カンブリア紀

カンブリア紀
538.8±0.2～485.4± 1.9Ma 前Ꞓ Ꞓ お S だ Ｃ ポ T J け ページ いいえ
5億1000万年前のカンブリア紀、シリーズ2の地球の地図
年表
−540 — – −535 — – −530 — – −525 — – −520 — – −515 — – −510 — – −505 — – −500 — – −495 — – −490 — – −485 — – ん ♇ 古生代 ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ エディアカラ紀 カンブリア紀 オルドビス紀 テレネヴィア ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ シリーズ2 ​ ​ ​ ​ ​ 苗鈴 。 ​ ​ ​ ​ ​ ​ ふ ろ ん ぐ。 ​ フォルトゥニアン 「ステージ2」 「ステージ3」 「ステージ4」 五六安 ドラミアン 古張間 パイビアン 江山年 「ステージ10」               ← オルステン動物相 ← バージェス頁岩 ← カイリ生物群 ← 古生物の絶滅 ← エミュー湾頁岩 ← シリウス パッセット生物相 ← 澄江生物相 ← 最初の三葉虫 ← SSF の多様化、最初の腕足動物と古骨類 ← 最初のハルキエリス科、軟体動物、氷石 SSF ← バイコヌリアン氷河期 ← ドレスバッハ絶滅   大氷河期 ICSによるカンブリア紀の区分（2023年現在）。[1] 縦軸スケール：数百万年前
語源
名前の形式	フォーマル
使用情報
天体	地球
地域別使用状況	グローバル ( ICS )
使用される時間スケール	ICS タイムスケール
意味
年代順	期間
地層単位	システム
最初に提案したのは	アダム・セジウィック、1835
時間範囲の形式	フォーマル
下限定義	イクノ化石 トレプティクヌス・ペダムの外観
下限GSSP	フォーチュンヘッドセクション、ニューファンドランド、カナダ 47°04′34″N 55°49′52″W / 47.0762°N 55.8310°W / 47.0762; -55.8310
GSSPの引き下げが承認	1992年[2]
上限の定義	コノドント Iapetognathus fluctivagusのFAD。
上限GSSP	グリーンポイントセクション、グリーンポイント、ニューファンドランド、カナダ49°40′58″N 57°57′55″W / 49.6829°N 57.9653°W / 49.6829; -57.9653
上位GSSPが批准	2000年[3]
大気と気候データ
現在の海面より上	4メートルから90メートルまで着実に上昇[4]

カンブリア紀（/ ˈ k æ m b r i . ə n、ˈ k eɪ m -/ KAM -bree-ən、KAYM - ）は、古生代および顕生代の最初の地質時代である。^{[5]カンブリア紀は、その前の}エディアカラ紀の終わりの5億3880万年前（百万年前）からオルドビス紀の始まりの4億8540万年前までの5340万年続いた。^[6]

大陸のほとんどは南半球にあり、広大なパンサラッサ海に囲まれている。^[7]エディアカラ紀からカンブリア紀初期にかけてゴンドワナ大陸が形成された結果、新たなプレート収束境界と大陸縁辺弧火成活動が起こり、地球の気温上昇につながった。^[8] ローレンシア大陸は赤道を挟んで向かい側に位置し、イアペトゥス海によってゴンドワナ大陸から隔てられている。^[7]

カンブリア紀は温室気候の時代で、大気中の二酸化炭素濃度が高く、大気と海中の酸素濃度が低かった。酸素の少ない深海水が浅い海洋環境に湧き上がり、絶滅が続いたが、酸素化が進んだ時代は生物多様性の増加をもたらした。^[9]

カンブリア紀は地球上の生命に大きな変化をもたらした。この時代以前は、生物の大部分は小さく、単細胞で、保存状態も悪かった。エディアカラ紀には複雑な多細胞生物が徐々に普及したが、カンブリア紀になって初めて、カンブリア爆発として知られる生命体の急速な多様化が起こり、現代の動物門の代表例が初めて現れた。^{[10]この時代は、}ラガーシュテッテ堆積物の割合が異常に高いという点でも独特である。ラガーシュテッテ堆積物は、生物の「柔らかい」部分とより耐久性のある殻が保存されている、保存状態が非常に良い場所である。^[11]

カンブリア紀の終わりまでに、多足動物^{[12] [13]} 、クモ形動物^[14]、六足動物^{[15]が最初の}植物^{[16] [17]}とともに陸上に適応し始めました。

カンブリア紀という用語は、この時代の岩石が最初に研究されたウェールズのウェールズ語名であるCymruのラテン語版に由来しています。1835年にアダム・セジウィックによって命名され、彼はカンブリア紀を下部、中部、上部の3つのグループに分けました。^[18]彼はロデリック・マーチソンとの共同論文「シルル紀とカンブリア紀のシステムについて、イングランドとウェールズで古い堆積層が互いに引き継がれる順序を示す」で、カンブリア紀とその上にあるシルル紀の境界を定義しました。この初期の合意は長続きしませんでした。^[19]

