캄브리아기
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1. 개요
캄브리아기는 고생대에서 가장 오래된 시기로, 웨일스어 'Cymru'의 라틴어 번역에서 유래되었다. 이 시기는 약 5억 4100만 년 전부터 약 4억 8540만 년 전까지이며, 캄브리아기 대폭발로 알려진 급격한 다세포 생물의 성장, 특히 해양 생물의 다양성이 나타났다. 캄브리아기는 테르뇌브세, 캄브리아기 제2세, 먀오링세, 푸룽세의 네 시기로 구분되며, 각 시기는 다시 여러 절로 나뉜다. 캄브리아기 동안 대륙은 현재와 다른 위치에 있었고, 온실 기후 조건이었다. 대한민국에서는 조선 누층군의 일부 지층이 캄브리아기에 속한다.
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| 캄브리아기 | |
|---|---|
| 개요 | |
| 시대 | 고생대 |
| 기간 | 5억 3880만 년 전 ~ 4억 8540만 년 전 |
| 제안자 | 애덤 세지윅, 1835년 |
| 하한 정의 | 흔적 화석 Treptichnus pedum의 출현 |
| 하한 GSSP 위치 | 포춘 헤드 단면, 뉴펀들랜드, 캐나다 |
| 하한 GSSP 승인일 | 1992년 |
| 상한 정의 | FAD 콘 Iapetognathus fluctivagus의 |
| 상한 GSSP 위치 | 그린포인트 단면, 그린 포인트, 뉴펀들랜드, 캐나다 |
| 상한 GSSP 승인일 | 2000년 |
| 해수면 | |
| 해수면 변화 | 4m에서 90m로 꾸준히 상승 |
| 지리적 특징 | |
 | |
| 생물 | |
| 주요 사건 | 캄브리아기 폭발 |
| 특징적인 생물군 | 에디아카라 동물군 버지스 혈암 유형의 동물군 소형 패각 화석군 |
| 지질 | |
| 주요 사건 | 캄브리아기 기질 혁명 |
| 기타 정보 | |
| 이전 이름 | 캠브리아 |
| 시대 구분 | 푸롱기 묘령기 캄브리아기 제2세 테레누에보기 |
2. 명칭과 역사
"캄브리아기"라는 용어는 웨일스의 웨일스어 이름인 ''Cymru''의 라틴어 번역에서 유래되었으며, 이 시대의 암석이 처음 연구된 곳이다.[16] 1835년 애덤 세지윅이 캄브리아기를 하부, 중부, 상부의 세 그룹으로 나누면서 명명했다.[16] 그는 로데릭 머치슨과 함께 캄브리아기와 그 위에 있는 실루리아기 사이의 경계를 정의했으나, 초기 합의는 오래가지 못했다.[12]
캄브리아기는 테르뇌브세, 캄브리아기 제2세, 먀오링세, 푸룽세의 네 시기로 구분된다. 각 시기는 다시 여러 개의 절로 나뉜다. 캄브리아기의 하부 경계는 트렙토이크누스 페둠이라는 생흔 화석의 첫 출현으로 정의되며, 이는 약 5억 4100만 년 전에 해당한다.[4]
세지윅은 암석 유형을 사용하여 캄브리아기 지층을 식별했다. 그러나 실루리아기의 명확한 화석 기록을 통해 머치슨은 유럽과 러시아 전역에서 비슷한 시대의 암석을 연관시킬 수 있었다. 더 많은 수의 화석이 오래된 암석에서 확인되면서, 머치슨은 실루리아기의 기저부를 세지윅의 "상부 캄브리아기"로 확장했다. 1852년 세지윅 등의 현장 조사에서 실루리아기 내에 부정합이 나타났고, 두 지층 간의 동물군에 명확한 차이가 있다는 사실이 밝혀지면서 상황은 더욱 복잡해졌다.[13][12] 세지윅은 실루리아기의 상당 부분을 "자신의" 캄브리아기로 주장했고, 캄브리아기는 식별 가능한 화석 기록을 갖게 되었다.
캄브리아기와 실루리아기 사이의 경계를 둘러싼 두 지질학자와 지지자들 사이의 분쟁은 1879년 찰스 랩워스가 논쟁의 대상이 된 지층이 자체 시스템에 속하며, 이를 오르도비스기라고 명명하면서 해결되었다.[12]
고생대에서 가장 오래된 시기인 캄브리아기라는 용어는 1960년 제21차 국제 지질 학회에서 공식적으로 합의되었다.[16]
3. 지질학
캄브리아기에는 선캄브리아 시대에 형성된 해양이 지구상의 거의 모든 곳을 덮었다. 해중에서는 다양한 종류의 해양 생물이 나타났고, 특히 삼엽충[79] 등의 절지동물이 번성했으며, 조류가 발달했다.
