cambriano

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 51,95 millones de años desde el final del período Ediacárico precedente 538,8 Ma (hace millones de años) hasta el comienzo del período Ordovícico 486,85 Ma. ^{[ 6 ]}

La mayoría de los continentes se ubicaban en el hemisferio sur, rodeados por el vasto océano Panthalassa . ^{[ 7 ]} El ensamblaje de Gondwana durante el Ediacárico y el Cámbrico temprano condujo al desarrollo de nuevos límites de placas convergentes y magmatismo de arco en el margen continental a lo largo de sus márgenes, lo que ayudó a elevar las temperaturas globales. ^{[ 8 ]} Laurentia se encontraba al otro lado del ecuador, separada de Gondwana por el océano Iapetus, que se estaba abriendo . ^{[ 7 ]}

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 se conservaban mal. Los organismos complejos y multicelulares se volvieron gradualmente más comunes durante el Ediacárico, pero no fue hasta el Cámbrico que la diversidad fósil parece haber aumentado rápidamente, un evento conocido como la explosión cámbrica , que produjo los primeros representantes de la mayoría de los filos animales modernos . ^{[ 9 ]} Este período también es único por su proporción inusualmente alta de depósitos de lagerstätte , sitios de conservación excepcional donde se conservan las partes "blandas" de los organismos, así como sus caparazones más resistentes. ^{[ 10 ]}

El término Cámbrico deriva de una versión latina de Cymru , el nombre galés de Gales , donde se estudiaron por primera vez rocas de esta edad. ^{[ 11 ]} El término geológico fue acuñado por Adam Sedgwick basándose en el trabajo realizado en el verano de 1831 en el norte de Gales . ^{[ 12 ]} Sedgwick lo dividió en tres grupos: el Cámbrico Inferior, Medio y Superior. ^{[ 11 ]} 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 muestran el orden en el que los estratos sedimentarios más antiguos se suceden en Inglaterra y Gales " ^{[ 13 ]} (1836). La propuesta de denominar al período Cámbrico se basó en un segmento de estratos rocosos que representaba un período de tiempo geológico. ^{[ 12 ]}

Este acuerdo inicial no duró. ^{[ 13 ]} Debido a la escasez de fósiles, Sedgwick utilizó tipos de rocas para identificar estratos del Cámbrico. También tardó en publicar trabajos posteriores. Sin embargo, el claro registro fósil del Silúrico permitió a Murchison correlacionar rocas de edad similar en Europa y Rusia, y sobre ellas publicó extensamente. A medida que se identificaban más fósiles en rocas más antiguas, extendió la base del Silúrico hacia abajo en 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. ^{[ 14 ] [ 13 ]} Esto permitió a Sedgwick reclamar 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 prolongaría más allá de la vida 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 denominó Ordovícico . ^{[ 13 ]}

El término Cámbrico para el período más antiguo del Paleozoico fue acordado oficialmente en 1960, en el XXI Congreso Geológico Internacional . Solo incluye la "serie del Cámbrico Inferior" de Sedgwick, pero su base se ha extendido a rocas mucho más antiguas. ^{[ 11 ]}

La reconstrucción de la posición de los continentes durante el Cámbrico se basa en datos paleomagnéticos , paleobiogeográficos , tectónicos , geológicos y paleoclimáticos . Sin embargo, estos presentan diferentes grados de incertidumbre y pueden generar ubicaciones contradictorias para los principales continentes. ^{[ 23 ]} Esto, junto con el debate en curso sobre la existencia del supercontinente neoproterozoico de Pannotia , implica que, si bien la mayoría de los modelos coinciden en que los continentes se ubicaban en el hemisferio sur, con el vasto océano Panthalassa cubriendo la mayor parte del hemisferio norte, la distribución exacta y la cronología de los movimientos de los continentes cámbricos varían entre los modelos. ^{[ 23 ]}

La mayoría de los modelos muestran a Gondwana extendiéndose desde la región polar sur hasta el norte del ecuador. ^{[ 7 ]} A principios del Cámbrico, el polo sur correspondía con el sector occidental de Sudamérica y, a medida que Gondwana giraba en sentido antihorario, a mediados del Cámbrico, el polo sur se encontraba en la región noroccidental de África. ^{[ 23 ]}

