カンブリア紀

カンブリア紀
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 —
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−535 —
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−530 —
–
−525 —
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−520 —
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−515 —
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−510 —
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−505 —
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−500 —
–
−495 —
–
−490 —
–
−485 —
いいえ
古生代
カンブリア紀
オルドビス紀
テレニューヴ。​​​​​​​
シリーズ2​​​​​
ミャオ。​​
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」
五柳園
ドラミアン
グージャン語
パイビアン
江山語
「ステージ10」
エディアカラ紀
 
 
 
 
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澄江の生物相
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最初の三葉虫
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SSFの多様化、最初の腕足動物と古骨類
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ICSによるカンブリア紀の2024年時点の区分。[ 1 ]縦軸のスケール：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）
使用された時間スケールICSタイムスケール
意味
年代単位期間
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年
時間範囲の形式フォーマル
下限の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47.0762°N 55.8310°W北緯47度4分34秒 西経55度49分52秒 / / 47.0762; -55.8310
GSSPの下限が批准1992年8月（カンブリアンのベースとして）[ 2 ]：5
上限定義コノドント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49.6829°N 57.9653°W北緯49度40分58秒 西経57度57分55秒 / / 49.6829; -57.9653
上位GSSPが批准2000年1月[ 3 ] : 19
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（カンブリアき、 / 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（5億3880万年前）からオルドビス紀の始まり（ 4億8685万年前）までの5195万年間続いた。[ 1 ]

大陸のほとんどは南半球に位置し、広大なパンサラッサ海に囲まれていた。[ 6 ]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ことで、新たなプレート収束型境界が形成され、その周辺では大陸縁弧火成活動が活発化し、地球の気温上昇につながった。[ 7 ]ローレンシア大陸は赤道を挟んで位置し、イアペトゥス海によってゴンドワナ大陸と隔てられていた。[ 6 ]

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。それ以前の生物の大部分は小型で単細胞であり、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、化石の多様性が急速に増加したのはカンブリア紀になってからと思われる。この出来事はカンブリア爆発と呼ばれ、現代の動物門の最初の代表種が誕生した。[ 8 ]また、この時代は、ラガーシュテッテ堆積物が異常に多く存在することでも特異である。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状態が良い、非常に良好な状態で保存されている堆積物である。[ 9 ]

語源と歴史

カンブリア紀という用語は、この時代の地質学上の岩石が最初に研究された場所である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。 [ 10 ]カンブリアは、現在ウェールズとして知られている国の古代ローマの属州に付けられた名前です。 [ 11 ]この地質学用語は、1831 年夏に北ウェールズで行われた研究に基づいて、アダム セジウィックによって名付けられました。[ 11 ]セジウィックは、この地を下部カンブリア紀、中部カンブリア紀、上部カンブリア紀の 3 つのグループに分けました。[ 10 ]彼は、ロデリック マーチソンとの共同論文「シルル紀および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性地層の順序を示す」[ 12 ] (1836)の中で、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。カンブリア紀という期間を分類する提案は、地質学的な時間的期間を表す岩石層の一部に基づいていました。[ 11 ]

この初期の合意は長続きしなかった。[ 12 ]化石の不足のため、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用いた。また、彼はその後の研究発表も遅かった。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対比させることができ、それらに関する多くの論文を発表した。より古い岩石で化石がますます多く発見されるにつれて、彼はシルル紀の基底をセジウィックの「上部カンブリア紀」まで拡張し、化石化した地層はすべて「彼の」シルル紀系列に属すると主張した。1852年、セジウィックらによる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、事態はさらに複雑化した。[ 13 ] [ 12 ]これにより、セジウィックはシルル紀の大部分を「自身の」カンブリア紀であると主張することができ、カンブリア紀に識別可能な化石記録が得られた。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、1879年にチャールズ・ラップワースが論争中の地層を独自の系に属すると提唱し、オルドビス紀と名付けたことでようやく解決した。[ 12 ]

古生代最古期を「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ました。この用語はセジウィックの「下部カンブリア紀」のみを対象としていますが、その範囲ははるかに古い岩石にまで拡大されています。[ 10 ]

