente , con la acumulación de arcos de islas y microcontinentes al cratón, aunque los detalles no están claros. [7]
Siberia comenzó el Cámbrico cerca del oeste de Gondwana y al norte del Báltico. Se desvió hacia el noroeste hasta acercarse al ecuador cuando el océano Ægir se abrió entre él y el Báltica. [7] [30] Gran parte del continente estaba cubierto por mares poco profundos con extensos arrecifes arqueociatanos . El entonces tercio norte del continente (actual sur; Siberia ha girado 180° desde el Cámbrico) adyacente a su margen convergente era montañoso. [7]
Desde el Neoproterozoico tardío hasta el Ordovícico, una serie de arcos de islas se acumularon en el entonces margen noreste de Siberia, acompañados de un extenso vulcanismo de arco y arco posterior . Estos ahora forman los terrenos de Altai-Sayan . [7] [35] Algunos modelos muestran un margen de placa convergente que se extiende desde la Gran Avalonia, a través del margen Timanide del Báltico, formando el arco de la isla Kipchak frente a la costa del sureste de Siberia y curvándose para convertirse en parte del margen convergente Altai-Sayan. [28]
A lo largo del entonces margen occidental, al rifting del Neoproterozoico tardío al Cámbrico temprano le siguió el desarrollo de un margen pasivo. [35]
Más al norte, Siberia estaba separada del territorio de Mongolia Central por el estrecho y lento océano Mongol-Ojotsk . El margen norte del terreno de Mongolia Central con Panthalassa era convergente, mientras que su margen sur, frente al océano Mongol-Okhotsk, era pasivo. [7]
Durante el Cámbrico, los terrenos que formarían Kazajstánia más tarde en el Paleozoico eran una serie de arcos de islas y complejos de acreción que se encontraban a lo largo de un margen de placa convergente intraoceánica al sur del norte de China. [35]
Al sur de éstos, el microcontinente Tarim se encontraba entre Gondwana y Siberia. [7] Su margen norte fue pasivo durante gran parte del Paleozoico, con gruesas secuencias de carbonatos de plataforma y sedimentos fluviales a marinos que descansaban de manera discordante sobre el basamento Precámbrico. A lo largo de su margen sureste estaba el complejo de acreción Altyn Cambro-Ordovícico, mientras que al suroeste una zona de subducción cerraba la estrecha vía marítima entre la región de Tarim en el noroeste de Kunlun y el terreno del suroeste de Kunlun. [35]
El norte de China se encontraba en latitudes ecuatoriales y tropicales durante el Cámbrico temprano, aunque se desconoce su posición exacta. [30] Gran parte del cratón estaba cubierto por mares poco profundos, con tierra en el noroeste y sureste. [7]
El norte de China fue un margen pasivo hasta el inicio de la subducción y el desarrollo del arco de Bainaimiao a finales del Cámbrico. Al sur había un margen convergente con una zona de subducción de inmersión hacia el suroeste, más allá de la cual se encontraba el terreno Qinling del Norte (ahora parte del Cinturón Orogénico de Qinling ). [35]
El sur de China y Annamia formaban un solo continente. El movimiento de deslizamiento entre él y Gondwana acomodó su constante deriva hacia el norte desde la costa del sector indio de Gondwana hasta cerca del sector occidental de Australia. Esta deriva hacia el norte se evidencia en el progresivo aumento de las calizas y en la creciente diversidad faunística . [7]
El margen norte del sur de China, incluido el bloque Sur de Qinling, era un margen pasivo. [7]
A lo largo del margen sureste, los volcanes del Cámbrico inferior indican la acumulación de un arco de islas a lo largo de la zona de sutura de Song Ma. Además, a principios del Cámbrico, el margen oriental del sur de China cambió de pasivo a activo, con el desarrollo de arcos de islas volcánicas oceánicas que ahora forman parte del terreno japonés . [7]
La distribución de sedimentos indicadores del clima, incluida la amplia distribución latitudinal de plataformas carbonatadas tropicales, arrecifes arqueociatanos y bauxitas , y evaporitas y depósitos de calcreta de zonas áridas , muestran que el Cámbrico fue una época de condiciones climáticas de efecto invernadero. [36] [37] Durante el Cámbrico tardío, la distribución de las provincias de trilobites también indica sólo un gradiente de temperatura moderado entre el polo y el ecuador. [37] Hay evidencia de glaciación en latitudes altas en Avalonia. Sin embargo, no está claro si estos sedimentos son de edad del Cámbrico temprano o en realidad del Neoproterozoico tardío. [36]