캄브리아기 동안 발생한 운석 충돌은 다음과 같다.이름 위치 지름 생성 시기 (년) 비고 뇌그룬트 크레이터 핀란드만 에스토니아 20km 약 5억 3천 5백만 지름 7km, 6km의 내부 능선 두 개와 지름 8km의 외부 능선. 지름 1km 소행성 충돌.[22] 가르드노스 크레이터 노르웨이 부스케루드 5km 5억±1천만 얕은 해양 환경에서 충돌, 크레이터 가장자리 붕괴로 산사태와 잔해류 발생.[23] 프레스킬 크레이터 캐나다 퀘벡 24km 5억 년 전 또는 그 이후 글릭슨 크레이터 서호주 19km 약 5억 8백만 미자라이 크레이터 리투아니아 5km 5억±1천만 뉴포트 구조 미국 노스다코타 3.2km 약 5억 년 전 또는 약간 더 젊음 [24]
3. 1. 층서학
캄브리아기는 테르뇌브세, 캄브리아기 제2세, 먀오링세, 푸룽세의 네 시기로 구분된다. 각 시기는 다시 여러 개의 절로 나뉜다. 캄브리아기의 하부 경계는 트렙토이크누스 페둠이라는 생흔 화석의 첫 출현으로 정의되며, 이는 약 5억 4100만 년 전에 해당한다.[4]
캄브리아기는 전통적으로 삼엽충[79]이 처음 나타난 시기로 정의되었으나, 최근에는 탄소-13의 일시적 감소 현상을 근거로 캄브리아기의 시작 연대가 5억 4200만 년 ± 30만 년 전으로 제시되기도 했다. 전 세계적인 층서 상관 관계를 위해 국제층서위원회(ICS)는 캄브리아계, 3개의 기 및 6개의 절의 경계를 전 지구 경계 층서 표준 단면과 지점(GSSP)에 의해 정의한다.[4]
캄브리아기에는 선캄브리아 시대에 형성된 해양이 지구상의 거의 모든 곳을 덮었다. 해중에서는 다양한 종류의 해양 생물이 나타났고, 특히 삼엽충 등의 절지동물이 번성했으며, 조류가 발달했다.
3. 1. 1. 에디아카라기-캄브리아기 경계
캄브리아기의 하부 경계는 원래 삼엽충[79]과 같은 복잡한 생명체가 처음 나타난 시기로 정의되었다. 그러나 작은 껍데기 화석과 에디아카라 생물군이 삼엽충보다 먼저 나타났다는 사실이 밝혀지면서 캄브리아기의 시작을 더 정확하게 정의해야 할 필요성이 생겼다.[14]
1994년, 뉴펀들랜드 포춘 헤드의 연속적인 퇴적 시퀀스가 캄브리아기의 공식적인 시작점으로 결정되었다. 이 지점은 ''Treptichnus pedum''이라는 생흔 화석이 처음 나타나는 곳으로, 전 세계적인 지질학적 연관성을 갖는다.[14] 다만, ''T. pedum'' 화석이 GSSP보다 몇 미터 아래에서 발견되면서, 현재는 ''T. pedum''의 흔적 화석 집합체가 캄브리아기 시작을 나타내는 기준으로 사용된다.[14][15]
이러한 공식적인 지정 덕분에 전 세계 캄브리아기 지층 샘플에 대한 방사성 연대 측정이 가능해졌다. 초기에는 5억 7천만 년 전이라는 연대가 지지를 받았지만,[14] 현재는 이 측정 방법이 부정확한 것으로 간주된다. 현대적인 방사성 연대 측정 결과, 캄브리아기의 시작은 5억 3880만 년 ± 20만 년 전으로 추정된다.[4] 이 연대는 탄소-13의 급격한 감소와 일치하며, 이는 전 세계적인 현상으로 에디아카라기 화석(''Namacalathus'', ''Cloudina'')의 소멸과 관련이 있다. 그러나 일각에서는 오만의 연대 측정 지점이 에디아카라기-캄브리아기 경계가 아니라 해양 환경 변화를 나타낸다는 주장도 있으며, 5억 4400만 년에서 5억 4200만 년 전의 연대가 더 적절하다는 의견도 있다.[14]
3. 1. 2. 테르누비안
테르누비안은 캄브리아기의 가장 하위 시기로, 538.8 ± 0.2 Ma에서 약 521 Ma까지 지속되었다. 포르투니안과 명칭이 없는 2단계로 나뉜다.[4] 테르누비안이라는 명칭은 2007년 국제 지질 과학 연맹(IUGS)에서 비준되었다. 테르누비안의 기저를 정의하는 GSSP는 캐나다 동부 뉴펀들랜드의 부린 반도에 있는 포춘 헤드에 있다.