地質学

地層学

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。地球規模の地層学的対比については、ICSは、ユニットの下限を示す単一の層（ストラトタイプ）から得られるグローバル境界ストラトタイプセクションおよびポイント（GSSP）に基づいて岩石ユニットを承認します。現在、カンブリア系、3つのシリーズ、6つのステージの境界は、グローバルストラトタイプセクションおよびポイントによって定義されています。[ 1 ]

エディアカラ紀-カンブリア紀境界

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期と考えられていました。最初の三葉虫よりも前に小型の貝殻化石、そしてそれよりかなり以前にエディアカラ生物群の存在が認められたことから、カンブリア紀のより正確な定義を求める声が高まっています。[ 14 ]

カンブリア紀は、新オルドビス紀の岩石や古先カンブリア紀の岩石と区別されることが古くから認識されていたにもかかわらず、国際的に承認されたのは1994年になってからでした。数十年にわたる慎重な検討の後、カナダ、ニューファンドランド島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底層として定着し、この基底層はトレプティクヌス・ペダムの最古の出現によって世界中で対比されることになりました。[ 14 ]この化石がGSSPの地下数メートルで発見されたことで、この記述はより明確になり、現在ではトレプティクヌス・ペダムの生痕化石群がカンブリア紀の基底層を対比するために正式に使用されています。[ 14 ] [ 15 ]

この正式な名称により、カンブリア紀の基底期に相当する世界中のサンプルから放射年代測定による年代測定が可能になった。5億7000万年前という初期の年代はすぐに支持を集めたが[ 14 ]、この数値を得るために用いられた方法は現在で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を用いたより正確な分析では、5億3880万年前±060万年前という年代が得られた[ 1 ]。この年代が得られたオマーンの火山灰層は、世界の他の地域における同様の変動と相関する炭素13の顕著な減少、そして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）の消失と相関している。しかしながら、オマーンの年代測定された地層はエディアカラ紀とカンブリア紀の境界には一致せず、海洋性地層から蒸発岩優勢の地層への層相変化を示すという議論があり、それは5億4400万年前から5億4200万年前までの範囲の他のセクションの年代の方がより適切であることを意味する。[ 14 ]

フォーチュン ヘッド GSSP の岬を構成する層状の岩の写真
ニューファンドランド、フォーチュンヘッドのエディアカラ紀-カンブリア紀境界断面、GSSP

テレヌーヴィアン

テレヌービアンはカンブリア紀の最下層にあたる系/時代で、5億3880万年前（±0.6 Ma）から約5億2100万年前（約521 Ma）まで続く。テレヌービアンは2つのステージに分けられる。フォーチュニアン期（5億3880万年前（±0.6 Ma）から約5億2900万年前（約5億2900万年前））と、無名のステージ2（約5億2100万年前（約5億2100万年前））である。[ 1 ]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、それまでの「カンブリア系1」に取って代わった。その基底を定義する地質科学連合（GSSP）は、カナダ、ニューファンドランド島東部、ビュラン半島のフォーチュン岬（フォーチュンヘッド）である（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、カンブリア紀の中で唯一、三葉虫の化石が存在しない系である。下部は複雑な堆積層を貫く顕生代型の生痕化石が特徴で、上部は小さな貝殻化石が特徴である。[ 10 ]

カンブリア紀シリーズ2

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として知られている。それは約5億2100万年前から約5億650万年前まで続いた。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5億1450万年前までのカンブリアステージ3と、約5億1450万年前から約5億650万年前までのカンブリアステージ4として知られている。 [ 1 ]シリーズ2の基盤にはまだGSSPがないが、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る。この時代には後生動物が急速に多様化したが、特に三葉虫と古葉類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は困難であり、そのためGSSPを確立するための努力が続けられている。[ 10 ]南オーストラリア州では、19世紀後半以降、学者、地質学者、学生などによって、古葉虫や三葉虫の同定に関する研究が盛んに行われてきました。ラルフ・テイト（1840-1901）、RL・エサリッジ・ジュニア（1846-1920）、ウォルター・ハウチン （1845-1937）、エッジワース・デイヴィッド（1858-1934） 、ロバート・ベッドフォード（1874-1951）、トーマス・グリフィス・テイラー（1880-1963）、ダグラス・モーソン（1882-1958）、セシル・マディガン（1889-1947）、RC・スプリッグ （1919-1994）などがその例です。[ 16 ]

