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 el Eón Fanerozoico . [5] El Cámbrico duró 53,4 millones de años desde el final del período Ediacárico precedente hace 538,8 Ma (millones de años) hasta el comienzo del Período Ordovícico hace 485,4 Ma. [6]
La mayoría de los continentes se encuentran en el hemisferio sur, rodeados por el vasto océano Panthalassa . [7] La formación de Gondwana durante el Ediacárico y el Cámbrico temprano condujo al desarrollo de nuevos límites de placas convergentes y al magmatismo de arco de margen continental a lo largo de sus márgenes que ayudaron a aumentar las temperaturas globales. [8] Laurentia se encuentra al otro lado del ecuador, separada de Gondwana por la apertura del océano Jápeto . [7]
El Cámbrico fue una época de condiciones climáticas de invernadero , con altos niveles de dióxido de carbono atmosférico y bajos niveles de oxígeno en la atmósfera y los mares. Las afloraciones de aguas oceánicas profundas anóxicas en ambientes marinos poco profundos conducen a eventos de extinción, mientras que los períodos de mayor oxigenación llevaron a un aumento de la biodiversidad . [9]
El Cámbrico marcó un cambio profundo en la vida en la Tierra ; antes de este Período, la mayoría de los organismos vivos eran pequeños, unicelulares y estaban mal conservados. Los organismos multicelulares complejos se hicieron gradualmente más comunes durante el Ediacárico, pero no fue hasta el Cámbrico que se encontraron organismos con conchas y esqueletos mineralizados en el registro de rocas, y la rápida diversificación de las formas de vida, conocida como la explosión cámbrica , produjo los primeros representantes de la mayoría de los filos animales modernos . [10] El Período también es único en su proporción inusualmente alta de depósitos de lagerstätte , sitios de conservación excepcional donde se conservan las partes "blandas" de los organismos, así como sus conchas más resistentes. [11]
Hacia el final 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 las rocas de esta edad. Fue nombrado por Adam Sedgwick en 1835, quien lo dividió en tres grupos: el Inferior, el Medio y el 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, que exhibe el orden en el que los estratos sedimentarios más antiguos se suceden entre sí en Inglaterra y Gales ". Este acuerdo temprano 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 ellas publicó extensamente. A medida que se identificaron cantidades cada vez mayores de fósiles en rocas más antiguas, extendió la base del Silúrico hacia abajo hasta el "Cámbrico superior" de Sedgwick, reivindicando 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 las vidas de Sedgwick y Murchison. No se resolvió hasta 1879, cuando Charles Lapworth propuso que los estratos en disputa pertenecían a su propio sistema, al que llamó 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 Cámbrica Inferior" de Sedgwick, pero su base se ha extendido a rocas mucho más antiguas. [18]
Los sistemas , series y etapas pueden definirse global o regionalmente. Para la correlación estratigráfica global, el ICS ratifica las unidades de roca basándose en una Sección y Punto Estratotípico 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 estratotípicos globales. [6]
En un principio se consideró que el límite inferior del Cámbrico representaba la primera aparición de vida compleja, representada por los trilobites . El reconocimiento de pequeños fósiles con conchas anteriores a los primeros trilobites, y de la biota de Ediacara sustancialmente anterior, ha llevado a pedir una base definida con mayor precisión para el Período Cámbrico. [21]