테르누비안은 캄브리아기에서 삼엽충 화석이 없는 유일한 시기이다. 테르누비안의 하부는 복잡하고 퇴적물을 관통하는 현생누대형 생흔 화석으로, 상부는 작은 껍질 화석으로 특징지어진다.[16]
3. 1. 3. 캄브리아기 제2세
캄브리아기 제2세는 약 5억 2100만 년 전부터 약 5억 900만 년 전까지 지속되었다. 캄브리아기는 테르뇌브세, 캄브리아기 제2세, 먀오링기, 푸룽세로 나뉘는데, 캄브리아기 제2세는 이 중 두 번째 시기에 해당한다. 캄브리아기 제2세는 다시 캄브리아기 제3기와 캄브리아기 제4기로 나뉜다.[4]
3. 1. 4. 먀오링세
캄브리아기 먀오링세는 캄브리아기의 세 번째 시기로, 대략 509Ma에서 497Ma까지 지속되었다. 이전 문헌에서는 중기 캄브리아기와 거의 동일하게 취급되었다. 먀오링세는 우리안, 드루미안, 구장기로 나뉜다.
3. 1. 5. 푸룽세
캄브리아기의 네 번째 세이자 최상위 시기로, 약 4억 9700만 년 전부터 4억 8540만 ± 190만 년 전까지이다. 파이비안, 장산기, 캄브리아기 10기로 나뉜다.[79]
3. 1. 6. 캄브리아기-오르도비스기 경계
캄브리아기의 끝은 대량멸종 사건으로 정해진다. 방사성 탄소 연대 측정법으로 캄브리아기의 끝은 4억 9000만 년 전으로 정해졌으나 학자에 따라 2000만 년 정도 차이가 있다. 캄브리아기-오르도비스기 경계는 캐나다 서부 뉴펀들랜드의 그린 포인트에 위치하며, 그 시기는 4억 8540만 년 전으로 추정된다. 이 경계는 코노돈트의 일종인 ''Iapetognathus fluctivagus''의 출현으로 정의된다.
3. 2. 운석 충돌 구조
| 이름 | 위치 | 지름 | 생성 시기 (년) | 비고 |
|---|---|---|---|---|
| 뇌그룬트 크레이터 | 핀란드만 에스토니아 | 20km | 약 5억 3천 5백만 | 지름 7km, 6km의 내부 능선 두 개와 지름 8km의 외부 능선. 지름 1km 소행성 충돌.[22] |
| 가르드노스 크레이터 | 노르웨이 부스케루드 | 5km | 5억±1천만 | 얕은 해양 환경에서 충돌, 크레이터 가장자리 붕괴로 산사태와 잔해류 발생.[23] |
| 프레스킬 크레이터 | 캐나다 퀘벡 | 24km | 5억 년 전 또는 그 이후 | |
| 글릭슨 크레이터 | 서호주 | 19km | 약 5억 8백만 | |
| 미자라이 크레이터 | 리투아니아 | 5km | 5억±1천만 | |
| 뉴포트 구조 | 미국 노스다코타 | 3.2km | 약 5억 년 전 또는 약간 더 젊음 | [24] |
4. 고지리
캄브리아기 동안의 대륙 위치는 고지자기, 고생물지리, 구조, 지질학적, 고기후 데이터를 기반으로 재구성된다. 대부분의 모델은 광대한 판탈라사 해가 북반구를 덮고, 대륙이 남반구에 위치했다는 데 동의한다.