ミャオリン語

バージェス頁岩生物群のジオラマ

苗嶺紀はカンブリア紀の第3シリーズ/時代であり、約506.5 Maから約497 Ma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。[ 17 ]苗嶺紀は3つの段階に分けられる。約506.5 Maから504.5 Maの五六期、約504.5 Maから500.5 Maのドルミアン、約500.5 Maから497 Maの古章期である。 [ 1 ]この名称はカンブリア紀第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。[ 18 ]苗嶺紀は、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苗嶺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三葉虫Oryctocephalus indicusが初めて出現したことで定義される。ミャオリンギアン期の基底を示す二次的な指標としては、多くのアクリタルク類の出現、地球規模の海進、そしてバチノトゥス属またはオバトリクトカラ属の三葉虫の消滅などが挙げられます。テレヌービアン期やシリーズ2とは異なり、ミャオリンギアン期のすべての段階はGSSPによって定義されます。[ 18 ]

オレネリッド類、エオディスキス類、そしてほとんどのレッドリキア類の三葉虫は、シリーズ2とミャオリンギアンの境界で絶滅しました。これは三葉虫の最も古い大量絶滅と考えられています。[ 10 ]

フロンギアン

芙蓉期（ふぉんぎゃく）は、約4億9700万年前から4億8685万年前（±150万年前）にかけて、カンブリア紀の第4期にして最上部の系／時代です。この名称は2003年にIUGS（国際地質学会）によって承認され、カンブリア系第4期および従来の「上部カンブリア紀」に取って代わりました。芙蓉期の基底部に位置するGSSP（地質年代測定基準）は、中国湖南省北西部の武陵山脈にあります。これは、アグノストス類三葉虫グリプタグノストゥス・レティキュラトゥス（Glyptagnostus reticulatus）の初出現期と一致し、 δ13C同位体比の大きな正変動の始まりに近い時期です。[ 10 ]

芙蓉期は3つのステージに分けられる。白毫期（約497 Ma～約494 Ma）と江山期（約494.2 Ma～約491 Ma）はGSSPが定義されている。そして、名前のないカンブリア期第10ステージ（約491 Ma～486.85 ± 1.5 Ma）である。[ 1 ]

カンブリア紀-オルドビス紀境界

カンブリア紀-オルドビス紀境界のGSSPは、カナダ、ニューファンドランド島西部のグリーンポイントにあり、4億8685万年前と推定されています。この境界は、コノドントの一種であるイアペトグナトゥス・フルクティヴァガスの出現によって定義されます。これらのコノドントが発見されない場合には、プランクトン性グラプトライトや三葉虫の一種であるジュジュヤスピス・ボレアリスの出現が用いられます。この境界は、境界期間における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。 [ 19 ]

衝撃構造

主な隕石衝突構造には、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。[ 20 ]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±1000万年前）では、衝突後の堆積物から、衝突が浅い海洋環境で起こったこと、そして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。 [ 21 ]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若い）[ 22 ]

古地理

カンブリア紀における大陸の位置の復元は、古地磁気、古生物地理学、地質学、古気候学のデータに基づいています。しかし、これらのデータは不確実性のレベルが異なり、主要な大陸の位置が矛盾する場合があります。[ 23 ]このことと、新原生代超大陸パノティアの存在をめぐる継続的な議論を合わせると、大陸が南半球に位置し、広大なパンサラッサ海が北半球の大部分を覆うという点ではほとんどのモデルが一致しているものの、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。[ 23 ]

南極に近いゴンドワナ大陸、赤道上のローレンシア大陸、その間のバルティカ大陸を示す古地理地図。
中期カンブリア紀（約5億年前）におけるゴンドワナ大陸、ローレンシア大陸、バルティカ大陸のおおよその位置。AT：アルモリカン・テレーン、CA：カロリニア、CU：クヤニア、EA：東アバロニア、FA：ファマティーナ弧、GA：ガンデリア、IB：イベリア、MX：ミシュテカ・オアハカ・ブロック、WA：西アバロニア。プレート境界：赤：沈み込み帯、白：海嶺、黄：変形帯。[ 24 ] [ 6 ]

ほとんどのモデルでは、ゴンドワナ大陸は南極地域から赤道の北まで広がっていると示されています。[ 6 ]カンブリア紀初期には、南極は南アメリカ西部に位置し、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。[ 23 ]