A pesar del largo reconocimiento de su distinción con respecto a las rocas más jóvenes del Ordovícico y las rocas más antiguas del Precámbrico , no fue hasta 1994 que el sistema/periodo Cámbrico fue ratificado internacionalmente. Después de décadas de cuidadosa consideración, una secuencia sedimentaria continua en Fortune Head, Terranova, se estableció como una base formal del Periodo Cámbrico, que se correlacionaría en todo el mundo con la aparición más temprana de Treptichnus pedum . [21] El descubrimiento de este fósil a unos pocos metros por debajo del GSSP condujo al refinamiento de esta declaración, y es el conjunto de icnofósiles de T. pedum el que ahora se usa 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 ganó rápidamente aceptación, [21] aunque los métodos utilizados para obtener este número ahora se consideran inadecuados e inexactos. Un análisis más preciso utilizando la datación radiométrica moderna produce 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 del Ediacárico ( Namacalathus , Cloudina ). Sin embargo, existen argumentos de que el horizonte datado 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 las fechas de otras secciones, que van desde 544 a 542 Ma, son más adecuadas. [21]
*La mayoría de los paleontólogos rusos definen el límite inferior del Cámbrico en la base del Estadio Tommotiense, caracterizado por la diversificación y distribución global de organismos con esqueletos minerales y la aparición de los primeros biohermos Archaeocyath . [23] [24] [25]
El Terreneuviense es la serie/ época más baja del Cámbrico, que dura desde 538,8 ± 0,2 Ma hasta c. 521 Ma. Se divide en dos etapas: la etapa Fortuniense , 538,8 ± 0,2 Ma a c. 529 Ma; y la Etapa 2 sin nombre, c. 529 Ma a c. 521 Ma. [6] El nombre Terreneuviense fue ratificado por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) en 2007, reemplazando a la anterior "Serie Cámbrica 1". El GSSP que define su base está en Fortune Head en la península de Burin, al este de Terranova, Canadá (ver el límite Ediacárico - Cámbrico más arriba). El Terreneuviense es la única serie en el Cámbrico que no contiene fósiles de trilobites. Su parte inferior se caracteriza por fósiles traza complejos de tipo Fanerozoico que penetran sedimentos , y su parte superior por pequeños fósiles de conchas. [18]
La segunda serie/época del Cámbrico no tiene nombre actualmente y se conoce como Serie Cámbrica 2. Duró desde c. 521 Ma hasta c. 509 Ma. Sus dos etapas también no tienen nombre y se conocen como Etapa Cámbrica 3 , c. 521 Ma a c. 514 Ma, y Etapa Cámbrica 4 , c. 514 Ma a c. 509 Ma. [6] La base de la Serie 2 aún no tiene un GSSP, pero se espera que se defina en estratos que marquen la primera aparición de trilobites en Gondwana . Hubo una rápida diversificación de metazoos durante esta época, pero su distribución geográfica restringida, particularmente de los trilobites y arqueociatos , ha dificultado las correlaciones globales, de ahí los esfuerzos en curso para establecer un GSSP. [18]
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El Miaolingiense es la tercera serie/época del Cámbrico, que dura desde c. 509 Ma hasta c. 497 Ma, y es aproximadamente idéntico al Cámbrico medio en la literatura más antigua [1]. Se divide en tres etapas: el Wuliuense c. 509 Ma a 504,5 Ma; el Drumiense c. 504,5 Ma a c. 500,5 Ma; y el Guzhangiense c. 500,5 Ma a c. 497 Ma. [6] El nombre reemplaza a la Serie Cámbrica 3 y fue ratificado por la IUGS en 2018. [26] Recibe su nombre de las montañas Miaoling en el sureste de la provincia de Guizhou , sur de China, donde se encuentra el GSSP que marca su base. Esto se define por la primera aparición del trilobite orictófalo Oryctocephalus indicus . Los marcadores secundarios para la base del Miaolingiense 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 Terreneuviense y la Serie 2, todas las etapas del Miaolingiense están definidas por GSSP . [26]
Los olenélidos , los eodíscidos y la mayoría de los trilobites redlíquidos se extinguieron en el límite entre la Serie 2 y el Miaolingiano. Esta se considera la extinción masiva más antigua de trilobites. [18]
El Furongiano , que data de hace entre 497 y 485,4 ± 1,9 Ma, es la cuarta y última serie/época del Cámbrico. El nombre fue ratificado por la IUGS en 2003 y reemplaza a la Serie Cámbrica 4 y al tradicional "Cámbrico Superior". El GSSP para la base del Furongiano 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 Paibiano , c. 497 Ma a c. 494 Ma, y el Jiangshaniano c. 494 Ma a 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 está en Green Point , al oeste de Terranova , Canadá, y está datado en 485,4 Ma. Está definido por la aparición del conodonto Iapetognathus fluctivagus . Donde no se encuentran estos conodontos, se puede utilizar la aparición de graptolitos planctónicos o del 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 del límite y con una transgresión marina global. [27]