Laurentia se ubicaba al otro lado del ecuador, separada de Gondwana por el océano Iapetus . ^{[ 7 ]} Los defensores de Pannotia sitúan a Laurentia y Baltica cerca de la región amazónica de Gondwana, con un estrecho océano Iapetus que solo comenzó a abrirse una vez que Gondwana se formó por completo hace aproximadamente 520 millones de años. ^{[ 25 ]} Quienes no apoyan la existencia de Pannotia muestran que el Iapetus se abrió durante el Neoproterozoico tardío, con hasta aproximadamente 6500  km (aproximadamente 4038 millas) entre Laurentia y Gondwana occidental al comienzo del Cámbrico. ^{[ 7 ]}

De los continentes más pequeños, Báltica se ubicaba entre Laurentia y Gondwana, con el océano Ran (un brazo del Jápeto) abriéndose entre ambos. Siberia se encontraba cerca del margen occidental de Gondwana y al norte de Báltica. ^{[ 26 ] [ 7 ]} Annamia y el sur de China formaban un único continente situado frente a la parte centro-norte de Gondwana. La ubicación del norte de China no está clara. Podría haber estado a lo largo del sector noreste de la India de Gondwana o haber sido ya un continente separado. ^{[ 7 ]}

Gondwana

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 terrestres más pequeñas. ^{[ 7 ]}

Los cratones que formaron Gondwana se unieron durante el Neoproterozoico hasta principios del Cámbrico. Un estrecho océano separó la Amazonia de Gondwana hasta hace aproximadamente 530 Ma ^{[ 27 ]} y el bloque Arequipa-Antofalla se unió al 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 aproximadamente 570 Ma, continuó con partes del norte de Gondwana cabalgando sobre el sur de Gondwana y estuvo acompañada de metamorfismo y la intrusión de granitos . ^{[ 28 ]}

Las zonas de subducción , activas desde el Neoproterozoico, se extendían alrededor de 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 e 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 bajo este margen protoandino comenzó a finales del Cámbrico. ^{[ 24 ]}

A lo largo del margen septentrional de Gondwana, entre el norte de África y los terrenos armoricanos del sur de Europa, el arco continental de la orogenia cadomiense continuó desde el Neoproterozoico en respuesta a la subducción oblicua del océano Iapetus. ^{[ 29 ]} Esta subducción se extendió hacia el oeste a lo largo del margen de Gondwana y, hacia los 530 Ma, pudo haberse convertido en un importante sistema de fallas transformantes . ^{[ 29 ]}

Aproximadamente a los 511 Ma, los basaltos de inundación continentales de la gran provincia ígnea (LIP) de Kalkarindji comenzaron a erupcionar. Estos cubrieron un área de más de 2,1 millones de km² ^en las regiones norte, central y oeste de Australia, en Gondwana, lo que la convierte en una de las LIP más grandes y antiguas del Fanerozoico. El momento de las erupciones sugiere que desempeñaron un papel en la extinción masiva del Cámbrico temprano a medio . ^{[ 29 ]}

Ganderia, Avalonia Oriental y Occidental, y los terrenos de Carolinia y Meguma.

Los terrenos de Ganderia , Avalonia Oriental y Occidental , Carolinia y Meguma se ubicaban en regiones polares durante el Cámbrico temprano, y en latitudes altas a medias del sur a mediados y finales del Cámbrico. ^{[ 24 ] [ 23 ]} Comúnmente se muestran como un sistema de falla transformante de arco de islas a lo largo del margen noroccidental de Gondwana al norte del noroeste de África y Amazonia, que se separó de Gondwana durante el Ordovícico. ^{[ 24 ]} Sin embargo, algunos modelos muestran estos terrenos como parte de un único microcontinente independiente , Gran Avalonia, ubicado al oeste de Báltica y alineado con su margen oriental ( Timanide ), con el Iapetus al norte y el océano Ran al sur. ^{[ 23 ]}

Norte de China

El norte de China se ubicaba en latitudes ecuatoriales a tropicales durante el Cámbrico temprano, aunque se desconoce su posición exacta. ^{[ 26 ]} Algunos modelos muestran que se encuentra por debajo de las latitudes ecuatoriales. ^{[ 31 ]} 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 se encontraba un margen convergente con una zona de subducción inclinada hacia el suroeste, más allá de la cual se ubicaba el terreno del norte de Qinling (ahora parte del cinturón orogénico de Qinling ), junto con los cinturones de Qilian-Qaidam y Altyn, y los terrenos del suroeste de Kunlun. ^{[ 30 ]}