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。[ 6 ]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、この海は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のみ開き始めたと主張している。[ 25 ]パノティアの存在を支持しない人々は、イアペトゥスが後期新原生代に開き、カンブリア紀初頭にはローレンシアと西ゴンドワナ大陸の間が最大約6,500km（約4038マイル）になったと主張している。[ 6 ]

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、ラン海（イアペトゥス海峡の支流）がバルティカとゴンドワナ大陸の間に開いていました。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ました。[ 26 ] [ 6 ]アンナミア大陸と南中国大陸は、ゴンドワナ大陸の北中部沖に位置する単一の大陸でした。北中国大陸の位置は不明です。ゴンドワナ大陸の北東インド洋に沿って位置していた可能性もあれば、既に独立した大陸であった可能性もあります。[ 6 ]

ローレンシア

カンブリア紀には、ローレンシアは赤道に面しているか、赤道に近接していました。カンブリア紀中期には南へ移動し、反時計回りに約20度回転した後、カンブリア紀後期には再び北へ移動しました。[ 6 ]

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離し、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。[ 6 ]

ローレンシアがゴンドワナ大陸から分離した際、ローレンシアから細長い大陸地殻が裂け、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、あるいは北西、タコニック海路における海洋内沈み込みによって島弧が形成された。これはカンブリア紀後期にこの地殻に付加し、地殻自体の真下で南東傾斜の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。[ 27 ]

初期カンブリア紀の終わり頃、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、カンブリア紀から初期オルドビス紀にかけて拡大し続けました。[ 27 ]

ゴンドワナ

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。その大陸地は南極から赤道の北まで広がり、その周囲には広大な浅い海と多数の小さな陸地が広がっていました。[ 6 ]

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合体した。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によって隔てられていた[ 28 ] 。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地域と合体した[ 6 ] 。約5億7000万年前から始まった、北部ゴンドワナ（コンゴクラトン、マダガスカル、インド）と南部ゴンドワナ（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進行し、変成作用と花崗岩の貫入を伴った[ 29 ]。

新原生代以降活動していた沈み込み帯は、ゴンドワナ大陸の縁辺の大部分、北西アフリカから南アメリカ、南アフリカ、東南極、そして西オーストラリアの東端まで広がっていた。アラビア半島とインドの北側には、より短い沈み込み帯が存在していた。[ 6 ]

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。このプロトアンデス縁辺部への沈み込みは、カンブリア紀後期までに始まった。[ 27 ]

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。 [ 30 ]この沈み込みはゴンドワナ大陸の縁に沿って西に伸び、約5億3000万年前までに主要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。[ 30 ]

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ました。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、210万km²を超える面積を覆い、顕生代における最大規模かつ最古のLIPの一つとなりました。噴火の時期から、カンブリア紀前期から中期にかけての大量絶滅に関与した可能性が示唆されています。[ 30 ]

ガンデリア、東アヴァロニア、西アヴァロニア、カロリニア、メグマ・テランズ

ガンデリア、東アバロニアと西アバロニア、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。 [ 27 ] [ 23 ]これらは通常、オルドビス紀にゴンドワナ大陸から分裂した北西アフリカとアマゾンの北にあるゴンドワナ大陸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。[ 27 ]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、その東部（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、単一の独立した微小大陸、グレーター・アバロニアの一部であると示されている。 [ 23 ]

南極に近いゴンドワナ大陸、シベリア、赤道に近い北中国と南中国、シベリアの南にあるバルティカ大陸を示す古地理地図。
中期カンブリア紀（約5億年前）におけるシベリア、ゴンドワナ、華北・華南、バルチカ、および小規模なテレーンのおおよその位置。AN：アンナミア、CM：中央モンゴル・テレーン、JA：日本弧、KHT：カザフスタン・テレーン、MOO：モンゴル・オホーツク海、NC：華北、QT：秦嶺テレーン、SC：華南、TA：タリム小大陸、VT：バリスカン・テレーン。プレート境界：赤：沈み込み帯、白：海嶺、黄：変形帯。[ 6 ] [ 31 ]

バルティカ

カンブリア紀には、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ました。[ 27 ]この回転は、バルティカとゴンドワナ大陸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ました。[ 6 ]