Las principales estructuras de impacto de meteoritos incluyen: el cráter Neugrund del Cámbrico temprano (c. 535 Ma) en el Golfo de Finlandia , Estonia, un cráter de meteorito complejo de unos 20 km de diámetro, con dos crestas internas de unos 7 km y 6 km de diámetro, y una cresta externa de 8 km que se formó como resultado de un impacto de un asteroide de 1 km de diámetro; [28] el cráter Gardnos de 5 km de diámetro (500 ± 10 Ma) en Buskerud , Noruega, donde los sedimentos posteriores al impacto indican que el impacto ocurrió en un entorno marino poco profundo con avalanchas de rocas y flujos de escombros que ocurrieron cuando el borde del cráter se rompió poco después del impacto; [29] el cráter Presqu'ile de 24 km de diámetro (500 Ma o más joven) Quebec , Canadá; el cráter Glikson de 19 km de diámetro (c. 508 Ma) en Australia Occidental; el cráter Mizarai de 5 km de diámetro (500 ± 10 Ma) en Lituania; y la estructura Newporte de 3,2 km de diámetro (c. 500 Ma o ligeramente más joven) en Dakota del Norte , EE. UU. [30]
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. [31] Esto, junto con el debate en curso en torno a 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 exacta y el momento de los movimientos de los continentes cámbricos varían entre los modelos. [31]
La mayoría de los modelos muestran que Gondwana se extiende desde la región polar sur hasta el norte del ecuador. [7] A principios del Cámbrico, el polo sur se correspondía con el sector occidental de América del Sur y, como Gondwana giraba en sentido antihorario, a mediados del Cámbrico, el polo sur se encontraba en la región noroeste de África. [31]
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 ensamblada alrededor de 520 Ma. [33] 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 Gondwana occidental 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 él y Gondwana. Siberia se encontraba cerca del margen occidental de Gondwana y al norte del Báltico. [34] [7] Annamia y el sur de China formaban un único continente situado frente al centro-norte de Gondwana. La ubicación del norte de China no está clara. Es posible que se encontrara a lo largo del sector indio nororiental de Gondwana o que ya fuera un continente separado. [7]
Durante el Cámbrico, Laurentia se encontraba al otro lado del ecuador o cerca de él. Se desplazó hacia el sur y giró unos 20° en sentido contrario a las agujas del reloj durante el Cámbrico medio, antes de desplazarse nuevamente hacia el norte en el Cámbrico tardío. [7]
Después de la ruptura del Neoproterozoico tardío (o Cámbrico medio) de Laurentia desde Gondwana y la posterior apertura del océano Jápeto, Laurentia estaba rodeada en gran parte por márgenes pasivos y gran parte del continente estaba cubierto por mares poco profundos. [7]
Cuando Laurentia se separó de Gondwana, una franja de terreno continental se separó de Laurentia y se abrió entre ellos la estrecha vía marítima de Taconic . 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 el Jápeto o al noroeste en la vía marítima de Taconic, dio lugar a la formación de un arco de islas . Esto se acrecentó en el terreno a finales del Cámbrico, lo que desencadenó una subducción con inclinación hacia el sureste debajo del propio terreno y el consiguiente cierre de la vía marítima marginal. El terreno colisionó con Laurentia a principios del Ordovícico. [35]
Hacia fines 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 ensenada de Ouachita y se estableció un nuevo océano que continuó ensanchándose durante el Cámbrico y el Ordovícico temprano. [35]
Gondwana era un continente enorme, tres veces más grande que 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 áreas de tierra más pequeñas. [7]