Sur de China y Annamia

El sur de China y Annamia formaban un único continente. El movimiento de deslizamiento lateral entre este y Gondwana permitió su deriva constante hacia el norte, desde la costa del sector indio de Gondwana hasta cerca del sector de Australia Occidental. Esta deriva hacia el norte se evidencia por el aumento progresivo de las calizas y la creciente diversidad faunística . ^{[ 7 ]}

El margen norte del sur de China, incluido el bloque del sur de Qinling, era un margen pasivo. ^{[ 7 ]}

A lo largo del margen sureste, las rocas volcánicas del Cámbrico inferior indican la acreción de un arco de islas a lo largo de la zona de sutura de Song Ma. Asimismo, 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, incluyendo la amplia distribución latitudinal de plataformas carbonatadas tropicales, arrecifes de arqueociátidos y bauxitas , y evaporitas de zonas áridas y depósitos de calcreta , muestran que el Cámbrico fue una época de condiciones climáticas de efecto invernadero. ^{[ 7 ] [ 32 ] [ 33 ]} Durante el Cámbrico tardío, la distribución de provincias de trilobites también indica solo un gradiente de temperatura moderado del polo al ecuador. ^{[ 33 ]} 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. ^{[ 32 ]}

Los cálculos de las temperaturas medias globales (TMG) varían según las técnicas utilizadas. Mientras que algunas mediciones muestran TMG superiores a c. 40 °C (104 °F), los modelos que combinan múltiples fuentes dan TMG de c. 20–22 °C (68–72 °F) en el Terreneuviense, aumentando a c. 23–25 °C (73–77 °F) para el resto del Cámbrico. ^{[ 33 ] [ 34 ]} El clima cálido estuvo vinculado a 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. ^{[ 34 ] [ 8 ]} Las erupciones de los basaltos LIP de Kalkarindji durante la Etapa 4 y hasta el Miaolingiense 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. 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. ^{[ 33 ] [ 35 ]} Las estimaciones para las temperaturas de la superficie del mar tropical varían de c. 28–32 °C (82–90 °F) , ^{[ 33 ] [ 35 ]} a c. 29–38 °C (84–100 °F) . ^{[ 36 ] [ 32 ]} Las temperaturas medias modernas de la superficie del mar tropical son 26 °C (79 °F) . ^{[ 33 ]}      

Los niveles de oxígeno atmosférico aumentaron progresivamente desde el Neoproterozoico debido al incremento de organismos fotosintéticos . Los niveles del Cámbrico variaron entre aproximadamente el 3 % y el 14 % (los niveles actuales rondan el 21 %). Los bajos niveles de oxígeno atmosférico y el clima cálido provocaron menores concentraciones de oxígeno disuelto en las aguas marinas y una anoxia generalizada en las profundidades oceánicas. ^{[ 34 ] [ 37 ]}

Existe una relación compleja entre los niveles de oxígeno, la biogeoquímica de las aguas oceánicas y la evolución de la vida. Los organismos excavadores de reciente evolución expusieron sedimentos anóxicos al agua de mar 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, provocando condiciones anóxicas generalizadas. ^{[ 38 ]} Los períodos de mayor tasa de meteorización continental llevaron a un mayor aporte 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 de las cantidades de fitoplancton resulta en el agotamiento del oxígeno en las aguas circundantes. ^{[ 34 ] [ 39 ]}

Los picos de aumento de los niveles de oxígeno están relacionados con un incremento de la biodiversidad; los niveles elevados de oxígeno satisficieron 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, afloramientos de aguas más profundas y/o la productividad biológica, produjeron condiciones anóxicas que limitaron las áreas habitables, redujeron los nichos ecológicos y provocaron eventos de extinción tanto regionales como globales. ^{[ 37 ] [ 38 ] [ 39 ]}

En general, estos entornos dinámicos y fluctuantes, con incursiones anóxicas globales y regionales que provocaron eventos de extinción, y períodos de mayor oxigenación oceánica que estimularon la biodiversidad, impulsaron la innovación evolutiva. ^{[ 38 ] [ 34 ] [ 39 ]}

