แคมเบรียน
แผนที่โลกเมื่อ 510 ล้านปีก่อน ในยุคแคมเบรียน ชุดที่ 2
ลำดับเหตุการณ์
−540 — – −535 — – −530 — – −525 — – −520 — – −515 — – −510 — – −505 — – -500 — – −495 — – −490 — – −485 — เอ็นพี ยุคพาลีโอโซอิก แคมเบรียน ยุคออร์โดวิเชียน T e r r e n e u v. ซีรีส์2​​​ M i a o. ฟู่ฟ่า​​​​​ ฟอร์ทูเนียน " ขั้นตอนที่ 2 " " ขั้นตอนที่ 3 " " ขั้นตอนที่ 4 " อู๋หลิวน ดรูเมียน กู่จ่างเกียน ไพเบียน เจียงซานเนียน " ด่านที่ 10 " เอเดียคารัน         ← ออร์สเตนฟอว์นา ← การสูญพันธุ์แบบเดรสบาเคียน ← เบอร์เจสเชล ← ไคลีไบโอตา ← การสูญพันธุ์ของอาร์คีโอไซอาธา ← หินดินดานอ่าวอีมู ← ซิริอุส พาสเซ็ตไบโอตา ← ชีวะเฉิงเจียง ← ไตรโลไบต์รุ่นแรก ← การกระจายตัว ของ SSF , แบรคิโอพอด กลุ่มแรก และอาร์คีโอไซอาธา ← halkieriidsตัวแรก, mollusсs , hyoliths SSF ← ยุคน้ำแข็งไบโคนูเรียน ยุคน้ำแข็งครั้งใหญ่ การแบ่งย่อยของยุคแคมเบรียนตามICSณ ปี 2024 [ 1 ]มาตราส่วนแกนตั้ง: ล้านปีก่อน
นิรุกติศาสตร์
ความเป็นทางการของชื่อ	เป็นทางการ
ข้อมูลการใช้งาน
วัตถุบนท้องฟ้า	โลก
การใช้งานในระดับภูมิภาค	ทั่วโลก ( ICS )
มาตราเวลาที่ใช้	มาตราเวลา ICS
คำนิยาม
หน่วยตามลำดับเวลา	ระยะเวลา
หน่วยทางธรณีวิทยา	ระบบ
เสนอครั้งแรกโดย	อดัม เซดจ์วิก , 1835
พิธีการช่วงเวลา	เป็นทางการ
การกำหนดขอบเขตล่าง	การปรากฏตัวของIchnofossil Trepichnus pedum
ขอบเขตล่าง GSSP	บริเวณฟอร์จูนเฮด รัฐนิวฟาวนด์แลนด์ ประเทศแคนาดา47.0762°N 55.8310°W47°04′34″เหนือ55°49′52″ตะวันตก / / 47.0762; -55.8310
GSSP ที่ต่ำกว่าได้รับการให้สัตยาบันแล้ว	สิงหาคม พ.ศ. 2535 (ฐานของแคมเบรียน) [ 2 ] : 5
การกำหนดขอบเขตบน	FADของConodont Iapetognathus fluctivagus
ขอบเขตบน GSSP	บริเวณกรีนพอยต์, กรีนพอยต์ , นิวฟาวนด์แลนด์, แคนาดา49.6829°N 57.9653°W49°40′58″เหนือ57°57′55″ตะวันตก / / 49.6829; -57.9653
GSSP ตอนบนได้รับการให้สัตยาบันแล้ว	มกราคม พ.ศ. 2543 [ 3 ] : 19
ข้อมูลบรรยากาศและภูมิอากาศ
ระดับน้ำทะเลเหนือระดับปัจจุบัน	เพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องจาก 4 เมตรเป็น 90 เมตร[ 4 ]

ยุคแคมเบรียน ( / ˈ k æ m b r i . ə n , ˈ k eɪ m -/ KAM -bree-ən, KAYM - ) เป็น ยุคทางธรณีวิทยาแรกของ ยุค พาลีโอโซอิกและยุคฟาเนโรโซอิก [ ^{5 ] ยุค}แคมเบรียนกินเวลา 51.95 ล้านปี ตั้งแต่สิ้นสุด ยุค เอเดียคารัน ก่อนหน้า 538.8 ล้านปีก่อน จนถึงจุดเริ่มต้นของ ยุค ออร์โดวิเชียน 486.85 ล้านปี ก่อน ^{[ 1 ]}