バルティカは中高緯度南方に位置し、イアペトゥス海によってローレンシア大陸と、ラン海によってゴンドワナ大陸と隔てられていた。フェノスカンジア大陸とサルマティア大陸という二つの大陸から構成され、浅い海によって隔てられていた。[ 6 ] [ 27 ]これらの不整合堆積物は、先カンブリア時代の基盤岩を覆っている。粗粒堆積物が少ないことから、クラトン中心部は低地であったことがわかる。 [ 6 ]

バルティカの北東縁部では、エディアカラ紀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つつありました。この地域では、カンブリア紀前期から中期にかけて堆積作用が見られず、その後カンブリア紀後期にリフト作用と堆積作用が起こりました。[ 32 ]

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。[ 6 ]

シベリア

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方で形成されました。バルティカ大陸との間にエーギル海が開いたため、シベリアは北西方向に移動して赤道付近まで移動しました。[ 6 ] [ 26 ]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ました。当時の大陸の北部3分の1（現在の南部。シベリアはカンブリア紀以降180度回転しています）は、収束縁に隣接して山岳地帯でした。[ 6 ]

後期新原生代からオルドビス紀にかけて、シベリアの当時の北東縁部に一連の島弧が付加し、広範な島弧および背弧の火山活動が伴いました。これらは現在、アルタイ・サヤン・テレーンを形成しています。[ 6 ] [ 32 ]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を経て収束型プレート境界が広がり、シベリア南東部沖合のキプチャク島弧を形成し、その後湾曲してアルタイ・サヤン収束型境界の一部となることが示されています。[ 23 ]

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ティングの後に、非活動的な縁の形成が続いた。[ 32 ]

当時の北方では、シベリアは狭くゆっくりと広がるモンゴル・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ました。パンサラッサに接する中央モンゴル地帯の北縁は収束型でしたが、モンゴル・オホーツク海に面する南縁は受動的でした。[ 6 ]

中央アジア

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、中国北部の南に位置する海洋内収束型プレート境界に沿って広がる一連の島弧と付加体であった。 [ 32 ]

これらの南には、ゴンドワナ大陸とシベリア大陸の間にタリム小大陸が位置していた。[ 6 ]北縁は古生代の大部分において非活動性を示し、先カンブリア紀基盤岩の上に不整合に堆積した厚いプラットフォーム炭酸塩岩層と河川・海成堆積物層が堆積していた。南東縁にはアルティン・カンブロ紀・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塊の間の狭い海路を閉塞していた。 [ 32 ]

北中国

中国北部臨沂ラーゲルシュテッテの生活再建

北中国は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が、正確な位置は不明である。[ 26 ]いくつかのモデルでは赤道より下に位置すると示されている。[ 33 ]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。[ 6 ]

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、非活動的な境界であった。その南には、南西傾斜の沈み込み帯を持つ収束縁があり、その先には秦嶺北帯（現在の秦嶺造山帯の一部）が広がり、祁連・ツァイダム帯、アルティン帯、そして西南崑崙帯も広がっていた。[ 32 ]

南中国とアンナミア

ハイコウイクティスは、約5億1800万年前に現在の中国に生息していた絶滅した魚類である。

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。ゴンドワナ大陸との間の横ずれ運動により、アンナミア大陸はゴンドワナ大陸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、石灰岩の漸進的な増加と動物相の多様性の増加によって証明されている。[ 6 ]

秦嶺南部を含む中国南部の北縁は受動的な縁であった。[ 6 ]

南東縁に沿って、下部カンブリア紀の火山岩は、宋馬縫合帯に沿って島弧が付加したことを示唆している。また、カンブリア紀初期には、南中国東縁は静活動から活発な活動へと変化し、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。[ 6 ]

気候

熱帯炭酸塩岩台地、アーキオシアサン礁、ボーキサイト、乾燥地帯の蒸発岩、カルクリート堆積物の広い緯度分布など、気候を示唆する堆積物の分布は、カンブリア紀が温室気候であったことを示している。[ 6 ] [ 34 ] [ 35 ]後期カンブリア紀には、三葉虫の分布も極から赤道にかけての気温勾配が緩やかであったことを示している。[ 35 ]アバロニアの高緯度地域には氷河期の証拠がある。しかし、これらの堆積物が前期カンブリア紀のものなのか、それとも実際には後期新原生代のものなのかは不明である。[ 34 ]