化石が少なかったため、セジウィックはカンブリア紀の地層を特定するために岩石の種類を使用した。また、彼はその後の研究の出版も遅かった。しかし、シルル紀の明確な化石記録により、マーチソンはヨーロッパとロシアの同年代の岩石を相関させることができ、これについて広範囲に出版した。より古い岩石で特定される化石の数が増えるにつれて、彼はシルル紀の基盤をセジウィックの「上部カンブリア紀」まで下方に拡張し、化石化したすべての地層を「彼の」シルル紀の系列であると主張した。1852年にセジウィックらが行った現地調査でシルル紀内に不整合が見つかり、両者の動物相に明らかな違いが見られると、事態はさらに複雑になった。^{[20] [19]}これにより、セジウィックはシルル紀の大部分を「彼の」カンブリア紀であると主張し、カンブリア紀に識別可能な化石記録を与えることができた。カンブリア紀とシルル紀の境界をめぐる二人の地質学者とその支持者の間の論争は、セジウィックとマーチソンの生涯を超えて続くこととなった。この論争は、チャールズ・ラップワースが論争のあった地層は独自のシステムに属すると提案し、オルドビス紀と名付けた1879年まで解決されなかった。^[19]

古生代最古の時代を「カンブリア紀」と呼ぶことは、1960年の第21回国際地質学会議で正式に承認された。これにはセジウィックの「下部カンブリア紀」のみが含まれるが、その範囲ははるかに古い岩石にまで広がっている。^[18]

システム、シリーズ、ステージは、地球規模または地域規模で定義できます。地球規模の地層の相関関係については、ICSは、ユニットの下限を特定する単一の層（ストラトタイプ）からの全地球境界ストラトタイプセクションとポイント（GSSP）に基づいて岩石ユニットを批准します。現在、カンブリアシステムの境界、3つのシリーズ、6つのステージは、地球規模のストラトタイプセクションとポイントによって定義されています。^[6]

カンブリア紀の下限は、もともと三葉虫に代表される複雑な生命の最初の出現を表すと考えられていました。最初の三葉虫より前に小さな貝殻の化石が発見され、それよりかなり前にエディアカラ生物群が発見されたことで、カンブリア紀のより正確な基準を求める声が上がっています。^[21]

カンブリア紀は、オルドビス紀の若い岩石や先カンブリア紀の古い岩石と区別されることが古くから認識されていたが、カンブリア紀のシステム/時代が国際的に承認されたのは1994年になってからだった。数十年にわたる慎重な検討の後、ニューファンドランドのフォーチュンヘッドの連続した堆積層がカンブリア紀の正式な基盤として定着し、世界中でトレプティクヌス・ペダムの最も初期の出現と相関することとなった。^[21]この化石がGSSPの数メートル下で発見されたことで、この記述は洗練され、現在カンブリア紀の基盤を相関させるために正式に使用されているのは、 T. ペダムの生痕化石群である。^{[21] [22]}

この正式な指定により、カンブリア紀の基底に相当する世界中のサンプルから放射年代が得られるようになった。5億7000万年前という早い時期の年代がすぐに支持を集めたが^[21] 、この数字を得るために使用された方法は不適切かつ不正確であると考えられている。現代の放射年代測定法を用いたより正確な分析では、5億3880万±0.2万年前という年代が得られた。^[6]この年代が得られたオマーンの火山灰層は、世界の他の地域での同様の変動と相関する炭素13の著しい減少、および特徴的なエディアカラ紀の化石（ナマカラトゥス、クラウディナ）の消失に対応している。しかし、オマーンの年代測定された層はエディアカラ紀とカンブリア紀の境界には対応せず、海洋から蒸発岩優位の地層への相変化を表しているという議論があり、それは5億4400万年前から5億4200万年前までの他のセクションからの年代の方が適切であることを意味する。^[21]

*ロシアの古生物学者の多くは、カンブリア紀の下限を、鉱物骨格を持つ生物の多様化と世界的な分布、および最初の古生物群の出現を特徴とするトモティアン期の底と定義しています。^{[23] [24] [25]}

テレヌービアンはカンブリア紀の最下層のシリーズ/時代で、538.8 ± 0.2 Maから約521 Maまで続きました。テレヌービアンは2つの段階に分かれています。538.8 ± 0.2 Maから約529 Maまでのフォーチュニアン段階と、約529 Maから約521 Maまでの無名のステージ2です。^{[6]テレヌービアンの名称は、2007年に}国際地質科学連合(IUGS)によって承認され、以前の「カンブリア紀シリーズ1」に取って代わりました。その基底を定義するGSSPは、カナダのニューファンドランド島東部のビュラン半島のフォーチュンヘッドにあります (上記のエディアカラ紀とカンブリア紀の境界を参照)。テレヌービアンは、カンブリア紀で三葉虫の化石を含まない唯一のシリーズです。下部は複雑な堆積物を貫く顕生代型の生痕化石が特徴で、上部は小さな貝化石が特徴である。^[18]

カンブリア紀の2番目のシリーズ/時代は現在名前が付けられておらず、カンブリアシリーズ2として知られています。それは約5億2100万年前から約5億900万年前まで続きました。その2つの段階も名前が付けられておらず、約5億2100万年前から約5億1400万年前までのカンブリアステージ3と、約5億1400万年前から約5億900万年前までのカンブリアステージ4として知られています。 ^[6]シリーズ2のベースにはまだGSSPがありませんが、ゴンドワナで三葉虫が初めて出現した地層で定義されると予想されています。この時代には後生動物の急速な多様化がありましたが、特に三葉虫と古葉綱の地理的分布が限られていたため、地球規模の相関関係の確立が困難でした。そのため、GSSPを確立するための取り組みが続けられています。^[18]