Los cálculos de las temperaturas medias globales (GAT) varían según las técnicas que se utilicen. Si bien algunas mediciones muestran GAT sobre c. Los modelos de 40 °C (104 °F) que combinan múltiples fuentes dan un GAT de c. 20–22 °C (68–72 °F) en el Terreneuviano aumentando a c. 23–25 °C (73–77 °F) durante el resto del Cámbrico. [37] [9] El clima cálido estaba relacionado con niveles elevados de dióxido de carbono atmosférico . El ensamblaje de Gondwana condujo a la reorganización de las placas tectónicas con el desarrollo de nuevos márgenes de placas convergentes y magmatismo de arco de margen continental que ayudó a impulsar el calentamiento climático. [9] [8] Las erupciones de los basaltos Kalkarindji LIP durante la Etapa 4 y en el Miaolingio temprano, también liberaron grandes cantidades de dióxido de carbono, metano y dióxido de azufre a la atmósfera, lo que provocó rápidos cambios climáticos y temperaturas elevadas de la superficie del mar. [8]
Existe incertidumbre en torno a las temperaturas máximas de la superficie del mar. Estos se calculan utilizando valores de δ 18 O de rocas marinas, y existe un debate en curso sobre los niveles de δ 18 O en el agua de mar del Cámbrico en relación con el resto del Fanerozoico. [37] [38] Las estimaciones de las temperaturas de la superficie del mar tropical varían desde c. 28–32 °C (82–90 °F), [37] [38] a c. 29 a 38 °C (84 a 100 °F). [39] [36] La temperatura media moderna de la superficie del mar tropical es de 26 °C (79 °F). [37]
Los niveles de oxígeno atmosférico aumentaron constantemente desde el Neoproterozoico debido al aumento de organismos fotosintetizadores . Los niveles del Cámbrico variaron entre c. 3% y 14% (los niveles actuales son c. 21%). Los bajos niveles de oxígeno atmosférico y el clima cálido dieron como resultado menores concentraciones de oxígeno disuelto en las aguas marinas y una anoxia generalizada en las aguas profundas del océano. [9] [40]
Existe una relación compleja entre los niveles de oxígeno, la biogeoquímica de las aguas del océano y la evolución de la vida. Los organismos excavadores recientemente evolucionados expusieron sedimentos anóxicos al agua de mar oxigenada que los recubría. Esta bioturbación disminuyó las tasas de entierro de carbono orgánico y azufre , lo que con el tiempo redujo los niveles de oxígeno atmosférico y oceánico, lo que llevó a condiciones anóxicas generalizadas. [41] Los períodos de tasas más altas de meteorización continental llevaron a una mayor entrega de nutrientes a los océanos, impulsando la productividad del fitoplancton y estimulando la evolución de los metazoos. Sin embargo, los rápidos aumentos en el suministro de nutrientes llevaron a la eutrofización , donde el rápido crecimiento en el número de fitoplancton resulta en el agotamiento del oxígeno en las aguas circundantes. [9] [42]
Los impulsos de mayores niveles de oxígeno están relacionados con una mayor biodiversidad; Los niveles elevados de oxígeno respaldaron las crecientes demandas metabólicas de los organismos y aumentaron los nichos ecológicos al expandir las áreas habitables del fondo marino. Por el contrario, las incursiones de agua con deficiencia de oxígeno, debido a cambios en el nivel del mar, la circulación oceánica, afloramientos de aguas más profundas y/o la productividad biológica, produjeron condiciones anóxicas que limitaron las áreas habitables, redujeron nichos ecológicos y resultaron en eventos de extinción tanto regionales como globales. [40] [41] [42]
En general, estos entornos dinámicos y fluctuantes, con incursiones anóxicas globales y regionales que resultaron en eventos de extinción y períodos de mayor oxigenación oceánica que estimularon la biodiversidad, impulsaron la innovación evolutiva. [41] [9] [42]
Durante el Cámbrico, las variaciones en las proporciones de isótopos fueron más frecuentes y más pronunciadas que más tarde en el Fanerozoico, reconociéndose al menos 10 excursiones de isótopos de carbono ( δ 13 C ) (variaciones significativas en las proporciones de isótopos globales). [18] Estas excursiones registran cambios en la biogeoquímica de los océanos y la atmósfera, que se deben a procesos como las tasas globales de magmatismo del arco continental, las tasas de meteorización y los niveles de nutrientes que ingresan al medio marino, cambios en el nivel del mar y factores biológicos que incluyen el impacto de la fauna excavadora en los niveles de oxígeno. [9] [42] [8]