4. 1. 로렌시아
캄브리아기 동안 로렌시아는 적도를 가로지르거나 그 근처에 위치해 있었다. 캄브리아기 중기에 남쪽으로 이동하며 약 20° 반시계 방향으로 회전한 후, 캄브리아기 후기에 다시 북쪽으로 이동했다.[27]후기 신원생대 (또는 캄브리아기 중기)에 곤드와나로부터 로렌시아가 열개된 후 이아페투스 해가 열리면서, 로렌시아는 주로 수동 대륙 연변으로 둘러싸였고 대륙의 상당 부분이 얕은 바다로 덮여 있었다.[27]
로렌시아가 곤드와나로부터 분리되면서 대륙의 일부 지괴가 로렌시아로부터 열개되었고, 그 사이에 좁은 타코닉 해협이 열렸다. 이 지괴의 잔해는 현재 스코틀랜드 남부, 아일랜드, 뉴펀들랜드에서 발견된다. 이아페투스 해에서 지괴의 남동쪽 또는 타코닉 해협에서 북서쪽으로의 대양 내 섭입은 섬 호의 형성을 초래했다. 이것은 캄브리아기 후기에 지괴에 부착되었고, 지괴 아래로 남동쪽으로 기울어진 섭입을 유발하여 주변 해협이 닫히게 되었다. 이 지괴는 초기 오르도비스기에 로렌시아와 충돌했다.[30]
캄브리아기 초가 끝날 무렵, 로렌시아의 남동쪽 가장자리를 따라 열개가 일어나면서 쿠야니아 (현재 아르헨티나의 일부)가 와치타 만에서 분리되었고, 캄브리아기와 초기 오르도비스기를 거쳐 계속 넓어지는 새로운 해양이 형성되었다.[30]
4. 2. 곤드와나
곤드와나는 다른 캄브리아기 대륙의 3배에 달하는 거대한 대륙이었다. 신원생대부터 활발했던 섭입대는 곤드와나의 가장자리 대부분을 따라 뻗어 있었다.
4. 3. 발티카
캄브리아기 동안 발티카는 60° 이상 반시계 방향으로 회전하며 북쪽으로 이동하기 시작했다.[30] 이러한 회전은 발티카와 곤드와나 사이의 란 해에서 발생한 주요 주향 이동 단층 운동에 의해 수용되었다.[27]발티카는 중위에서 고위 남위도에 위치해 있었으며, 이아페투스 해에 의해 로렌시아와, 란 해에 의해 곤드와나와 분리되어 있었다. 발티카는 얕은 바다로 분리된 두 개의 대륙, 페노스칸디아와 사르마티아로 구성되었다.[27][30] 이곳에 퇴적된 퇴적물은 선캄브리아 시대의 부정합 위에 위치한 기반암을 덮고 있었다. 조립질 퇴적물이 없다는 것은 크레이톤 중앙에 저지대 지형이 있었음을 나타낸다.[27]
발티카의 북동쪽 가장자리를 따라 에디아카라기 티마니아 조산운동과 관련된 섭입과 호상 화성 활동이 종말을 향해 가고 있었다. 이 지역에서 캄브리아기 초기에서 중기는 퇴적이 없는 시기였으며, 캄브리아기 후기의 열개 및 퇴적이 뒤따랐다.[35]
발티카의 남동쪽 가장자리 역시 수렴 경계였으며, 섬 아크와 미세 대륙이 크레이톤에 부착되었지만, 자세한 내용은 불분명하다.[27]
4. 4. 시베리아
시베리아는 캄브리아기 초에 서쪽 곤드와나와 발티카 북쪽에 인접하여 시작되었다. 시베리아는 아에기르 해가 발티카와 시베리아 사이에 열리면서 북서쪽으로 이동하여 적도 가까이 다가갔다.[27][29] 대륙의 상당 부분은 광범위한 고배류 암초가 있는 얕은 바다로 덮여 있었다. 당시 대륙 북쪽 3분의 1 (현재의 남쪽, 시베리아는 캄브리아기 이후 180° 회전했다)은 수렴 경계에 인접해 있었고 산악 지형을 이루었다.[27]후기 신원생대부터 오르도비스기까지, 일련의 섬 호가 시베리아의 당시 북동쪽 경계에 부착되었고, 광범위한 호 및 후열도 화산 활동이 동반되었다. 이들은 현재 알타이-사얀 지괴를 형성한다.[27][35] 당시 서쪽 가장자리에서는 후기 신원생대에서 초기 캄브리아기까지의 열개 작용에 이어 수동 경계가 발달했다.[35]
당시 북쪽에서 시베리아는 좁고 천천히 열리는 몽골-오호츠크 해에 의해 중앙 몽골 지괴와 분리되었다. 중앙 몽골 지괴의 북쪽 가장자리는 판탈라사와 수렴했으며, 몽골-오호츠크 해를 마주한 남쪽 가장자리는 수동적이었다.[27]
4. 5. 중앙아시아