ミャオリンギアンはカンブリア紀の第3シリーズ/時代で、約5億900万年前から約4億9700万年前まで続き、古い文献にある中期カンブリア紀とほぼ同一である [1]。ミャオリンギアンは3つの段階に分けられ、約5億900万年前から5億450万年前の五六期、約5億450万年前から5億005万年前のドルミアン、約5億005万年前から4億9700万年前の古章期である^[6] 。この名前はカンブリア紀第3シリーズに代わるもので、2018年にIUGSによって承認された。^{[26]この名前は、その基部を示すGSSPが発見された中国南部}貴州省南東部のミャオリン山脈にちなんで名付けられた。これは、オリクトセファルス・インディクスという三葉虫が初めて出現したことで定義される。ミャオリンギアンの基盤を示す二次的なマーカーとしては、多くのアクリタルク類の出現、地球規模の海進、バチノトゥス属やオバトリクトカラ属の三葉虫の消滅などが挙げられる。テレヌービアンやシリーズ2とは異なり、ミャオリンギアンの全段階はGSSPによって定義されている。^[26]

オレネルリッド、エオディスキス、およびほとんどのレッドリキアッド三葉虫は、シリーズ2とミャオリンギアンの境界で絶滅しました。これは三葉虫の最古の大量絶滅と考えられています。^[18]

芙蓉期は、約4億9700万年前から4億8540万年前の、カンブリア紀の4番目で最上部のシリーズ/時代である。この名称は2003年にIUGSによって承認され、カンブリア紀4と従来の「上部カンブリア紀」に取って代わった。芙蓉期の基底のGSSPは、中国湖南省北西部の武陵山脈にある。これは、アグノストス類の三葉虫グリプタグノストゥス・レティキュラトゥスが初めて出現した時期と一致しており、 δ13C^同位体の大きな正の変動の始まりに近い。^[18]

芙蓉期は3つの段階に分けられ、白毫期（約497 Maから約494 Ma）と江山期（約494 Maから約489.5 Ma）にはGSSPが定義されており、残りのカンブリア期（約489.5 Maから約485.4 ± 1.9 Ma）は名前の付いていない段階である。[ ^6]

カンブリア紀とオルドビス紀の境界のGSSPは、カナダのニューファンドランド西部のグリーンポイントにあり、4億8540万年前とされています。これは、コノドントであるIapetognathus fluctivagusの出現によって定義されます。これらのコノドントが見つからない場合は、プランクトン性グラプトライトまたは三葉虫Jujuyaspis borealisの出現が考えられます。この境界は、境界期間中の^δ13C曲線の最大の正の変動のピークと、地球規模の海進と一致しています。^[27]

主な隕石衝突構造物には、エストニアのフィンランド湾にある初期カンブリア紀（約5億3500万年前）のノイグルンド・クレーターがある。これは直径約20kmの複雑な隕石クレーターで、直径約7kmと6kmの2つの内側の尾根と、直径1kmの小惑星の衝突の結果として形成された8kmの外側の尾根がある。^{[28]ノルウェーの}ブスケルーにある直径5kmのガルドノス・クレーター（5億±10万年前）では、衝突後の堆積物から、衝突は浅い海洋環境で起こったこと、衝突後間もなくクレーター縁が破壊され岩石なだれや土石流が発生したことが示されている。 ^[29]カナダのケベック州にある直径24kmのプレスクイル・クレーター（5億年前またはそれより若い）リトアニアにある直径5kmのミザライクレーター（5億±10万年前）や、米国ノースダコタ州にある直径3.2kmのニューポート構造（約5億年前かそれより少し新しいもの）^[30]

カンブリア紀の大陸の位置の再構築は、古地磁気、古生物地理、地質学、古気候学のデータに基づいています。しかし、これらのデータにはさまざまなレベルの不確実性があり、主要な大陸の位置が矛盾する可能性があります。^[31]これは、新原生代超大陸パンノティアの存在をめぐる進行中の議論と相まって、大陸が南半球にあり、広大なパンサラッサ海が北半球の大部分を覆っていることにほとんどのモデルが同意している一方で、カンブリア紀の大陸の正確な分布と移動時期はモデルによって異なります。^[31]

ほとんどのモデルでは、ゴンドワナ大陸は南極から赤道の北まで広がっていると示されています。^[7]カンブリア紀初期には、南極は南アメリカ西部に相当し、ゴンドワナ大陸が反時計回りに回転したため、カンブリア紀中期には、南極は北西アフリカ地域に位置していました。^[31]

ローレンシアは赤道を横切って位置し、イアペトゥス海によってゴンドワナ大陸から隔てられていた。^[7]パノティア説支持者は、ローレンシアとバルティカはゴンドワナ大陸のアマゾニア地域に近く、狭いイアペトゥス海があり、ゴンドワナ大陸が約5億2000万年前に完全に形成された後に初めて開き始めたと主張している。^[33]パノティアの存在を支持しない人々は、イアペトゥス海が新原生代後期に開き、カンブリア紀の初めにはローレンシアと西ゴンドワナ大陸の間が最大約6,500 km（約4038マイル）になったと主張している。^[7]