La excursión cámbrica basal de δ 13 C (BACE), junto con un bajo δ 238 U y un elevado δ 34 S indican un período de anoxia marina poco profunda generalizada, que ocurre al mismo tiempo que la extinción de los acritarcos de Ediacara. A esto le siguió la rápida aparición y diversificación de los animales bilaterales . [18] [9]
Durante el Cámbrico temprano, 87 Sr/ 86 Sr aumentó en respuesta a una mayor meteorización continental. Esto aumentó el aporte de nutrientes a los océanos y provocó mayores tasas de enterramiento de materia orgánica. [43] En escalas de tiempo prolongadas, el oxígeno adicional liberado por el entierro de carbono orgánico se equilibra con una disminución en las tasas de entierro de pirita (FeS 2 ) (un proceso que también libera oxígeno), lo que lleva a niveles estables de oxígeno en la atmósfera. Sin embargo, durante el Cámbrico temprano, una serie de excursiones vinculadas de δ 13 C y δ 34 S indican altas tasas de enterramiento tanto de carbono orgánico como de pirita en aguas biológicamente productivas pero anóxicas del fondo del océano. Las aguas ricas en oxígeno producidas por estos procesos se extienden desde las profundidades del océano hacia ambientes marinos poco profundos, extendiendo las regiones habitables del fondo marino. [18] [44] Estos pulsos de oxígeno están asociados con la radiación de los pequeños fósiles de conchas y la excursión isotópica de radiación de artrópodos del Cámbrico (CARE). [43] El aumento de aguas oxigenadas en las profundidades del océano finalmente redujo los niveles de carbono orgánico y entierro de pirita, lo que llevó a una disminución en la producción de oxígeno y al restablecimiento de condiciones anóxicas. Este ciclo se repitió varias veces durante el Cámbrico temprano. [18] [44]
El comienzo de las erupciones de los basaltos Kalkarindji LIP durante la Etapa 4 y el Miaolingio temprano liberaron grandes cantidades de dióxido de carbono, metano y dióxido de azufre a la atmósfera. Los cambios que estos provocaron se reflejan en tres grandes y rápidas excursiones de δ 13 C. El aumento de las temperaturas provocó un aumento global del nivel del mar que inundó las plataformas continentales y el interior con aguas anóxicas de las profundidades del océano y ahogó las plataformas carbonatadas de los arrecifes arqueociatanos, lo que dio lugar a la acumulación generalizada de lutitas negras ricas en materia orgánica. Conocido como el evento de extinción anóxica de Sinsk, esto desencadenó la primera gran extinción del Fanerozoico, la Extinción Botoman-Toyonian (BTE) de 513 - 508 Ma, que incluyó la pérdida de arqueociátidos e hiolitos y vio una caída importante en la biodiversidad. [8] [44] El aumento del nivel del mar también se evidencia por una disminución global de 87 Sr/ 86 Sr. Las inundaciones de áreas continentales disminuyeron las tasas de meteorización continental, reduciendo la entrada de 87 Sr a los océanos y disminuyendo el 87 Sr/ 86 Sr de agua de mar. [43] [18]
La base del miaolingio está marcada por el evento de extinción de isótopos de carbono de Redlichiid-Olenellid (ROECE), que coincide con la fase principal del vulcanismo Kalkarindji. [8]
Durante el Miaolingio, los eventos orogénicos a lo largo del margen australiano-antártico de Gondwana provocaron un aumento de la erosión y una afluencia de nutrientes al océano, elevando el nivel de productividad y el entierro de carbono orgánico. Esto se puede observar en el aumento constante de 87 Sr/ 86 Sr y δ 13 C. [43]
La erosión continua de los niveles más profundos de los cinturones montañosos de Gondwana condujo a un pico en 87 Sr/ 86 Sr y vinculó excursiones positivas de δ 13 C y δ 34 S, conocidas como la excursión de isótopos de carbono positivos de las Estepas (SPICE). [8] Esto indica que existieron condiciones geoquímicas similares a las de las Etapas 2 y 3 del Cámbrico temprano, con la expansión de la anoxia del fondo marino mejorando las tasas de entierro de materia orgánica y pirita. [43] Este aumento en la extensión de las condiciones anóxicas del fondo marino condujo a la extinción de los trilobites marjumiid y damesellid , mientras que el aumento en los niveles de oxígeno que siguió ayudó a impulsar la radiación del plancton. [18] [9]