Durante el Cámbrico, las variaciones en ^las proporciones isotópicas fueron más frecuentes y pronunciadas que posteriormente en el Fanerozoico, reconociéndose al menos 10 excursiones de isótopos de carbono ( δ¹³C ) (variaciones significativas en las proporciones isotópicas globales). ^{[ 11 ]} Estas excursiones registran cambios en la biogeoquímica de los océanos y la atmósfera, que se deben a procesos tales como las tasas globales de magmatismo de arco continental, las tasas de meteorización y los niveles de nutrientes que ingresan al medio marino, los cambios del nivel del mar y factores biológicos, incluido el impacto de la fauna excavadora en los niveles de oxígeno. ^{[ 34 ] [ 39 ] [ 8 ]}

excursiones isotópicas

Base del Cámbrico

La excursión basal de δ¹³C del Cámbrico ( ^BACE ), junto con un δ²³⁸U bajo y un δ³⁴S elevado ^, indica ^un período de anoxia marina somera generalizada, que ocurre al mismo tiempo que la extinción de los acritarcos del Ediacárico. A esto le siguió la rápida aparición y diversificación de animales bilaterales . ^{[ 11 ] [ 34 ]}

Etapas 2 y 3 del Cámbrico

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 condujo a mayores tasas de enterramiento de materia orgánica. ^{[ 40 ]} En escalas de tiempo largas, el oxígeno adicional liberado por el enterramiento de carbono orgánico se compensa 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 δ ¹³ C y δ ³⁴ S vinculadas 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 hacia ambientes marinos poco profundos, extendiendo las regiones habitables del fondo marino. ^{[ 11 ] [ 41 ]} Estos pulsos de oxígeno están asociados con la radiación de los pequeños fósiles con concha y la excursión isotópica de radiación de artrópodos del Cámbrico (CARE). ^{[ 40 ]} El aumento de aguas oxigenadas en las profundidades oceánicas redujo en última instancia los niveles de carbono orgánico y el enterramiento de pirita, lo que provocó una disminución en la producción de oxígeno y el restablecimiento de condiciones anóxicas. Este ciclo se repitió varias veces durante el Cámbrico temprano. ^{[ 11 ] [ 41 ]}

Etapa 4 del Cámbrico hasta principios del Miaolingiense

El inicio de las erupciones de los basaltos de Kalkarindji LIP durante la Etapa 4 y el Miaolingiano temprano liberó grandes cantidades de dióxido de carbono, metano y dióxido de azufre a la atmósfera. Los cambios que esto provocó se reflejan en tres grandes y rápidas excursiones de δ¹³C ^. El aumento de las temperaturas condujo a una subida global del nivel del mar que inundó las plataformas continentales y los interiores con aguas anóxicas del océano profundo y sumergió las plataformas carbonatadas de los arrecifes de arqueociátidos, lo que resultó en 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 Botomiana-Toyoniense (BTE) de 513-508 Ma, que incluyó la pérdida de los arqueociátidos y los hiolitos y vio una gran disminución de la biodiversidad. ^{[ 8 ] [ 41 ]} El aumento del nivel del mar también se evidencia por una disminución global de ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr. La inundación de áreas continentales disminuyó las tasas de meteorización continental, reduciendo el aporte de ⁸⁷ Sr a los océanos y disminuyendo la relación ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr del agua de mar. ^{[ 40 ] [ 11 ]}

La base del Miaolingiense está marcada por el evento de isótopos de carbono de extinción Redlichiid-Olenellid (ROECE), que coincide con la fase principal del vulcanismo de Kalkarindji. ^{[ 8 ]}

Durante el Miaolingiense, los eventos orogénicos a lo largo del margen australiano-antártico de Gondwana provocaron un aumento de la meteorización y una afluencia de nutrientes al océano, elevando el nivel de productividad y el enterramiento de carbono orgánico. Esto se puede observar en el aumento constante de ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr y δ ¹³ C. ^{[ 40 ]}

Furongiano temprano

La erosión continua de los niveles más profundos de los cinturones montañosos de Gondwana provocó un pico en ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr y excursiones positivas vinculadas de δ ¹³ C y δ ^{34 S, conocidas como la} excursión isotópica positiva de carbono Steptoeana (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 aumentando las tasas de enterramiento de materia orgánica y pirita. ^{[ 40 ]} Este aumento en la extensión de las condiciones anóxicas del fondo marino condujo a la extinción de los trilobites marjumiidos y damesellidos , mientras que el aumento en los niveles de oxígeno que siguió ayudó a impulsar la radiación del plancton. ^{[ 11 ] [ 34 ]}