全球平均気温（GAT）の計算は、用いる手法によって異なります。一部の測定ではGATが約40℃（104℉）を超えることが示されていますが、複数の情報源を組み合わせたモデルでは、テレヌービアン期のGATは約20～22℃（68～72℉）で、カンブリア紀の残りの期間では約23～25℃（73～77℉）に上昇すると予測されています。[ 35 ] [ 36 ]温暖な気候は、大気中の二酸化炭素濃度の上昇と関連していました。ゴンドワナ大陸の集合は、プレートの再編成を促し、新たな収束型プレート境界の形成と大陸縁辺弧のマグマ活動を引き起こし、気候温暖化を促進しました。[ 36 ] [ 7 ]カルカリンジLIP玄武岩のステージ4からミャオリンギアン初期にかけての噴火では、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、急激な気候変動と海面水温の上昇を招いた。[ 7 ]

最高海面温度については不確実性があります。これは海成岩石の酸素分圧δ18値を用いて計算されており、カンブリア紀の海水中の酸素分圧δ18値と顕生代後期の海水中の酸素分圧δ18値との相対関係については議論が続いています。[ 35 ] [ 37 ]熱帯期の海面温度の推定値は、約28～32℃（82～90°F）[35] [37] から約29～38℃（84～100°F）まで変動しています。 [ 38 ] [ 34 ]現代の熱帯期の平均海面温度は26℃（79°F）です。[ 35 ]

大気中の酸素濃度は、光合成生物の増加により、新原生代以降着実に上昇しました。カンブリア紀の酸素濃度は約3%から14%の間で変動しました（現在では約21%）。大気中の酸素濃度の低下と温暖な気候により、海水中の溶存酸素濃度が低下し、深海では広範囲にわたって無酸素状態が続きました。 [ 36 ] [ 39 ]

酸素濃度、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。新たに進化した穿孔生物が、無酸素堆積物をその上にある酸素化された海水にさらした。この生物擾乱によって有機炭素と硫黄の埋没速度が低下し、時間の経過とともに大気と海洋の酸素濃度が低下し、広範囲にわたる無酸素状態が生じた。[ 40 ]大陸風化の速度が速かった時期には、海洋への栄養塩供給量が増加し、植物プランクトンの生産性が向上し、後生動物の進化が促進された。しかし、栄養塩供給の急激な増加は富栄養化を招き、植物プランクトンの急激な増加が周囲の海水の酸素枯渇をもたらした。[ 36 ] [ 41 ]

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ました。一方、海面変動、海洋循環、深層水からの湧昇、あるいは生物の生産性向上などにより酸素欠乏水が流入すると、無酸素状態が生じ、居住可能領域が制限され、生態学的ニッチが縮小し、地域的および地球規模で絶滅を引き起こしました。[ 39 ] [ 40 ] [ 41 ]

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の激しい環境は、進化的革新を促進しました。[ 40 ] [ 36 ] [ 41 ]

地球化学

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で、少なくとも10の炭素同位体（δ13C）エクスカーション（地球規模の同位体比の顕著な変動）が認められた。[ 10 ]これらのエクスカーションは、大陸弧マグマ活動の地球規模の速度、風化速度と海洋環境に流入する栄養分レベル、海面変動、穴を掘る動物による酸素レベルへの影響などの生物学的要因による、海洋と大気の生物地球化学の変化を記録している。[ 36 ] [ 41 ] [ 7 ]

同位体エクスカーション

カンブリア紀の基盤

基底カンブリア紀のδ13Cエクスカーション（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、浅海域における広範囲にわたる無酸素状態の時代を示唆している。その後、左右相称動物が急速に出現し、多様化した。[ 10 ] [ 36 ]

カンブリア紀第2期と第3期

カンブリア紀初期には、大陸風化の促進により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。 [ 42 ]長期的には、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（この過程でも酸素が放出される）とバランスを取り、大気中の酸素濃度は安定していた。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不足の海底水において、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に富む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。[ 10 ] [ 43 ]これらの酸素の脈動は、小型貝化石の放射線とカンブリア紀節足動物放射同位体エクスカーション（CARE）に関連している。[ 42 ]深海における酸素化水の増加は、最終的に有機炭素と黄鉄鉱の埋没レベルを低下させ、酸素生産の減少と無酸素状態の再確立につながった。このサイクルはカンブリア紀初期に数回繰り返された。[ 10 ] [ 43 ]