캄브리아기 동안 고생대 후기에 카자흐스탄을 형성할 지괴는 북중국 남쪽에 위치한 대양 내 수렴판 경계를 따라 일련의 섬 호와 도해 복합체였다.[35]4. 6. 북중국
초기 캄브리아기 동안 북중국은 적도에서 열대 위도에 위치해 있었지만, 정확한 위치는 알려져 있지 않다.[29] 지괴의 대부분은 얕은 바다로 덮여 있었고, 북서부와 남동부에 육지가 있었다.[27]
북중국 북부는 캄브리아기 후기에 섭입이 시작되고 바이나이먀오 호가 발달하기 전까지 수동적 가장자리였다. 그 남쪽에는 남서쪽으로 기울어진 섭입대가 있는 수렴형 가장자리가 있었고, 그 너머에는 북친링 지괴(현재 친링 조산대)가 있었다.[35]
4. 7. 남중국과 안나미아
남중국과 안나미아는 하나의 대륙을 형성했다. 이 대륙과 곤드와나 사이의 주향 이동 단층 운동은 곤드와나의 인도 지역 해안에서 서호주 지역 부근으로 꾸준히 북쪽으로 이동하는 것을 가능하게 했다. 이러한 북쪽 이동은 석회암이 점진적으로 증가하고 동물군의 다양성이 증가하는 것으로 증명된다.[27]남중국의 북쪽 가장자리(남친링 블록 포함)는 수동형 대륙 가장자리였다.[27]
동남쪽 가장자리를 따라, 초기 캄브리아기 화산암은 송마 봉합대에서 섬 호가 붙어있음을 나타낸다. 또한, 캄브리아기 초기에 남중국의 동쪽 가장자리는 수동형에서 활동형으로 바뀌어 현재 일본 지형의 일부를 형성하는 해양 화산 섬 호가 발달했다.[27]
5. 기후
캄브리아기는 대체로 온난하고 극지방에는 빙하가 없었던 것으로 여겨진다.[36][37] 열대 탄산염 플랫폼, 고배류 암초, 보크사이트의 광범위한 위도 분포, 증발암 및 칼시(calcrete) 퇴적물과 같은 기후 지표 퇴적물의 분포를 통해 온실 기후 조건이었음을 알 수 있다.[36][37] 캄브리아기 후기에는 삼엽충 지방의 분포 또한 중간 정도의 극-적도 온도 기울기만을 나타낸다.[37] 아발로니아의 고위도 지역에서 빙하 작용의 증거가 있지만, 이러한 퇴적물이 캄브리아기 초기인지 실제로 신원생대 후기인지 불분명하다.[36]
전 지구 평균 온도(GAT)는 측정 방법에 따라 다르지만, 일부 측정에서는 40°C 이상인 반면, 여러 자료를 결합한 모델에서는 테르뉴브 시대에 약 20-22°C에서 시작하여 캄브리아기 나머지 기간 동안 약 23-25°C까지 증가하는 것으로 나타났다.[37][38] 따뜻한 기후는 대기 중 이산화 탄소 수치의 증가와 관련이 있었으며, 곤드와나의 조립은 새로운 수렴형 판 경계와 대륙 가장자리 호 마그마 작용의 발달을 통해 지각판의 재조직을 이끌었고, 이는 기후 온난화를 촉진하는 데 기여했다.[38][39] 스테이지 4 동안 그리고 초기 먀오링기까지의 칼카린지 대규모 화성암(LIP) 현무암의 분출 역시 대기 중으로 다량의 이산화 탄소, 메탄, 이산화 황을 방출하여 급격한 기후 변화와 해수면 온도 상승을 초래했다.[39]
최대 해수면 온도에 대한 불확실성이 존재한다. 이들은 해양 암석의 δ18O 값을 사용하여 계산되며, 캄브리아기 해수의 δ18O 수준이 현생 누대 나머지 기간에 비해 어느 정도인지에 대한 논쟁이 계속되고 있다.[37][40] 열대 해수면 온도 추정치는 약 28-32°C,[37][40]에서 약 29-38°C까지 다양하다.[41][36] 현대 열대 해수면 평균 온도는 26°C이다.[37]
대기 중 산소 수준은 신원생대부터 광합성 생물의 증가로 인해 꾸준히 상승했다. 캄브리아기 수준은 약 3%에서 14% 사이에서 변동했다(현재 수준은 약 21%). 낮은 대기 중 산소 수준과 따뜻한 기후는 해양의 용존 산소 농도를 낮추고 심해 해역에서 광범위한 무산소증을 초래했다.[38][42]