Los cratones que formaron Gondwana se unieron durante el Neoproterozoico hasta principios del Cámbrico. Un océano estrecho separó la Amazonia de Gondwana hasta hace unos 530 Ma [36] y el bloque Arequipa-Antofalla se unió con el sector sudamericano de Gondwana a principios del Cámbrico. [7] La orogenia de Kuunga entre el norte ( cratón del Congo , Madagascar e India ) y el sur de Gondwana ( cratón del Kalahari y Antártida oriental ), que comenzó hace unos 570 Ma, continuó con partes del norte de Gondwana sobre el sur de Gondwana y estuvo acompañada por metamorfismo y la intrusión de granitos . [37]
Las zonas de subducción , activas desde el Neoproterozoico, se extendieron por gran parte de los márgenes de Gondwana, desde el noroeste de África hacia el sur, rodeando Sudamérica, 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 fines del Cámbrico. [35]
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. [38] Esta subducción se extendió hacia el oeste a lo largo del margen de Gondwana y hacia aproximadamente 530 Ma puede haber evolucionado hasta convertirse en un importante sistema de fallas transformantes . [38]
Alrededor de 511 Ma, los basaltos de inundación continental de la gran provincia ígnea Kalkarindji comenzaron a entrar en erupción. Estas erupciones cubrieron un área de > 2,1 × 10 6 km 2 en las regiones norte, central y occidental de Australia de Gondwana, lo que la convierte en una de las mayores y más tempranas del Fanerozoico. El momento de las erupciones sugiere que desempeñaron un papel en la extinción masiva del Cámbrico temprano a medio . [38]
Los terrenos de Ganderia , Avalonia Oriental y Occidental , Carolinia y Meguma se encontraban en regiones polares durante el Cámbrico temprano, y en latitudes altas y medias del sur durante el Cámbrico medio y tardío. [35] [31] Se los suele mostrar como un sistema de fallas transformantes de arco insular a lo largo del margen noroccidental de Gondwana al norte del noroeste de África y la Amazonia, que se separó de Gondwana durante el Ordovícico. [35] Sin embargo, algunos modelos muestran estos terrenos como parte de un único microcontinente independiente , la Gran Avalonia, que se encuentra al oeste de Baltica y se alinea con su margen oriental ( Timanide ), con el Jápeto al norte y el océano Ran al sur. [31]
Durante el Cámbrico, el Báltica giró más de 60° en sentido antihorario y comenzó a desplazarse hacia el norte. [35] Esta rotación fue compensada por importantes movimientos de deslizamiento en el océano Ran entre este y Gondwana. [7]
Baltica se encuentra en latitudes medias y 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] [35] Los sedimentos depositados en estos se superponen de manera discordante a rocas del basamento precámbrico . La falta de sedimentos de grano grueso indica una topografía baja en el centro del cratón. [7]
A lo largo del margen noreste de Baltica, la subducción y el magmatismo de arco asociados con la orogenia timaniana ediacárica estaban llegando a su fin. En esta región, el Cámbrico temprano a medio fue un período sin sedimentación, seguido por el rifting y la sedimentación del Cámbrico tardío. [40]
Su margen sureste también fue un límite convergente , con la acreción 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 desplazó hacia el noroeste hasta cerca del ecuador cuando el océano Ægir se abrió entre ella y el Báltico. [7] [34] Gran parte del continente estaba cubierto por mares poco profundos con extensos arrecifes de arqueociatos . El tercio norte del continente (actual sur; Siberia ha girado 180° desde el Cámbrico) adyacente a su margen convergente era montañoso. [7]
Desde finales del Neoproterozoico hasta el Ordovícico, una serie de arcos de islas se acumularon en el margen nororiental de Siberia, acompañados de un extenso vulcanismo de arco y de arco posterior . Estos forman ahora los terrenos de Altai-Sayan . [7] [40] Algunos modelos muestran un margen de placa convergente que se extiende desde Gran Avalonia, a través del margen de Timanide de Baltica, formando el arco de islas de Kipchak frente a la costa del sudeste de Siberia y curvándose para convertirse en parte del margen convergente de Altai-Sayan. [31]
A lo largo del margen occidental, el rifting del Neoproterozoico tardío al Cámbrico temprano fue seguido por el desarrollo de un margen pasivo. [40]