^{La relación 87Sr} / ^86Sr cayó bruscamente cerca de la cima de la Etapa Jiangshaniana y durante la Etapa 10 a medida que las montañas de Gondwana se erosionaban y las tasas de meteorización disminuían. ^{[ 11 ] [ 40 ]}

La flora del Cámbrico era poco diferente de la del Ediacárico. Los principales taxones eran las macroalgas marinas Fuxianospira , Sinocylindra y Marpolia . No se conocen macroalgas calcáreas de este período. ^{[ 44 ]}

No se conocen fósiles de plantas terrestres ( embriófitas ) del Cámbrico. Sin embargo, hace 500 millones de años, las biopelículas y los tapetes microbianos estaban bien desarrollados en las marismas y playas del Cámbrico, ^{[ 45 ]} y los microbios formaban ecosistemas microbianos terrestres , comparables con la costra del suelo actual de las regiones desérticas, contribuyendo a la formación del suelo. ^{[ 46 ] [ 47 ]} Aunque las estimaciones del reloj molecular sugieren que las plantas terrestres pudieron 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 mediante el secuestro no comenzó hasta el Ordovícico. ^{[ 48 ]}

Es posible que las plantas terrestres surgieran durante el Cámbrico, pero la evidencia al respecto es fragmentaria y controvertida, y la evidencia inequívoca más antigua de plantas terrestres data del Ordovícico posterior. ^{[ 49 ]} Las estimaciones del reloj molecular también han llevado a algunos autores a sugerir que los artrópodos colonizaron la tierra durante el Cámbrico, pero nuevamente la evidencia física más antigua de esto se encuentra durante el Ordovícico posterior. ^{[ 50 ]}

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 creyó que los trilobites eran la forma de vida dominante en ese momento, ^{[ 51 ]} pero esto ha demostrado ser incorrecto. Los artrópodos eran, con mucho, los animales más dominantes en el océano, pero los trilobites representaban solo una pequeña parte 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 conservados. ^{[ 52 ]}

El período marcó un cambio abrupto en la diversidad y composición de la biosfera terrestre . La biota ediacárica sufrió una extinción masiva al comienzo del período cámbrico, que correspondió con un aumento en la abundancia y complejidad del comportamiento excavador. 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 los organismos que dependían de los tapetes se extinguieron, mientras que las otras especies se adaptaron al entorno cambiado que ahora ofrecía nuevos nichos ecológicos. ^{[ 53 ]} Casi al mismo tiempo hubo una aparición aparentemente rápida de representantes de todos los filos mineralizados , incluidos los briozoos , ^{[ 54 ]} que antes se pensaba que solo habían aparecido en el Ordovícico Inferior. ^{[ 55 ]} 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 indicador de los filos no mineralizados (más abundantes). ^{[ 56 ]}

Si bien el Cámbrico temprano mostró tal diversificación que se le ha denominado la 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 caído de un pico anterior de alrededor de 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. ^{[ 58 ] [ 59 ]} La vida marina vivía bajo niveles bajos y fluctuantes de oxígeno, donde las surgencias de aguas oceánicas profundas anóxicas hacia ambientes marinos poco profundos podían empujar a los organismos al borde de las extinciones masivas. Sin embargo, en última instancia, esto condujo a un aumento de la biodiversidad a medida que se disponía de nuevos nichos ecológicos. ^{[ 34 ]}

Algunos organismos del Cámbrico se aventuraron en tierra firme, produciendo los fósiles traza Protichnites y Climactichnites . La evidencia fósil sugiere que los euthycarcinoides , un grupo extinto de artrópodos, produjeron al menos algunos de los Protichnites . ^{[ 60 ]} No se han encontrado fósiles del organismo que produjo las huellas de Climactichnites ; sin embargo, las huellas fósiles y los rastros de descanso sugieren un molusco grande, parecido a una babosa . ^{[ 61 ]}

Porifera (esponjas), Cnidaria (por ejemplo , medusas , hidrozoos , anémonas de mar y corales ) y Ctenophora (medusas peine) tienen un registro fósil desigual en el Cámbrico y se conservan mejor en los Lagerstätten . ^{[ 62 ]} Sus relaciones evolutivas son objeto de debate continuo. ^{[ 63 ] [ 64 ] [ 65 ]} Antes de hace aproximadamente 513 Ma, estaban presentes tanto los grupos troncales como los grupos corona ; sin embargo, muchos grupos troncales se extinguieron durante el evento anóxico de Sinsk al final de la Serie 2, y los grupos corona se diversificaron posteriormente. ^{[ 62 ]}