산소 수준, 해양 수역의 생지화학 그리고 생명체의 진화 사이에는 복잡한 관계가 존재한다. 새롭게 진화한 굴을 파는 생물들은 산소가 풍부한 표층 해수에 무산소 퇴적물을 노출시켰다. 이러한 생물 교란은 유기 탄소와 황의 매몰률을 감소시켰고, 시간이 지남에 따라 대기 및 해양의 산소 수준을 감소시켜 광범위한 무산소 상태를 초래했다.[43] 대륙 풍화의 속도가 증가하는 시기는 해양으로의 영양분 공급 증가로 이어져 식물 플랑크톤의 생산성을 높이고 다세포 생물의 진화를 자극했다. 그러나 영양분 공급의 급격한 증가는 부영양화로 이어졌고, 이로 인해 식물 플랑크톤 수가 급증하여 주변 해역의 산소가 고갈되었다.[38][44]
산소 수준 증가의 펄스는 증가된 생물 다양성과 관련이 있다; 산소 수준 증가는 생물의 증가된 신진대사 요구를 지원하고, 해저의 서식 가능 지역을 확장함으로써 생태적 지위를 증가시켰다. 반대로, 해수면 변화, 해양 순환, 심해에서 솟아오르는 용승 및/또는 생물학적 생산성으로 인한 산소 부족 수역의 침입은 서식 가능 지역을 제한하고, 생태적 지위를 감소시키며, 지역 및 전 지구적 멸종 사건을 초래하는 무산소 상태를 생성했다.[42][43][44]
전반적으로 이러한 역동적이고 변동적인 환경은, 멸종 사건을 초래하는 전 지구적 및 지역적 무산소 침입과 생물 다양성을 자극하는 해양 산소 공급 증가 시기를 통해, 진화적 혁신을 촉진했다.[43][38][44]
6. 지구화학
캄브리아기 동안 동위원소 비율 변동은 현생누대 후기보다 더 빈번하고 두드러졌으며, 최소 10개의 탄소 동위원소 (δ13C) 이동이 확인되었다.[16] 이러한 변동은 대륙 호상 화산 활동의 전 지구적 속도, 풍화 작용 속도, 해양 환경으로 유입되는 영양소 수준, 해수면 변화, 그리고 굴을 파는 동물군의 산소 수준에 대한 영향과 같은 생물지구화학적 변화를 기록한다.[38][44][39]
6. 1. 동위원소 변동
캄브리아기 동안 동위원소 비율 변동은 현생누대 후기보다 더 빈번하고 두드러졌으며, 최소 10개의 탄소 동위원소 (δ13C) 이동(전 지구적 동위원소 비율의 상당한 변동)이 확인되었다.[16] 이러한 변동은 대륙 호상 화산 활동의 전 지구적 속도, 풍화 작용 속도, 해양 환경으로 유입되는 영양소 수준, 해수면 변화, 그리고 굴을 파는 동물군의 산소 수준에 대한 영향과 같은 생물지구화학적 변화를 기록한다.[38][44][39]6. 1. 1. 캄브리아기 기저
캄브리아기 기저 δ13C 엑스커션(BACE)은 낮은 δ238U와 증가된 δ34S와 함께 광범위한 얕은 해양 무산소 상태를 나타내며, 이는 에디아카라 시기의 아크리타크 멸종과 동시에 일어난다. 이는 좌우대칭동물의 급격한 출현과 다양화로 이어진다.6. 1. 2. 캄브리아기 제2세와 제3세
초기 캄브리아기 동안, 87Sr/86Sr 비율이 대륙의 풍화 작용 증가에 따라 상승했다. 이는 영양분의 해양 유입을 증가시켰고, 유기물 매몰률을 높였다.[45] 장기간에 걸쳐, 유기 탄소 매몰로 방출된 추가적인 산소는 황철석(FeS2) 매몰률 감소(또한 산소를 방출하는 과정)에 의해 균형을 이루어, 대기 중 산소 농도를 안정적으로 유지했다. 그러나 초기 캄브리아기 동안, 일련의 연계된 δ13C 및 δ34S 변동은 생물학적으로 생산적이지만 무산소 해저 환경에서 유기 탄소와 황철석의 높은 매몰률을 나타낸다. 이러한 과정에 의해 생성된 산소 풍부한 물은 심해에서 얕은 해양 환경으로 확산되어, 해저의 서식 가능 구역을 확장시켰다.[16][46] 이러한 산소 펄스는 작은 껍데기 화석의 방산과 캄브리아기 절지동물 방산 동위원소 변동(CARE)과 관련이 있다.[45] 심해의 산소화된 물의 증가는 궁극적으로 유기 탄소와 황철석 매몰 수준을 감소시켜 산소 생산 감소와 무산소 조건의 재형성을 초래했다. 이러한 주기는 초기 캄브리아기 동안 여러 번 반복되었다.[16][46]