87 Sr/ 86 Sr cayó bruscamente cerca de la cima de la etapa Jiangshanian y durante la etapa 10 a medida que las montañas Gondwanan se erosionaban y las tasas de erosión disminuían. [18] [43]
La mineralogía de los carbonatos marinos inorgánicos ha variado a lo largo del Fanerozoico, controlada por los valores de Mg 2+ /Ca 2+ del agua de mar. Los niveles altos de Mg 2+ /Ca 2+ dan como resultado una precipitación de carbonato de calcio dominada por aragonito y calcita con alto contenido de magnesio , conocidos como mares de aragonito , y proporciones bajas dan como resultado mares de calcita donde la calcita con bajo contenido de magnesio es el principal precipitado de carbonato de calcio. [45] Las conchas y esqueletos de organismos biomineralizantes reflejan la forma dominante de calcita. [46]
Desde finales del Ediacárico hasta principios del Cámbrico, el aumento de los niveles de oxígeno provocó una disminución de la acidez del océano y un aumento de la concentración de calcio en el agua del mar. Sin embargo, no hubo una simple transición de los mares de aragonito a los de calcita, sino más bien un cambio prolongado y variable a lo largo del Cámbrico. La precipitación de aragonito y alto contenido de magnesio continuó desde el Ediacara hasta la Etapa 2 del Cámbrico. Las partes duras esqueléticas de calcita con bajo contenido de magnesio aparecen en la Edad Cámbrica 2, pero la precipitación inorgánica de aragonita también ocurrió en este momento. [46] Los mares mixtos de aragonita y calcita continuaron durante el Cámbrico medio y tardío, y los mares completamente de calcita no se establecieron hasta principios del Ordovícico. [46]
Estas variaciones y la lenta disminución de Mg 2+ /Ca 2+ del agua de mar se debieron a los bajos niveles de oxígeno, las altas tasas de meteorización continental y la geoquímica de los mares del Cámbrico. En condiciones de bajos niveles de oxígeno y altos niveles de hierro, el hierro sustituye al magnesio en los minerales arcillosos autigénicos depositados en el fondo del océano, lo que ralentiza las tasas de eliminación de magnesio del agua de mar. El enriquecimiento de las aguas oceánicas en sílice, previo a la radiación de los organismos silíceos, y la limitada bioturbación del fondo anóxico del océano aumentaron las tasas de deposición, en relación con el resto del Fanerozoico, de estas arcillas. Esto, junto con el alto aporte de magnesio a los océanos a través de una mayor meteorización continental, retrasó la reducción de Mg 2+ /Ca 2+ y facilitó la precipitación continua de aragonita. [45]
Las condiciones que favorecieron la deposición de arcillas autigénicas también fueron ideales para la formación de lagerstätten , con los minerales de las arcillas reemplazando las partes blandas del cuerpo de los organismos del Cámbrico. [9]
La flora del Cámbrico era poco diferente de la de Ediacara. Los principales taxones fueron las macroalgas marinas Fuxianospira , Sinocylindra y Marpolia . No se conocen macroalgas calcáreas de la época. [47]
No se conocen fósiles de plantas terrestres ( embriofitas ) del Cámbrico. Sin embargo, las biopelículas y los tapetes microbianos estaban bien desarrollados en las marismas y playas del Cámbrico hace 500 millones de años, [48] y los microbios que forman ecosistemas microbianos de la Tierra , comparables con la corteza del suelo moderno de las regiones desérticas, contribuyen a la formación del suelo. [49] [50] Aunque las estimaciones del reloj molecular sugieren que las plantas terrestres pueden haber surgido por primera vez durante el Cámbrico medio o tardío, la consiguiente eliminación a gran escala del gas de efecto invernadero CO 2 de la atmósfera mediante el secuestro no comenzó hasta el Ordovícico. [51]