より小さな大陸のうち、バルティカはローレンシア大陸とゴンドワナ大陸の間に位置し、バルティカとゴンドワナ大陸の間にはラン海（イアペトゥス海の支流）が開いている。シベリアはゴンドワナ大陸の西縁近く、バルティカの北に位置していた。 ^{[34] [7]}アンナミアと南中国はゴンドワナ大陸の中央北沖に位置する単一の大陸を形成していた。北中国の位置は不明である。ゴンドワナ大陸の北東インド洋に沿っていた可能性もあるし、すでに別の大陸であった可能性もある。^[7]

カンブリア紀の間、ローレンシアは赤道を横切るか、赤道近くに位置していた。カンブリア紀中期には南に移動し、反時計回りに約20度回転し、カンブリア紀後期には再び北に移動した。^[7]

後期新原生代（または中期カンブリア紀）にローレンシア大陸がゴンドワナ大陸から分裂し、それに続いてイアペトゥス海が開いた後、ローレンシア大陸は大部分が非活動的な境界に囲まれ、大陸の大部分は浅い海に覆われた。^[7]

ローレンシアがゴンドワナから分離した際、ローレンシアから大陸地殻の一部が裂け、その間に狭いタコニック海路が開いた。この地殻の残骸は現在、スコットランド南部、アイルランド、ニューファンドランド島で発見されている。この地殻の南東、イアペトゥス、または北西のタコニック海路での海洋内沈み込みにより、島弧が形成された。これはカンブリア紀後期に地殻に付加され、地殻自体の下で南東に沈み込む沈み込みを引き起こし、結果として縁海路が閉鎖された。この地殻はオルドビス紀前期にローレンシアと衝突した。^[35]

前期カンブリア紀の終わりごろ、ローレンシアの南東縁に沿った地溝により、クヤニア（現在はアルゼンチンの一部）がワシタ湾から分離し、新しい海が形成され、カンブリア紀から前期オルドビス紀を通じて拡大し続けました。^[35]

ゴンドワナ大陸は、カンブリア紀の他の大陸の3倍の大きさを誇る巨大な大陸でした。その大陸の陸地は南極から赤道の北まで広がっていました。その周囲には広大な浅い海と多数の小さな陸地がありました。^[7]

ゴンドワナ大陸を形成したクラトンは、新原生代からカンブリア紀初期にかけて形成された。アマゾンとゴンドワナ大陸は、約5億3000万年前まで狭い海で隔てられており^[36]、アレキパ・アントファラ・ブロックは、カンブリア紀初期にゴンドワナ大陸の南アメリカ部と結合した。^[7]約5億7000万年前に始まった、北部ゴンドワナ大陸（コンゴクラトン、マダガスカル、インド）と南部ゴンドワナ大陸（カラハリクラトン、東南極）の間のクンガ造山運動は、北部ゴンドワナ大陸の一部が南部ゴンドワナ大陸を覆い尽くす形で続き、変成作用と花崗岩の貫入を伴った。^[37]

沈み込み帯は新原生代から活動しており、北西アフリカから南アメリカ、南アフリカ、東南極、西オーストラリアの東端まで、ゴンドワナ大陸の縁辺の大部分に広がっていた。より短い沈み込み帯はアラビアとインドの北に存在した。 ^[7]

ファマティニアン 大陸弧は、北はペルー中央部から南はアルゼンチン中央部まで伸びていた。この原アンデスの縁辺の下での沈み込みは、カンブリア紀後期までに始まった。^[35]

ゴンドワナ大陸の北縁に沿って、北アフリカと南ヨーロッパのアルモリカ・テレーンの間には、イアペトゥス海の斜めの沈み込みに応じて、新原生代から続くカドミアン造山運動の大陸弧がありました。 ^{[38]この沈み込みはゴンドワナ大陸の縁に沿って西に広がり、約5億3000万年前までに大規模な}トランスフォーム断層系に進化した可能性があります。^[38]

約5億1100万年前、カルカリンジ大火成岩区（LIP）の大陸洪水玄武岩が噴火し始めた。この噴火はゴンドワナ大陸の北部、中央部、西オーストラリア地域にまたがり、面積は2.1×106km2を超え、^{顕生代で最大かつ最も古いLIPの1つとなった。噴火の時期から、カンブリア紀初期から中期の}大量絶滅に関与した可能性が示唆されている。^[38]

ガンデリア、東アバロニア、西アバロニア、カロリニア、メグマのテレーンは、前期カンブリア紀には極地に位置し、中期から後期カンブリア紀には南半球の高緯度から中緯度に位置していた。[ ^{35] [31]}これらは通常、オルドビス紀にゴンドワナから分裂した北西アフリカとアマゾニアの北にあるゴンドワナの北西縁に沿った島弧トランスフォーム断層系として示される。^[35]しかし、いくつかのモデルでは、これらのテレーンは、バルティカの西に位置し、その東（ティマニド）縁に沿って、北にイアペトゥス、南にラン海がある、独立した単一の微小大陸、グレーターアバロニアの一部であると示されている。[ ^31]

カンブリア紀の間、バルティカは反時計回りに60度以上回転し、北方へと移動し始めた。^[35]この回転は、バルティカとゴンドワナの間のラン海における大きな横ずれ運動によって調整された。^[7]

バルティカは中高緯度南部に位置し、イアペトゥス海によってローレンシア大陸から、ラン海によってゴンドワナ大陸から隔てられていた。バルティカはフェノスカンジア大陸とサルマティア大陸という2つの大陸から成り、浅い海で隔てられていた。^{[7] [35]}これらの大陸に堆積した堆積物は、先カンブリア時代の基盤岩を不整合に覆っている。粗粒の堆積物がないことは、クラトンの中心部が低地であったことを示している。 ^[7]