Al norte de ese entonces, Siberia estaba separada de la zona central de Mongolia por el estrecho océano Mongol-Ojotsk , que se abría lentamente . El margen norte de la zona central de Mongolia con el Panthalassa era convergente, mientras que su margen sur, que daba al océano Mongol-Ojotsk, era pasivo. [7]
Durante el Cámbrico, los terrenos que formarían Kazakhstania 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. [40]
Al sur de estos, 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 se encontraba el complejo de acreción Cambro-Ordovícico de Altyn , mientras que al suroeste una zona de subducción cerraba la estrecha vía marítima entre la región de Kunlun del noroeste de Tarim y el terreno de Kunlun del suroeste. [40]
El norte de China se encontraba en latitudes ecuatoriales y tropicales durante el Cámbrico temprano, aunque se desconoce su posición exacta. [34] 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 Bainaimiao a finales del Cámbrico. Al sur había un margen convergente con una zona de subducción inclinada hacia el suroeste, más allá de la cual se encontraba el terreno de Qinling del Norte (ahora parte del Cinturón Orogénico de Qinling ). [40]
El sur de China y Annamia formaban un solo continente. El movimiento de deslizamiento entre este continente y Gondwana favoreció su constante desplazamiento hacia el norte desde la costa del sector indio de Gondwana hasta cerca del sector occidental de Australia. Este desplazamiento hacia el norte se evidencia en el aumento progresivo de las calizas y la creciente diversidad de la fauna . [7]
El margen norte del sur de China, incluido el bloque Qinling del Sur, era un margen pasivo. [7]
A lo largo del margen sudoriental, los volcanes del Cámbrico inferior indican la formación 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 pasó 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 de arqueociatanos y bauxitas , y evaporitas de zonas áridas y depósitos de calcreta , muestran que el Cámbrico fue una época de condiciones climáticas de invernadero. [41] [42] Durante el Cámbrico tardío, la distribución de las provincias de trilobites también indica solo un gradiente de temperatura moderado de polo a ecuador. [42] Hay evidencia de glaciación en latitudes altas en Avalonia. Sin embargo, no está claro si estos sedimentos son del Cámbrico temprano o en realidad del Neoproterozoico tardío. [41]
Los cálculos de las temperaturas medias globales (TGG) varían según las técnicas que se utilicen. Mientras que algunas mediciones muestran una GAT de alrededor de 40 °C (104 °F), los modelos que combinan múltiples fuentes dan una GAT de alrededor de 20-22 °C (68-72 °F) en el Terreneuviense, aumentando hasta alrededor de 23-25 °C (73-77 °F) para el resto del Cámbrico. [42] [9] El clima cálido se relacionó 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 placa convergentes y magmatismo de arco de margen continental que ayudó a impulsar el calentamiento climático. [9] [8] Las erupciones de los basaltos de la LIP de Kalkarindji durante la Etapa 4 y en el Miaolingiano temprano, también liberaron grandes cantidades de dióxido de carbono, metano y dióxido de azufre a la atmósfera, lo que provocó cambios climáticos rápidos y temperaturas elevadas de la superficie del mar. [8]
Existe incertidumbre en torno a las temperaturas máximas de la superficie del mar. Estas 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. [42] [43] Las estimaciones de las temperaturas de la superficie del mar tropical varían de aproximadamente 28–32 °C (82–90 °F), [42] [43] a aproximadamente 29–38 °C (84–100 °F). [44] [41] Las temperaturas medias actuales de la superficie del mar tropical son de 26 °C (79 °F). [42]
Los niveles de oxígeno atmosférico aumentaron de manera constante a partir del Neoproterozoico debido al aumento de organismos fotosintéticos . Los niveles del Cámbrico variaron entre aproximadamente el 3% y el 14% (los niveles actuales son aproximadamente el 21%). Los bajos niveles de oxígeno atmosférico y el clima cálido dieron como resultado concentraciones más bajas de oxígeno disuelto en las aguas marinas y una anoxia generalizada en las aguas oceánicas profundas. [9] [45]