La explosión del Cámbrico fue un período de rápido crecimiento multicelular. La mayor parte de la vida animal durante el Cámbrico era acuática. Alguna vez se asumió que los trilobites eran la forma de vida dominante en ese momento, [52] pero se ha demostrado que esto es incorrecto. Los artrópodos eran, con diferencia, los animales más dominantes en el océano, pero los trilobites eran sólo una parte menor de la diversidad total de artrópodos. Lo que los hacía aparentemente tan abundantes era su pesada armadura reforzada con carbonato de calcio (CaCO 3 ), que se fosilizaba mucho más fácilmente que los frágiles exoesqueletos quitinosos de otros artrópodos, dejando numerosos restos preservados. [53]
El período marcó un cambio pronunciado en la diversidad y composición de la biosfera de la Tierra . La biota de Ediacara sufrió una extinción masiva al comienzo del Período Cámbrico, lo que se correspondió con un aumento en la abundancia y complejidad del comportamiento excavador. Este comportamiento tuvo un efecto profundo e irreversible sobre el sustrato que transformó los ecosistemas del fondo marino . Antes del Cámbrico, el fondo del mar estaba cubierto por alfombras microbianas . A finales del Cámbrico, los animales excavadores habían destruido las esteras en muchas áreas mediante bioturbación. Como consecuencia, muchos de los organismos que dependían de las esteras se extinguieron, mientras que las otras especies se adaptaron al entorno cambiado que ahora ofrecía nuevos nichos ecológicos. [54] Casi al mismo tiempo hubo una aparición aparentemente rápida de representantes de todos los filos mineralizados , incluido el Bryozoa , [55] que alguna vez se pensó que solo aparecían en el Ordovícico Inferior. [56] Sin embargo, muchos de esos filos estaban representados sólo por formas de grupos de tallos; y dado que los filos mineralizados generalmente tienen un origen bentónico, pueden no ser un buen indicador de los filos no mineralizados (más abundantes). [57]
Si bien el Cámbrico temprano mostró tal diversificación que se le denominó Explosión Cámbrica, esto cambió más adelante en el período, cuando se produjo una fuerte caída en la biodiversidad. Alrededor de 515 Ma, el número de especies que se extinguieron superó el número de nuevas especies que aparecieron. Cinco millones de años después, el número de géneros había disminuido desde un máximo anterior de unos 600 a sólo 450. Además, la tasa de especiación en muchos grupos se redujo a entre una quinta y una tercera parte de los niveles anteriores. Hace 500 millones de años, los niveles de oxígeno cayeron drásticamente en los océanos, lo que provocó hipoxia , mientras que simultáneamente aumentó el nivel de sulfuro de hidrógeno venenoso , provocando otra extinción. La segunda mitad del Cámbrico fue sorprendentemente estéril y mostró evidencia de varios eventos de extinción rápida; los estromatolitos que habían sido reemplazados por esponjas formadoras de arrecifes conocidas como Archaeocyatha , regresaron una vez más cuando los arqueociátidos se extinguieron. Esta tendencia a la baja no cambió hasta el Gran Evento de Biodiversificación del Ordovícico . [59] [60]
_Marjum_biota.png/1280px-Artistic_reconstruction_of_the_Cambrian_(Drumian)_Marjum_biota.png)
Algunos organismos del Cámbrico se aventuraron en la tierra, produciendo los rastros fósiles Protichnites y Climactichnites . La evidencia fósil sugiere que los euticarcinoides , un grupo extinto de artrópodos, produjeron al menos algunos de los Protichnitos . [61] No se han encontrado fósiles del creador de huellas de Climactichnitas ; sin embargo, las huellas fósiles y los rastros de reposo sugieren un molusco grande parecido a una babosa . [62]
A diferencia de períodos posteriores, la fauna del Cámbrico estaba algo restringida; los organismos que flotaban libremente eran raros y la mayoría vivía en el fondo del mar o cerca de él; [63] y los animales mineralizantes eran más raros que en períodos futuros, en parte debido a la química oceánica desfavorable . [63]
Muchos modos de preservación son exclusivos del Cámbrico, y algunos preservan partes blandas del cuerpo, lo que resulta en una abundancia de Lagerstätten . Estos incluyen Sirius Passet , [64] [65] Sinsk Algal Lens, [66] Maotianshan Shales , [67] Emu Bay Shale , [68] y Burgess Shale. [69] [70] [71]
El Comité Federal de Datos Geográficos de los Estados Unidos utiliza un carácter ⟨Ꞓ⟩ de "C mayúscula barrada" para representar el Período Cámbrico. [72] El carácter Unicode es U+A792 Ꞓ LETRA C MAYÚSCULA LATINA CON BARRA . [73] [74]