6. 1. 3. 캄브리아기 제4세에서 초기 먀오링세
칼카린지 대규모 화성 활동(LIP) 현무암의 분출이 시작되면서 대기 중으로 다량의 이산화탄소, 메탄, 이산화황이 방출되었다. 이러한 변화는 세 번의 크고 빠른 δ13C 변화로 나타난다. 온도가 상승하면서 전 세계적으로 해수면이 상승하여 대륙붕과 내륙 지역이 심해의 무산소성 해수로 침수되었고, 고배(古杯) 산호초의 탄산염 플랫폼이 물에 잠겨 유기물이 풍부한 검은 셰일의 광범위한 축적을 초래했다. 신스크 무산소 멸종 사건으로 알려진 이것은 현생누대 최초의 대멸종인 5억 1300만 년 전 ~ 5억 800만 년 전의 보토만-토요니안 멸종(BTE)을 촉발했으며, 고배류와 고생물이 멸종하고 생물 다양성이 크게 감소했다.[39][46] 해수면 상승은 전 세계적인 87Sr/86Sr 감소로도 입증된다. 대륙 지역의 침수는 대륙 풍화 속도를 감소시켜 바다로 유입되는 87Sr을 줄이고 해수의 87Sr/86Sr을 낮췄다.[45][16]6. 1. 4. 초기 푸룽세
곤드와나 산맥의 더 깊은 지층이 계속 침식되면서 87Sr/86Sr의 최고조와 스텝토 양성 탄소 동위원소 변동(SPICE)로 알려진 긍정적인 δ13C 및 δ34S 변동이 나타났다.[39] 이는 초기 캄브리아기의 2단계 및 3단계와 비슷한 지구화학적 조건이 있었음을 보여주며, 해저 무산소 상태가 확장되어 유기물과 황철석의 매몰 속도가 증가했다.[45] 이러한 무산소 해저 상태의 증가는 마르주미드와 다메셀리드 삼엽충의 멸종을 가져왔고, 이어서 산소 수치가 증가하면서 플랑크톤이 번성하게 되었다.[16][38]6. 2. 해수 내 마그네슘/칼슘 동위원소 비율
후기 에디아카라기부터 초기 캄브리아기 동안 산소 수준이 증가하면서 해양 산도가 감소하고 해수 내 칼슘 농도가 증가했다.[48] 그러나 아라고나이트에서 방해석 바다로의 단순한 전환은 없었고, 오히려 캄브리아기 동안 길고 가변적인 변화가 있었다. 아라고나이트 및 고마그네슘 침전은 에디아카라기부터 캄브리아기 2기에 걸쳐 계속되었다. 저마그네슘 방해석 골격 경질 부위는 캄브리아기 2세에 나타났지만, 이 시기에도 아라고나이트의 무기 침전이 발생했다.[48] 혼합 아라고나이트-방해석 바다는 중기 및 후기 캄브리아기를 거쳐 계속되었으며, 완전한 방해석 바다는 초기 오르도비스기에 이르러서야 확립되었다.[48]7. 식물상
캄브리아기 식물군은 에디아카라기 식물군과 거의 다르지 않았다. 주요 분류군은 해양 거대 조류인 ''Fuxianospira'', ''Sinocylindra'', ''Marpolia''였다. 이 시기에는 석회질 거대 조류는 알려진 바가 없다.[49]
육상 식물 화석은 캄브리아기에 알려진 바가 없다. 그러나 5억 년 전 캄브리아기 조간대와 해변에는 생물막과 미생물 매트가 잘 발달되어 있었으며, 사막 지역의 현대 토양 피각과 유사한 미생물이 미생물 지구 생태계를 형성하여 토양 형성에 기여했다.[50][51] 분자 시계 추정치는 육상 식물이 중기 또는 후기 캄브리아기에 처음 출현했을 수 있음을 시사하지만, 이에 따른 대규모 온실 기체 CO2의 대기 중 제거는 오르도비스기까지 시작되지 않았다.[52]
8. 해양 생물
캄브리아기 대폭발은 다세포 생물이 급격하게 성장한 시기였다. 캄브리아기 동안 대부분의 동물은 물속에서 살았다. 삼엽충은 한때 당시 지배적인 생명체로 여겨졌으나, 이는 잘못된 것으로 밝혀졌다.[53] 절지동물이 바다에서 가장 지배적인 동물이었지만, 삼엽충은 전체 절지동물 다양성의 작은 부분을 차지했다. 삼엽충이 풍부하게 보였던 이유는 탄산 칼슘(CaCO3)으로 강화된 두꺼운 갑옷 때문이었는데, 이는 다른 절지동물의 연약한 키틴질 외골격보다 화석화가 훨씬 쉬워 수많은 유해가 보존되었기 때문이다.[54]