Los Poríferos se dividen en tres grupos principales: Calcarea (esponjas calcáreas), Hexactinellida (esponjas de sílice o vidrio) y Demospongia ( esponjas de espongina y/o sílice). Las Demospongia son las más comunes en el registro fósil del Cámbrico; las Hexactinellida y Calcarea pueden estar presentes, pero la evidencia es controvertida, al igual que la evidencia de esponjas del Ediacárico. ^{[ 66 ] [ 67 ]} Muchos grupos de esponjas del Cámbrico (por ejemplo, Reticulosa , Heteractinida y Protomonaxonida ) se consideran grupos troncales de estos principales linajes de esponjas, ya que tienen características de esponja, pero los grupos en sí están extintos. ^{[ 67 ]} Por ejemplo, Eiffelia (un heteractínido) tiene características de esponjas calcáreas y silíceas con espículas tanto de sílice como de carbonato de calcio. ^{[ 66 ]}

Los arqueociátidos probablemente estén relacionados con las demosponjas. Aparecen por primera vez en el registro fósil en la Etapa 2 del Terreneuviense, diversificándose rápidamente durante la Etapa 3 de la Serie 2, antes de experimentar un fuerte declive durante la Etapa 4 y extinguirse durante el evento anóxico de Sinsk. ^{[ 68 ]} Los arqueociátidos eran sésiles , filtradores que bombeaban agua a través de sus esqueletos calcáreos porosos en forma de copa. ^{[ 66 ] [ 68 ]} Junto con las cianobacterias , fueron los principales constructores de arrecifes en el Cámbrico temprano, construyendo las estructuras a gran escala más antiguas conocidas construidas por animales. La presencia de cianobacterias dentro del marco esquelético de los arqueociátidos sugiere una relación fotosimbiótica . Las cianobacterias y otros calcimicrobios precipitaron carbonato de calcio, que incrustaba los esqueletos de los arqueociátidos, uniéndolos para formar el marco del arrecife. ^{[ 69 ] [ 70 ]} Los primeros antozoos parecidos a corales (cnidarios) también contribuyeron a la formación de arrecifes. ^{[ 70 ] [ 71 ]} Estos se extinguieron junto con los arqueocayatos durante el evento anóxico de Sinsk. ^{[ 62 ] [ 70 ]} Fueron reemplazados por demosponjas litístidas como las principales esponjas formadoras de arrecifes durante el resto del Cámbrico. ^{[ 68 ]}

Los ctenóforos (medusas peine) son un grupo de animales pelágicos y depredadores con cuerpos gelatinosos y globulares, y hileras de peines ( cilios externos ) que utilizan para la propulsión. Los fósiles de ctenóforos más antiguos e indiscutibles se encuentran en el Cámbrico inferior. Los ctenóforos del Cámbrico tenían más hileras de peines, pero carecían de tentáculos pareados con coloblastos, que los ctenóforos modernos utilizan para alimentarse. ^{[ 63 ] [ 64 ]} El grupo troncal Ctenophora incluye a Scleroctenophora , que tenía hileras de peines pareadas y un esqueleto orgánico, algo que los ctenóforos modernos no poseen. ^{[ 64 ]}

Los dinomíquidos eran organismos filtradores sésiles, con forma de pólipo , que poseían esqueletos orgánicos y recolectaban alimento mediante una corona de tentáculos alrededor de la boca. Se les ha asignado tanto a los ctenóforos, sugiriendo que los tentáculos evolucionaron en hileras de peines, ^{[ 64 ]} como a los cnidarios, debido a que sus estructuras internas se asemejan más a las de un ancestro similar a una anémona de mar. ^{[ 65 ]}