デスバレー地域のポレタ層から発見されたアーケオシアス類

カンブリア紀第4期からミャオリンギアン初期

カルカリンジLIP玄武岩の噴火が始まったステージ4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ました。これらの変化は、3回の大規模かつ急速なδ13Cエクスカーションに反映されています。気温上昇は世界的な海面上昇を引き起こし、深海からの無酸素水が大陸棚と内陸部に流入し、アーキオシアサンの礁の炭酸塩プラットフォームが水没しました。その結果、有機物に富む黒色の頁岩が広範囲に堆積しました。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、顕生代最初の大規模な絶滅、5億1300万～5億800万年前のボトムマン-トヨニアン絶滅（BTE）を引き起こしました。この絶滅では、アーキオシアサンとハイオリスの絶滅が含まれ、生物多様性が大幅に低下しました。[ 7 ] [ 43 ]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。[ 42 ] [ 10 ]

ミャオリンギアン期の基盤は、レッドリヒイド・オレネリッド絶滅炭素同位体イベント（ROECE）によって特徴づけられ、これはカルカリンジ火山活動の主要期と一致している。[ 7 ]

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・南極縁辺部における造山運動により、風化作用が促進され、海洋への栄養塩の流入が増加し、生産性と有機炭素の埋蔵量が増加しました。これは、ストロンチウム87/86ストロンチウムおよび炭素13の着実な増加に表れています。[ 42 ]

初期フロンギアン

ゴンドワナ山脈の深部へ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 δ13 Cおよび δ34 Sエクスカーションが発生し、ステプトン正炭素同位体エクスカーション(SPICE) として知られています。[ 7 ]これは、前期カンブリア紀のステージ 2 および 3 と同様の地球化学的条件が存在し、海底無酸素状態の拡大によって有機物と黄鉄鉱の埋没率が高まったことを示していました。[ 42 ]この海底無酸素状態の拡大により、マルジュミッド三葉虫と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はプランクトンの放散を促進しました。[ 10 ] [ 36 ]

87 Sr/ 86 Srは江山期の頂上付近で急激に減少し、ゴンドワナ山脈が侵食され風化速度が低下するにつれて、第10期を通じて減少しました。[ 10 ] [ 42 ]

海水中のマグネシウム/カルシウム同位体比

無機海洋炭酸塩の鉱物学は顕生代を通じて変化し、海水のMg 2+ /Ca 2+値に支配されている。Mg 2+ /Ca 2+値が高いと、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が生じ、アラゴナイト海として知られる。一方、Mg 2+ /Ca 2+ 値が低いと、低マグネシウム方解石が主成分の炭酸カルシウム沈殿物となる方解石海が生じる。 [ 44 ]生物鉱物化生物の殻や骨格は、方解石の主成分を反映している。[ 45 ]

エディアカラ紀後期からカンブリア紀初期にかけて、酸素濃度の上昇は海洋酸性度の低下と海水中のカルシウム濃度の上昇をもたらした。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、カンブリア紀を通して長期にわたる変動的な変化が起こった。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状硬質部はカンブリア紀第2期に出現するが、この時期にはアラゴナイトの無機沈殿も発生した。[ 45 ]アラゴナイトと方解石の混合海はカンブリア紀中期から後期にかけて続き、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。[ 45 ]

海水中のMg 2+ /Ca 2+のこうした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、そしてカンブリア紀の海の地球化学によるものでした。低酸素かつ高鉄レベルの条件下では、海底に堆積した自生粘土鉱物中のマグネシウムが鉄に置き換わり、海水からのマグネシウムの除去速度が遅くなりました。珪酸質生物の放散前に海水中のシリカが豊富であったこと、そして無酸素状態の海底への生物擾乱が限られていたことが、顕生代の他の地域と比較して、これらの粘土の堆積速度を速めました。これに加え、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、Mg 2+ /Ca 2+の減少を遅らせ、アラゴナイトの沈殿を促進しました。[ 44 ]