バルティカの北東縁では、エディアカラ紀のティマニアン造山運動に伴う沈み込みと島弧火成活動が終焉を迎えようとしていた。この地域では、カンブリア紀初期から中期にかけて堆積作用が起こらず、その後カンブリア紀後期に地溝と堆積作用が続いた。^[40]

南東縁も収束境界であり、島弧と微小大陸がクラトンに付加したが、詳細は不明である。^[7]

シベリアはカンブリア紀にゴンドワナ大陸西部、バルティカ大陸の北で始まった。シベリアとバルティカ大陸の間にエーギル海が開けると、シベリアは赤道近くまで北西方向に移動した。^{[7] [34]}大陸の大部分は浅い海に覆われ、広大な古生物の岩礁が広がっていた。大陸の当時の北部3分の1（現在の南部。シベリアはカンブリア紀以降180度回転している）はシベリアの収束縁に隣接しており、山岳地帯であった。^[7]

後期新原生代からオルドビス紀にかけて、一連の島弧がシベリアの当時の北東縁に付加し、広範囲にわたる島弧および背弧の火山活動が起こった。これらは現在、アルタイ・サヤン・テレーンを形成している。^{[7] [40]}いくつかのモデルでは、大アバロニアからバルティカのティマニド縁まで広がる収束型プレート縁がシベリア南東部沖のキプチャク島弧を形成し、曲がってアルタイ・サヤン収束型縁の一部となると示されている。^[31]

当時の西縁に沿って、後期新原生代から初期カンブリア紀にかけてのリフト運動の後に、非活動的な縁の形成が続いた。^[40]

当時の北では、シベリアは狭くゆっくりと開くモンゴル・オホーツク海によって中央モンゴル地帯から隔てられていた。パンサラッサとの中央モンゴル地帯の北縁は収束していたが、モンゴル・オホーツク海に面した南縁は受動的であった。^[7]

カンブリア紀には、古生代後半にカザフスタンを形成することになる地塊は、中国北部の南の海洋内収束プレート縁に沿って広がる一連の島弧と付加体複合体であった。 ^[40]

これらの南には、ゴンドワナとシベリアの間にタリム小大陸が位置していた。^[7]タリム小大陸の北縁は古生代の大部分で不活発で、厚い炭酸塩岩層と河川堆積物から海洋堆積物が先カンブリア時代の基盤岩の上に不整合に載っていた。南東縁にはアルティン・カンブロ-オルドビス紀付加体があり、南西には沈み込み帯がタリムの北西崑崙地域と南西崑崙地帯の間の狭い海路を閉じていた。^[40]

北中国は、正確な位置は不明であるが、カンブリア紀初期には赤道から熱帯の緯度に位置していた。^[34]クラトンの大部分は浅い海に覆われており、北西部と南東部には陸地があった。^[7]

華北北部は、カンブリア紀後期に沈み込みが始まり、白内廟弧が発達するまでは、受動的な境界であった。その南には南西に傾斜する沈み込み帯を伴う収束境界があり、その向こうには北秦嶺地帯（現在は秦嶺造山帯の一部）が広がっていた。^[40]

南シナ海とアンナミア大陸は単一の大陸を形成していた。この大陸とゴンドワナ大陸の間の横ずれ運動により、この大陸はゴンドワナ大陸のインド洋沖から西オーストラリア大陸付近まで着実に北方へと移動した。この北方への移動は、石灰岩の増加と動物相の多様性の増加によって証明されている。^[7]

南秦嶺ブロックを含む南中国の北部境界は受動的な境界であった。^[7]

南東縁に沿って、カンブリア紀前期の火山岩は宋馬縫合帯に沿った島弧の付加を示している。また、カンブリア紀初期には、南中国の東縁が静態的なものから活発なものへと変化し、現在日本列島の一部を形成している海洋火山島弧が発達した。^[7]

熱帯炭酸塩岩台地、古生代藻礁、ボーキサイト、乾燥地帯の蒸発岩、石灰岩堆積物の広い緯度分布を含む気候を示す堆積物の分布は、カンブリア紀が温室気候条件の時代であったことを示している。^{[41] [42]}後期カンブリア紀には、三葉虫地域の分布も、極から赤道までの温度勾配が中程度であったことを示している。^[42]アバロニアの高緯度には氷河作用の証拠がある。しかし、これらの堆積物が前期カンブリア紀のものか、実際には後期新原生代のものかは不明である。^[41]

全球平均気温（GAT）の計算は、使用する手法によって異なります。一部の計測ではGATが約40℃（104℉）を超えると示されていますが、複数の情報源を組み合わせたモデルでは、テレヌービアンではGATが約20〜22℃（68〜72℉）で、カンブリア紀の残りの期間では約23〜25℃（73〜77℉）に上昇すると示されています。^{[42] [9]}温暖な気候は、大気中の二酸化炭素濃度の上昇に関連していました。ゴンドワナ大陸の形成により、プレート構造の再編成が起こり、新しい収束型プレート境界と大陸縁辺弧の火成活動が発達し、気候温暖化を促進しました。^{[9] [8]}カルカリンジLIP玄武岩の第4期からミャオリンギアン初期にかけての噴火でも、大量の二酸化炭素、メタン、二酸化硫黄が大気中に放出され、急速な気候変動と海面水温の上昇を招いた。^[8]