이 시기는 지구 생물권의 다양성과 구성에 급격한 변화를 가져왔다. 에디아카라 생물군은 캄브리아기 초에 대량 멸종을 겪었는데, 이는 굴을 파는 행동의 풍부함과 복잡성의 증가와 일치했다. 이러한 행동은 기질에 심오하고 돌이킬 수 없는 영향을 미쳐 해저 생태계를 변화시켰다. 캄브리아기 이전에는 해저가 미생물 매트로 덮여 있었다. 캄브리아기 말까지, 굴을 파는 동물들은 생물 교란을 통해 많은 지역에서 매트를 파괴했다. 그 결과, 매트에 의존했던 많은 유기체는 멸종되었고, 다른 종들은 새로운 생태적 지위를 제공하는 변화된 환경에 적응했다.[55] 이와 동시에, 문을 포함한 모든 광물화된 계통의 대표자들이 갑자기 나타난 것으로 보였으며, 여기에는 한때 하부 오르도비스기에만 나타났다고 생각되었던 태형동물이 포함되었다.[56][57] 그러나, 그러한 문의 대부분은 줄기군 형태로만 대표되었고, 광물화된 문은 일반적으로 저서 기원을 가지므로, (더 풍부한) 비광물화된 문에 대한 좋은 대용품이 아닐 수 있다.[58]
캄브리아기 초에는 캄브리아기 대폭발이라고 명명될 정도로 다양화가 이루어졌지만, 이 시기 후반에는 생물 다양성이 급격히 감소했다. 약 5억 1500만 년 전에 멸종하는 종의 수가 새로운 종의 출현 수를 초과했다. 5백만 년 후, 속의 수는 이전 최고치인 약 600개에서 450개로 감소했다. 또한 많은 그룹의 종 분화 속도가 이전 수준의 5분의 1에서 3분의 1 사이로 감소했다. 5억 년 전, 바다의 산소 수치가 급격히 떨어져 저산소증을 유발했고, 유독한 황화 수소의 수치가 동시에 증가하여 또 다른 멸종을 일으켰다. 캄브리아기 후반은 놀라울 정도로 황량했고, 여러 번의 급격한 멸종 사건의 증거를 보였다. 스트로마톨라이트는 고배류로 알려진 산호초를 건설하는 해면으로 대체되었는데, 고배류가 멸종되면서 다시 나타났다. 이러한 감소 추세는 오르도비스기 대폭발까지 바뀌지 않았다.[60][61]
이후 시대와는 대조적으로, 캄브리아기 동물군은 다소 제한적이었다. 부유 생물은 드물었고, 대부분은 해저에서 또는 해저 가까이에서 살았고,[62] 광물화 동물은 불리한 해양 화학으로 인해 미래 시대보다 드물었다.[62]
많은 보존 방식이 캄브리아기에 고유하며, 일부는 부드러운 신체 부위를 보존하여 Lagerstättende이 풍부하게 나타난다. 여기에는 시리우스 파세트,[63][64] 신스크 조류 렌즈,[65] 마오티안산 셰일,[66] 에무 베이 셰일,[67] 및 버제스 셰일이 포함된다.[68][69][70]
캄브리아기에는 선캄브리아 시대에 형성된 해양이 지구상의 거의 모든 곳을 덮었다. 해중에서는 다양한 종류의 해양 생물이 나타났고, 특히 삼엽충 등의 절지동물이 번성했으며, 조류가 발달했다.
삼엽충[79], 필석류, 완족류, 산호 등은 오래전부터 발견되었지만, 빈번하게 산출되는 생물군은 제한적이었다. 캄브리아기의 생물상의 다양성이 잘 알려지게 된 것은 버제스 셰일 동물군의 발견 이후이며, 특히 20세기 말의 재검토로 그 내용이 지금까지의 상상을 뛰어넘는다는 것이 밝혀졌다. 현재의 생물과 비교하여 매우 기이한 모습을 한 생물이 많이 발견되었으며, 이 시기의 생물군을 통칭하여 "캄브리아기 몬스터"라고도 불린다. 이 시기 초기에는 동물 문의 거의 모든 것이 출현한 것으로 생각되며, 이 시대에 동물의 다양성이 단번에 증대했을 가능성이 있다. 이를 캄브리아기 대폭발이라고 부른다.
9. 대한민국
대한민국에 분포하는 지층 중 조선 누층군의 태백층군 장산층(논란 있음), 묘봉층, 대기층, 세송층, 화절층과 영월층군의 삼방산층 및 마차리층이 캄브리아기에 속한다.
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