自生粘土の堆積に適した条件は、ラーガーシュテッテンの形成にも理想的であり、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た。[ 36 ]

フローラ

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。主要な分類群は、海生大型藻類であるフキシアノスピラ、シノシリンドラ、マルポリアであった。この時代には石灰質大型藻類は知られていない。 [ 46 ]

カンブリア紀には陸上植物（胚植物）の化石は知られていない。しかし、5億年前のカンブリア紀の干潟や海岸にはバイオフィルムや微生物マットが発達しており[ 47 ]、微生物が地球微生物生態系を形成していた。これは現代の砂漠地帯の土壌地殻に匹敵し、土壌形成に貢献していた。[ 48 ] [ 49 ]分子時計の推定によると、陸生植物は中期カンブリア紀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、温室効果ガスであるCO2が大気から隔離されて大規模に除去されるようになったのはオルドビス紀まで待たなければならなかった[ 50 ] 。

陸上植物はカンブリア紀に出現した可能性があるが、その証拠は断片的で議論の余地があり、陸上植物の最も古い明確な証拠は、次のオルドビス紀のものである。[ 51 ]分子時計の推定により、一部の研究者はカンブリア紀に節足動物が陸地に定着したと示唆しているが、これもまた、最も古い物理的証拠は、次のオルドビス紀のものである。[ 52 ]

海洋生物

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カンブリア爆発は、急速な多細胞生物の成長期でした。カンブリア紀の動物のほとんどは水生でした。かつて三葉虫が当時の優勢な生命体と考えられていましたが[ 53 ]、これは誤りであることが証明されました。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ごく一部に過ぎませんでした。三葉虫が一見豊富に存在していたのは、炭酸カルシウム（CaCO3）で強化された重装甲によるものでした。炭酸カルシウムは、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、多くの化石が保存されています[ 54 ] 。

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。エディアカラ生物相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。この行動は基質に重大かつ不可逆的な影響を及ぼし、海底生態系を一変させた。カンブリア紀以前は、海底は微生物マットで覆われていた。カンブリア紀末までに、穿孔動物が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、新しい生態学的地位が生まれた。[ 55 ]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[ 56 ]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。[ 57 ]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、鉱化門は一般的に底生起源であるため、（より豊富な）非鉱化門の良い代理としてはならない可能性がある。[ 58 ]

バージェス頁岩から発見されたマルガレチア・ドーラスの復元図。かつては緑藻類と考えられていたが、現在では半索動物であることが分かっている[ 59 ]

カンブリア紀初期には生物の多様化が見られ、「カンブリア爆発」と呼ばれるほどでしたが、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、新たに出現した種の数を上回りました。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 5 分の 1 から 3 分の 1 にまで低下しました。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上昇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復活しました。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。[ 60 ] [ 61 ]

海洋生物は、海中の酸素レベルが低く変動する環境下で生息していました。酸素の少ない深海水が浅海域に湧昇すると、生物は大量絶滅の危機に瀕し、最終的には生物多様性の増加につながる可能性があります。[ 36 ]

さまざまな節足動物（三葉虫、膜鰓亜綱、放線歯類）、海綿動物、棘皮動物、その他さまざまなグループを含む、マルジュム生物相の芸術的再構成

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、絶滅した節足動物群であるユー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。[ 62 ]クリマクナイト類の足跡を作った生物の化石は発見されていないが、化石の足跡と休息痕は、ナメクジのような大型の軟体動物の存在を示唆している。[ 63 ]

後の時代とは対照的に、カンブリア紀の動物相はいくぶん限られており、浮遊生物は少なく、大多数が海底かその近くに生息していた。[ 64 ]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。[ 64 ]

カンブリア紀には多くの保存様式が特異であり、中には軟体部を保存しているものもあり、その結果、ラーゲルシュテッテン層が豊富に存在する。これには、シリウス・パセット[ 65 ] [ 66 ] 、シンスク藻類レンズ[ 67 ]、茅天山頁岩[ 68 ]、エミュー湾頁岩[ 69 ]、バージェス頁岩[ 70 ] [ 71 ] [ 72 ]などが含まれる。

シンボル

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。 [ 73 ] Unicode 文字はU+A792 Ꞓバー付きラテン大文字Cです。[ 74 ] [ 75 ]

参照

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