最高海面温度については不確実性がある。これは海洋岩石のδ18 O^値を使用して計算されており、顕生代の他の期間と比較したカンブリア紀の海水の^δ18 Oレベルについては議論が続いている。 ^{[42] [43]}熱帯の海面温度の推定値は、約 28～32 °C (82～90 °F) ^{[42] [43]}から約 29～38 °C (84～100 °F) まで変動している。^{[44] [41]}現代の熱帯の海面温度の平均は 26 °C (79 °F) である。^[42]

大気中の酸素濃度は、光合成生物の増加により、新原生代から着実に上昇した。カンブリア紀の濃度は約3%から14%の間で変動した（現在の濃度は約21%）。大気中の酸素濃度が低く、気候が温暖だったため、海水中の溶存酸素濃度が低下し、深海では広範囲に無酸素状態が続いた。 ^{[9] [45]}

酸素レベル、海水の生物地球化学、そして生命の進化の間には複雑な関係がある。新しく進化した穴を掘る生物が、無酸素の堆積物をその上にある酸素を豊富に含んだ海水にさらした。この生物撹乱により、有機炭素と硫黄の埋没率が低下し、時間の経過とともに大気と海洋の酸素レベルが低下し、広範囲にわたる無酸素状態が生じた。^{[46]大陸の}風化速度が速かった時期には、海洋への栄養分の供給が増加し、植物プランクトンの生産性が高まり、後生動物の進化が刺激された。しかし、栄養分の供給が急激に増加したことで富栄養化が起こり、植物プランクトンの数が急増して周囲の海域の酸素が枯渇した。^{[9] [47]}

酸素レベルの上昇は生物多様性の増加と関連しており、酸素レベルの上昇は生物の代謝要求の増加を支え、海底の居住可能領域を拡大することで生態学的ニッチを拡大した。逆に、海面の変化、海洋循環、深海からの湧昇、生物の生産性などにより酸素欠乏水が侵入すると、無酸素状態が生じて居住可能領域が制限され、生態学的ニッチが減少し、地域的および地球規模の絶滅を引き起こした。^{[45] [46] [47]}

全体として、世界的および地域的な無酸素状態の侵入による絶滅イベントと、海洋の酸素化の増加による生物多様性の刺激を伴うこれらの動的で変動する環境は、進化的革新を促進しました。^{[46] [9] [47]}

カンブリア紀には、同位体比の変動が顕生代後期よりも頻繁かつ顕著になり、少なくとも10の炭素同位体（^δ13C）の変動（地球規模の同位体比の大幅な変動）が認められた。^[18]これらの変動は、大陸弧マグマ活動の地球規模の速度、風化の速度、海洋環境に入る栄養素のレベル、海面変動、および穴を掘る動物相による酸素レベルへの影響などの生物学的要因などのプロセスによる、海洋と大気の生物地球化学の変化を記録している。^{[9] [47] [8]}

基底カンブリア紀のδ13C^{偏移（BACE）は、} δ238U^の低値とδ34S^の上昇と相まって、エディアカラ紀のアクリタルク絶滅と同時期に発生した、浅海域の広範囲にわたる無酸素状態の期間を示している。その後、左右相称動物が急速に出現し、多様化した。^{[18] [9]}

カンブリア紀初期には、大陸の風化が促進されたことで⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Srが上昇した。これにより海洋への栄養分の流入が増加し、有機物の埋没率が上昇した。 ^{[48]長い時間スケールでは、有機炭素の埋没によって放出された余分な酸素は、}黄鉄鉱(FeS ₂ )の埋没率の低下(これも酸素を放出するプロセス) によってバランスが取られ、大気中の酸素レベルは安定していた。しかし、カンブリア紀初期には、一連の δ ¹³ C と δ ³⁴ S の連動した変動が見られ、生物生産は活発だが酸素が不足している海底水で有機炭素と黄鉄鉱の両方の埋没率が高かったことを示している。これらのプロセスによって生成された酸素が豊富な水は深海から浅い海洋環境に広がり、海底の居住可能な領域を拡大した。^{[18] [49]}これらの酸素の脈動は、小さな貝化石の放射線とカンブリア紀節足動物の放射線同位体エクスカーション（CARE）に関連しています。^[48]深海の酸素化水の増加は最終的に有機炭素と黄鉄鉱の埋没レベルを低下させ、酸素生成の減少と無酸素状態の再確立につながりました。このサイクルはカンブリア紀初期に数回繰り返されました。^{[18] [49]}

カルカリンジLIP玄武岩の噴火が始まった第4期とミャオリンギアン初期には、大量の二酸化炭素、メタン、二酸化硫黄が大気中に放出された。これらがもたらした変化は、3回の大規模で急速なδ13C変動に反映されている^。気温の上昇によって世界的に海面が上昇し、深海からの無酸素水が大陸棚と内陸部に流れ込み、アーキオシアサン礁の炭酸塩プラットフォームが水没したため、有機物を豊富に含む黒色の頁岩が広範囲に蓄積された。シンスク無酸素絶滅イベントとして知られるこのイベントは、顕生代最初の大絶滅である5億1300万～5億800万年前のボトマン-トヨニアン絶滅（BTE）を引き起こし、アーキオシアサンとハイオリスが失われ、生物多様性が大幅に低下した。^{[8] [49]}海面上昇は、⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Srの世界的な減少によっても証明されています。大陸部の洪水により大陸の風化速度が低下し、海洋への^{87 Srの流入が減少し、海水の87} Sr/ ⁸⁶ Srが低下しました。^{[48] [18]}