Los cnidarios se dividen en dos clases principales: Anthozoa (anémonas de mar, corales), que son pólipos bentónicos , y Medusozoa (hidroides, medusas), que tienen etapas alternas de ciclo de vida de pólipos y medusas (de natación libre). ^{[ 72 ]} El ejemplo más antiguo de una medusa en el registro fósil es Olivooides, una medusa embrionaria del Fortuniense. ^{[ 73 ]} Se encuentran ejemplos de antozoos de la Serie 2. ^{[ 65 ]} Uno de ellos, Nailiana elegans, similar a un pólipo , era un antozoo del grupo troncal. Sus tentáculos largos y flexibles se utilizaban para detectar, agarrar y arrastrar presas a su boca de manera similar a las anémonas de mar depredadoras modernas. Un espécimen fósil de la Etapa 3 (c. 520 Ma) muestra la evidencia más antigua conocida de este estilo de depredación macrófaga . El fósil conserva un braquiópodo rodeado por N. elegans' tentáculos con parte del braquiópodo ya dentro del cnidario. ^{[ 65 ]}

Muchos modos de preservación son exclusivos del Cámbrico, y algunos conservan partes blandas del cuerpo, lo que resulta en una abundancia de Lagerstätten . Estos incluyen Sirius Passet , ^{[ 74 ] [ 75 ]} la Lente de Algas de Sinsk, ^{[ 76 ]} las Esquistos de Maotianshan , ^{[ 77 ]} la Esquisto de Emu Bay , ^{[ 78 ]} y la Esquisto de Burgess. ^{[ 79 ] [ 80 ] [ 81 ]}

El Comité Federal de Datos Geográficos de los Estados Unidos utiliza el carácter «C mayúscula con barra» ⟨ Ꞓ ⟩ para representar el período Cámbrico. ^{[ 82 ]} El carácter Unicode es U+A792 Ꞓ LETRA MAYÚSCULA LATINA C CON BARRA . ^{[ 83 ] [ 84 ]}

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  Estromatolitos de la Formación Pika (Cámbrico Medio) cerca del lago Helen, Parque Nacional Banff, Canadá.
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  Los trilobites , como estos Elrathia kingii, eran artrópodos muy comunes durante este tiempo.
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  Anomalocaris fue un depredador marino primitivo, miembro del grupo de artrópodos basales Radiodonta.
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  Opabinia era un artrópodo basal peculiar que poseía cinco ojos pedunculados y una probóscide fusionada rematada con un apéndice en forma de garra.
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  Los protichnites eran las huellas de los artrópodos que caminaban por las playas del Cámbrico.
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  Hallucigenia sparsa pertenecía al grupo de los lobopodios , que se considera emparentado con los gusanos de terciopelo modernos .
• 
  Cambroraster falcatus era un radiodonte hurdíido que tenía un gran caparazón en forma de herradura.
• 
  Pikaia fue un cordado basal del Cámbrico Medio.
• 
  Amiskwia sagittiformis era un gnatífero de gran tamaño originario de Canadá y China.
• 
  Haplophrentis era un hiolito , un grupo de lofotrocozoos con concha cónica que potencialmente estaban relacionados con los lofoforados o los moluscos .
• 
  Halkieria era un invertebrado peculiar que fue uno de los primeros miembros del grupo de los moluscos.

• Evento de extinción del Cámbrico-Ordovícico – hace aproximadamente 488 millones de años.
• Extinción del Dresbachiense — hace aproximadamente 499 millones de años.
• Evento de extinción del Botomiense final — hace aproximadamente 513 millones de años.
• Lista de yacimientos fósiles (con directorio de enlaces)
• Localidad tipo (geología) : la localidad donde se identifica por primera vez un tipo de roca, unidad estratigráfica, fósil o especie mineral en particular.

• Amthor, JE; Grotzinger, John P.; Schröder, Stefan; Bowring, Samuel A.; Ramezani, Jahandar; Martin, Mark W.; Matter, Albert (2003). "Extinción de Cloudina y Namacalathus en el límite precámbrico-cámbrico en Omán". Geología . 31 (5): 431– 434. Bibcode : 2003Geo....31..431A . doi : 10.1130/0091-7613(2003)031 < 0431:EOCANA > 2.0.CO ; 2 .
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• El período cámbrico en In Our Time de la BBC.
• Bioestratigrafía : incluye información sobre la bioestratigrafía de trilobites del Cámbrico.
• Las páginas de Sam Gon sobre trilobites se archivaron el 7 de marzo de 2021 en la Wayback Machine (contienen numerosos trilobites del Cámbrico).
• Ejemplos de fósiles del Cámbrico
• Proyecto Paleomap
• Informe en la web sobre Amthor y otros, de Geología, vol. 31.
• Una vida extraña en las colchonetas
• Escala cronoestratigráfica v.2018/08 | Cámbrico