Existe una relación compleja entre los niveles de oxígeno, la biogeoquímica de las aguas oceánicas y la evolución de la vida. Los organismos excavadores recientemente evolucionados expusieron sedimentos anóxicos al agua marina oxigenada suprayacente. Esta bioturbación disminuyó las tasas de enterramiento 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. [46] Los períodos de tasas más altas de meteorización continental llevaron a un mayor suministro 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 las cantidades de fitoplancton resulta en el agotamiento del oxígeno en las aguas circundantes. [9] [47]
Los pulsos de aumento de los niveles de oxígeno están vinculados a un aumento de la 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 deficiente en oxígeno, debido a cambios en el nivel del mar, la circulación oceánica, las surgencias de aguas más profundas y/o la productividad biológica, produjeron condiciones anóxicas que limitaron las áreas habitables, redujeron los nichos ecológicos y dieron lugar a eventos de extinción tanto regionales como globales. [45] [46] [47]
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. [46] [9] [47]
Durante el Cámbrico, las variaciones en las proporciones isotópicas fueron más frecuentes y más pronunciadas que más tarde en el Fanerozoico, con al menos 10 excursiones de isótopos de carbono ( δ 13 C ) (variaciones significativas en las proporciones isotópicas globales) reconocidas. [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 ambiente marino, los cambios en el nivel del mar y factores biológicos que incluyen el impacto de la fauna excavadora en los niveles de oxígeno. [9] [47] [8]
La excursión basal del δ 13 C (BACE), junto con un δ 238 U bajo y un δ 34 S elevado , indican un período de anoxia marina superficial generalizada, que ocurre al mismo tiempo que la extinción de los acritarcos de Ediacara. Fue seguido por la rápida aparición y diversificación de animales bilaterales . [18] [9]
Durante el Cámbrico temprano, 87 Sr/ 86 Sr aumentó en respuesta a una mayor meteorización continental. Esto aumentó la entrada de nutrientes a los océanos y condujo a mayores tasas de enterramiento de materia orgánica. [48] En escalas de tiempo largas, el oxígeno adicional liberado por el enterramiento de carbono orgánico se equilibra con una disminución en las tasas de enterramiento de pirita (FeS 2 ) (un proceso que también libera oxígeno), lo que conduce 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 del fondo oceánico biológicamente productivas pero anóxicas. Las aguas ricas en oxígeno producidas por estos procesos se extendieron desde el océano profundo a entornos marinos poco profundos, extendiendo las regiones habitables del fondo marino. [18] [49] Estos pulsos de oxígeno están asociados con la radiación de los pequeños fósiles de concha y la excursión isotópica de radiación de los artrópodos del Cámbrico (CARE). [48] El aumento de las aguas oxigenadas en las profundidades oceánicas redujo en última instancia los niveles de carbono orgánico y el enterramiento de pirita, lo que llevó a una disminución de la producción de oxígeno y al restablecimiento de condiciones anóxicas. Este ciclo se repitió varias veces durante el Cámbrico temprano. [18] [49]
El comienzo de las erupciones de los basaltos de la LIP de Kalkarindji durante la Etapa 4 y principios del Miaolingiano liberó grandes cantidades de dióxido de carbono, metano y dióxido de azufre a la atmósfera. Los cambios que 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 del océano más profundo y ahogó las plataformas carbonatadas de los arrecifes de arqueociatanos, lo que dio lugar a la acumulación generalizada de esquistos negros ricos en materia orgánica. Conocido como el evento de extinción anóxica de Sinsk, este desencadenó la primera extinción importante del Fanerozoico, la Extinción Botomaniana-Toyoniana (BTE) de 513-508 Ma, que incluyó la pérdida de los arqueociatídeos y los hiolitos y provocó una importante caída de la biodiversidad. [8] [49] El aumento del nivel del mar también se evidencia en una disminución global de 87 Sr/ 86 Sr. La inundación de áreas continentales disminuyó las tasas de meteorización continental, reduciendo la entrada de 87 Sr a los océanos y disminuyendo el 87 Sr/ 86 Sr del agua de mar. [48] [18]