ミャオリンギアンの基盤は、カルカリンジ火山活動の主要期と一致するレドリヒド・オレネリド絶滅炭素同位体イベント（ROECE）によって特徴づけられる。^[8]

ミャオリンギアン期には、ゴンドワナ大陸のオーストラリア・南極境界沿いで造山運動が起こり、風化が進み、海洋への栄養分の流入が増加し、生産性と有機炭素の埋没レベルが上昇した。これは、⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Srとδ13 ^Cの着実な増加に表れている^。[48]

ゴンドワナ山脈の深部での継続的な浸食により、⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Srのピークと、それに関連する正のδ ¹³ Cおよびδ ³⁴ Sの変動が起こり、ステプトー正炭素同位体変動（SPICE）として知られるようになりました。^[8]これは、海底の無酸素状態の拡大により有機物と黄鉄鉱の埋没率が高まり、初期カンブリア紀の第2段階および第3段階と同様の地球化学的条件が存在していたことを示しています。^{[48]この無酸素状態の海底条件の拡大により、マルジュミッドおよび}ダムセリッド三葉虫が絶滅し、その後の酸素レベルの上昇によりプランクトンの放散が促進されました。^{[18] [9]}

⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Srは江山期の頂点付近で急激に減少し、ゴンドワナ山脈が浸食され風化速度が低下した第10期を通じて減少しました。^{[18] [48]}

無機海洋炭酸塩の鉱物学は顕生代を通じて変化しており、海水のMg ²⁺ /Ca ²⁺値によって制御されています。Mg ²⁺ /Ca ^{2+が高いと、}アラゴナイトと高マグネシウム方解石が主成分の炭酸カルシウム沈殿物（アラゴナイト海）が生じ、Mg 2+ /Ca 2+比率が低いと、低マグネシウム方解石が主な炭酸カルシウム沈殿物となる方解石海が生じます。 ^[50]バイオミネラル化生物の殻と骨格は、方解石の主な形態を反映しています。^[51]

エディアカラ紀後期からカンブリア紀初期にかけて、酸素レベルの上昇により海洋の酸性度が低下し、海水中のカルシウム濃度が増加した。しかし、アラゴナイト海から方解石海への単純な移行ではなく、カンブリア紀を通じて長期にわたる変動的な変化があった。アラゴナイトと高マグネシウムの沈殿はエディアカラ紀からカンブリア紀第2期まで続いた。低マグネシウムの方解石骨格の硬い部分はカンブリア紀第2期に出現したが、この時期にはアラゴナイトの無機沈殿も発生した。^[51]アラゴナイトと方解石の混合海は中期から後期カンブリア紀まで続き、完全に方解石の海はオルドビス紀初期まで確立されなかった。^[51]

^{海水のMg 2+} /Ca ²⁺のこれらの変動と緩やかな減少は、低酸素レベル、大陸風化速度の速さ、およびカンブリア紀の海の地球化学によるものである。低酸素および高鉄レベルの状況では、鉄は海底に堆積した自生粘土鉱物中のマグネシウムの代わりとなり、海水からのマグネシウムの除去速度を遅くする。珪質生物の放射前に海水中のシリカが豊富になり、無酸素海底の生物撹乱が限られていたため、顕生代の他の地域と比較して、これらの粘土の堆積速度が速かった。これと大陸風化の促進による海洋へのマグネシウムの大量流入が相まって、Mg ²⁺ /Ca ²⁺の減少を遅らせ、アラゴナイトの沈殿を促進した。^[50]

自生粘土の堆積に適した条件は、粘土中の鉱物がカンブリア紀の生物の柔らかい体部分を置き換え、ラガーシュテッテン^{の形成にも理想的でした。 [9]}

カンブリア紀の植物相はエディアカラ紀とほとんど変わらなかった。主な分類群は海洋大型藻類のフキシアノスピラ、シノシリンドラ、マルポリアであった。この時代の石灰質大型藻類は知られていない。^[52]

カンブリア紀からは陸上植物（胚植物）の化石は知られていない。しかし、5億年前にはカンブリア紀の干潟や海岸でバイオフィルムや微生物マットが発達しており、 ^[53]微生物が現代の砂漠地帯の土壌地殻に匹敵する微生物地球生態系を形成し、土壌形成に貢献していた。^{[54] [55]}分子時計の推定によると、陸上植物は中期または後期カンブリア紀に初めて出現した可能性があるが、その結果として生じた温室効果ガスCO2の大気からの隔離による_大規模な除去はオルドビス紀まで始まらなかった。^[56]

カンブリア爆発は、多細胞生物が急速に増殖した時代でした。カンブリア紀の動物のほとんどは水生でした。かつては三葉虫が当時の優勢な生命体であると考えられていましたが^[57]、これは誤りであることが判明しました。海では節足動物が圧倒的に優勢でしたが、三葉虫は節足動物の多様性全体から見ればわずかな一部に過ぎませんでした。三葉虫がこれほど豊富に生息していたのは、炭酸カルシウム（CaCO _{3 ）で強化された重い装甲によるもので、他の節足動物の脆弱な}キチン質外骨格よりもはるかに容易に化石化し、多数の遺骸が保存されていました。^[58]