La base del Miaolingiano está marcada por el evento de extinción de isótopos de carbono Redlichiid-Olenellid (ROECE), que coincide con la fase principal del vulcanismo Kalkarindji. [8]
Durante el Miaolingiano, 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, lo que elevó el nivel de productividad y el enterramiento de carbono orgánico. Esto se puede ver en el aumento constante de 87 Sr/ 86 Sr y δ 13 C. [48]
La erosión continua de los niveles más profundos de los cinturones montañosos de Gondwana condujo a un pico en 87 Sr/ 86 Sr y a excursiones positivas vinculadas de δ 13 C y δ 34 S, conocidas como la excursión isotópica positiva de carbono de Steptoean (SPICE). [8] Esto indica que existían 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 enterramiento de materia orgánica y pirita. [48] Este aumento en la extensión de las condiciones anóxicas del fondo marino condujo a la extinción de los trilobites marjúmidos y damesélidos , mientras que el aumento en los niveles de oxígeno que siguió ayudó a impulsar la radiación del plancton. [18] [9]
87 Sr/ 86 Sr cayeron abruptamente cerca de la cima de la Etapa Jiangshanian y durante la Etapa 10 a medida que las montañas de Gondwana se erosionaban y las tasas de meteorización disminuían. [18] [48]
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 altos valores de Mg 2+ /Ca 2+ dan como resultado precipitaciones de carbonato de calcio dominadas por aragonito y calcita con alto contenido de magnesio , conocidas como mares de aragonito , y las proporciones bajas dan como resultado mares de calcita donde la calcita con bajo contenido de magnesio es el precipitado primario de carbonato de calcio. [50] Las conchas y los esqueletos de los organismos biomineralizantes reflejan la forma dominante de calcita. [51]
Durante el Ediacárico tardío y el Cámbrico temprano, el aumento de los niveles de oxígeno condujo a una disminución de la acidez del océano y a un aumento de la concentración de calcio en el agua de mar. Sin embargo, no hubo una transición simple de mares de aragonito a mares 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 Ediacárico hasta la Etapa 2 del Cámbrico. Las partes duras del esqueleto de calcita con bajo contenido de magnesio aparecen en la Edad Cámbrica 2, pero también se produjo precipitación inorgánica de aragonito en este momento. [51] Los mares mixtos de aragonito y calcita continuaron durante el Cámbrico medio y tardío, y los mares de calcita completa no se establecieron hasta principios del Ordovícico. [51]
Estas variaciones y la lenta disminución de Mg 2+ /Ca 2+ en el 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 bajo oxígeno y altos niveles de hierro, el hierro sustituye al magnesio en los minerales arcillosos autóctonos 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, antes de la radiación de los organismos silíceos, y la bioturbación limitada del fondo oceánico anóxico 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 continua precipitación de aragonito. [50]
Las condiciones que favorecieron la deposición de arcillas autóctonas también fueron ideales para la formación de lagerstätten , donde los minerales de las arcillas reemplazaron las partes blandas del cuerpo de los organismos cámbricos. [9]
La flora del Cámbrico no difirió mucho de la del Ediacárico. Los taxones principales fueron las macroalgas marinas Fuxianospira , Sinocylindra y Marpolia . No se conocen macroalgas calcáreas de este período. [52]
No se conocen fósiles de plantas terrestres ( embriofitas ) del Cámbrico. Sin embargo, las biopelículas y los tapetes microbianos estaban bien desarrollados en las llanuras de marea y playas del Cámbrico hace 500 millones de años, [53] y los microbios que forman ecosistemas terrestres microbianos , comparables con la corteza del suelo moderno de las regiones desérticas, contribuyeron a la formación del suelo. [54] [55] 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 CO2 de la atmósfera a través del secuestro no comenzó hasta el Ordovícico. [56]
La explosión cámbrica fue un período de rápido crecimiento multicelular. La mayor parte de la vida animal durante el Cámbrico era acuática. En un principio se supuso que los trilobites eran la forma de vida dominante en esa época, [57] pero se ha demostrado que esto era 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 (CaCO3 ) , que se fosilizaba mucho más fácilmente que los frágiles exoesqueletos quitinosos de otros artrópodos, dejando numerosos restos preservados. [58]
El período marcó un cambio abrupto en la diversidad y composición de la biosfera de la Tierra . La biota ediacárica sufrió una extinción masiva al comienzo del Período Cámbrico, que se correspondió con un aumento en la abundancia y complejidad del comportamiento de excavación. Este comportamiento tuvo un efecto profundo e irreversible en el sustrato que transformó los ecosistemas del fondo marino . Antes del Cámbrico, el fondo marino estaba cubierto por tapetes microbianos . Al final del Cámbrico, los animales excavadores habían destruido los tapetes en muchas áreas a través de la bioturbación. Como consecuencia, muchos de esos organismos que dependían de los tapetes se extinguieron, mientras que las otras especies se adaptaron al entorno cambiado que ahora ofrecía nuevos nichos ecológicos. [59] Casi al mismo tiempo hubo una aparición aparentemente rápida de representantes de todos los filos mineralizados , incluidos los Bryozoa , [60] que alguna vez se pensó que solo habían aparecido en el Ordovícico Inferior. [61] Sin embargo, muchos de esos filos estaban representados solo por formas de grupos troncales; y dado que los filos mineralizados generalmente tienen un origen bentónico, pueden no ser un buen sustituto de los filos no mineralizados (más abundantes). [62]
Aunque el Cámbrico temprano mostró tal diversificación que se lo ha denominado Explosión Cámbrica, esto cambió más tarde en el período, cuando se produjo una fuerte caída en la biodiversidad. Alrededor de 515 Ma, el número de especies que se extinguieron excedió el número de nuevas especies que aparecieron. Cinco millones de años después, el número de géneros había caído de un pico anterior de aproximadamente 600 a solo 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 Ma, los niveles de oxígeno cayeron drásticamente en los océanos, lo que llevó a la hipoxia , mientras que el nivel de sulfuro de hidrógeno venenoso aumentó simultáneamente, causando 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 constructoras de arrecifes conocidas como Archaeocyatha , regresaron una vez más cuando los archaeocyathids se extinguieron. Esta tendencia descendente no cambió hasta el Gran Evento de Biodiversificación del Ordovícico . [64] [65]
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Algunos organismos del Cámbrico se aventuraron a la tierra, produciendo los fósiles traza Protichnites y Climactichnites . La evidencia fósil sugiere que los euticarcinoides , un grupo extinto de artrópodos, produjeron al menos algunos de los Protichnites . [66] No se han encontrado fósiles del creador de huellas de Climactichnites ; sin embargo, las huellas fósiles y los rastros de reposo sugieren un gran molusco parecido a una babosa . [67]
A diferencia de períodos posteriores, la fauna cámbrica era algo restringida; los organismos que flotaban libremente eran raros, y la mayoría vivía en el fondo del mar o cerca de él; [68] y los animales mineralizadores eran más raros que en períodos posteriores, en parte debido a la química oceánica desfavorable . [68]
Muchos modos de conservación son exclusivos del Cámbrico, y algunos preservan partes blandas del cuerpo, lo que da como resultado una abundancia de Lagerstätten . Estos incluyen Sirius Passet , [69] [70] Sinsk Algal Lens, [71] Maotianshan Shales , [72] Emu Bay Shale , [73] y Burgess Shale. [74] [75] [76]
El Comité Federal de Datos Geográficos de los Estados Unidos utiliza el carácter "C mayúscula barrada" ⟨Ꞓ⟩ para representar el período Cámbrico. [77] El carácter Unicode es U+A792 Ꞓ LETRA C MAYÚSCULA LATINA CON BARRA . [78] [79]