この時代は、地球の生物圏の多様性と構成が急激に変化した時代であった。エディアカラ生物群はカンブリア紀の初めに大量絶滅に見舞われたが、これは穿孔行動の豊富さと複雑さの増加と一致していた。この行動は基質に深刻で不可逆な影響を及ぼし、海底の生態系を一変させた。カンブリア紀以前、海底は微生物マットで覆われていた。カンブリア紀の終わりまでに、穿孔動物は生物撹乱によって多くの地域でマットを破壊した。その結果、マットに依存していた生物の多くは絶滅したが、他の種は変化した環境に適応し、新しい生態学的ニッチが生まれた。^{[59]同じ頃、かつては前期オルドビス紀にのみ出現したと考えられていた}コケムシ類[ ^60]を含むすべての鉱化門の代表種が急速に出現したように見える。^[61]しかし、これらの門の多くは幹群形態のみで代表されており、鉱化門は一般に底生起源であるため、（より豊富な）非鉱化門の適切な代理としてはならない可能性がある。^[62]

カンブリア紀初期にはカンブリア爆発と呼ばれるほどの多様化が見られましたが、この状況は後期に変化し、生物多様性が急激に減少しました。約 5 億 1500 万年前、絶滅した種の数は新種の出現数を上回りました。500 万年後、属の数はピーク時の約 600 からわずか 450 にまで減少しました。また、多くのグループで種分化率が以前のレベルの 5 分の 1 から 3 分の 1 に低下しました。5 億年前、海洋の酸素レベルが劇的に低下して低酸素症が発生し、同時に有毒な硫化水素のレベルが増加して別の絶滅を引き起こしました。カンブリア紀後半は驚くほど不毛で、いくつかの急速な絶滅イベントの証拠が見られました。ストロマトライトは、アーキオシアサとして知られるサンゴ礁を形成する海綿動物に取って代わられましたが、アーキオシアサ類が絶滅すると再び戻ってきました。この減少傾向はオルドビス紀大生物多様化イベントまで変化しなかった。^{[64] [65]}

カンブリア紀の生物の中には陸上に進出し、プロティクナイト類とクリマクナイト類の生痕化石を生み出したものがある。化石の証拠は、絶滅した節足動物のグループであるエウティカルシノイド類が少なくとも一部のプロティクナイト類を生み出したことを示唆している。 [ ^66]クリマクナイト類の足跡を残した生物の化石は発見されていないが、化石の足跡と休息の痕跡から、ナメクジのような大きな軟体動物がいた可能性が示唆されている。^[67]

後の時代とは対照的に、カンブリア紀の動物相はやや限られており、浮遊生物は少なく、大多数が海底か海底近くに生息していた。^[68]また、鉱化動物は後の時代よりも少なく、これは海洋化学が好ましくなかったことによるところが大きい。^[68]

カンブリア紀には、保存状態が独特なものが多く、柔らかい体の部分を保存しているものもあり、その結果、ラガーシュテッテンが豊富に存在するようになった。これらには、シリウス・パッセット、^{[69] [70]}シンスク藻類レンズ、^{[71 ] 茅天山頁岩、[72]}エミュー湾頁岩、 [ ^73]バージェス頁岩などがある。^{[74] [75] [76]}

アメリカ合衆国連邦地理データ委員会は、カンブリア紀を表すために「バー付き大文字C」⟨Ꞓ⟩文字を使用しています。 ^[77] Unicode文字はU+A792 Ꞓバー付きラテン大文字Cです。^{[78] [79]}

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  カナダ、バンフ国立公園、ヘレン湖付近のピカ層（中期カンブリア紀）のストロマトライト
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  このElrathia kingiiのような三葉虫は、当時非常に一般的な節足動物でした。
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  アノマロカリスは初期の海洋捕食者であり、幹節足動物群ラジオドンタに属する。
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  オパビニアは、 5つの柄のある目と、先端に爪のような付属肢が付いた癒合した口吻を持つ奇妙な幹節足動物でした。
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  プロティクナイトはカンブリア紀の海岸を歩いていた節足動物の足跡である。
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  Hallucigenia sparsa は、現代のベルベットワームと関連があると考えられている葉足動物のグループに属していました。
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  カンブロラスターファルカトゥスは、大きな馬蹄形の甲羅を持つ、硬い放射性歯類です
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  ピカイアは中期カンブリア紀の幹脊索動物であった。
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  アミスクウィア・サギティフォルミスはカナダと中国に大型の顎類である。
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  ハプロフレンティスは、おそらく冠状動物または軟体動物のいずれかに関連する、円錐形の殻を持つ冠状動物のグループであるハイオリスでした。
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  ハルキエリアは、軟体動物グループの初期のメンバーであった奇妙な無脊椎動物でした。

• カンブリア紀 - オルドビス紀の絶滅イベント– 約 4 億 8800 万年前
• ドレスバッハ絶滅イベント - 約4億9900万年前
• ボトミアン絶滅イベントの終焉—約5億1300万年前
• 化石遺跡一覧 （リンクディレクトリ付き）
• 地質学におけるタイプ産地、特定の岩石タイプ、地層単位、化石または鉱物種が最初に特定された産地