ทวีปส่วนใหญ่ตั้งอยู่ในซีกโลกใต้ล้อมรอบด้วยมหาสมุทรพันทาลัสซาอัน กว้างใหญ่ ^{[ 6 ]}การรวมตัวของกอนด์วานาในช่วงยุคเอเดียคารันและแคมเบรียนตอนต้นนำไปสู่การพัฒนาขอบเขตแผ่นเปลือกโลกบรรจบกัน ใหม่ และการเกิดหินอัคนีโค้งขอบทวีปตามขอบของมัน ซึ่งช่วยผลักดันอุณหภูมิโลกให้สูงขึ้น^{[ 7 ]}ลอเรนเทีย ตั้งอยู่ข้ามเส้นศูนย์สูตร แยกจากกอนด์วานาโดย มหาสมุทรไออาเพตัสที่กำลังเปิดออก^{[ 6 ]}

ยุคแคมเบรียนถือเป็นการเปลี่ยนแปลงครั้งสำคัญในชีวิตบนโลกก่อนหน้านี้ สิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่มีขนาดเล็กเป็นเซลล์เดียวและมีการเก็บรักษาซากดึกดำบรรพ์ได้ ไม่ดี สิ่งมีชีวิตที่มีโครงสร้างซับซ้อนและมีหลายเซลล์ค่อยๆ แพร่หลายมากขึ้นในยุคเอเดียคารัน แต่จนกระทั่งยุคแคมเบรียน ความหลากหลายของซากดึกดำบรรพ์จึงดูเหมือนจะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ซึ่งเป็นเหตุการณ์ที่เรียกว่าการระเบิดของแคมเบรียนทำให้เกิดตัวแทนกลุ่มแรกของไฟลัม สัตว์ส่วนใหญ่ใน ปัจจุบัน^{[ 8 ]}ยุคนี้ยังมีความพิเศษตรงที่มีสัดส่วนของ แหล่งสะสม ซากดึกดำบรรพ์ (lagerstätte ) สูงผิดปกติ ซึ่งเป็นแหล่งที่มีการเก็บรักษาซากดึกดำบรรพ์อย่างดีเยี่ยม โดยส่วนที่ "อ่อนนุ่ม" ของสิ่งมีชีวิตจะได้รับการเก็บรักษาไว้เช่นเดียวกับเปลือกที่ทนทานกว่า^{[ 9 ]}

คำว่าCambrianมาจากภาษาละตินของCymruซึ่งเป็นชื่อภาษาเวลส์ของเวลส์ที่ซึ่งมีการศึกษาหินในยุคนี้เป็นครั้งแรก^{[ 10 ]}คำศัพท์ทางธรณีวิทยานี้ได้รับการตั้งชื่อโดยAdam Sedgwickโดยอิงจากงานที่ทำในช่วงฤดูร้อนปี 1831 ในเวลส์เหนือ [ ^{11 ] Sedgwick}แบ่งออกเป็นสามกลุ่ม ได้แก่ Cambrian ตอนล่าง ตอนกลาง และตอนบน^{[ 10 ]}เขาได้กำหนดขอบเขตระหว่าง Cambrian และSilurian ที่อยู่ด้านบน ร่วมกับRoderick Murchisonในบทความร่วมของพวกเขาเรื่อง " เกี่ยวกับระบบ Silurian และ Cambrian ซึ่งแสดงลำดับที่ชั้นหินตะกอนที่เก่ากว่าสืบทอดกันในอังกฤษและเวลส์ " ^{[ 12 ]} (1836) ข้อเสนอที่จะเรียกช่วงเวลานี้ว่าCambrianนั้นอิงจากส่วนหนึ่งของชั้นหินที่แสดงถึงช่วงเวลาทางธรณีวิทยา^{[ 11 ]}

ข้อตกลงในช่วงแรกนี้ไม่ได้คงอยู่^{[ 12 ]}เนื่องจากฟอสซิลมีจำนวนน้อย เซดจ์วิกจึงใช้ประเภทหินในการระบุชั้นหินแคมเบรียน นอกจากนี้เขายังตีพิมพ์ผลงานเพิ่มเติมได้ช้า อย่างไรก็ตาม บันทึกฟอสซิลที่ชัดเจนของยุคไซลูเรียนทำให้เมอร์ชิสันสามารถเชื่อมโยงหินที่มีอายุใกล้เคียงกันทั่วทั้งยุโรปและรัสเซีย และเขาได้ตีพิมพ์ผลงานเกี่ยวกับเรื่องนี้อย่างกว้างขวาง เมื่อมีการระบุฟอสซิลจำนวนมากขึ้นในหินที่มีอายุมากกว่า เขาจึงขยายฐานของยุคไซลูเรียนลงไปใน "แคมเบรียนตอนบน" ของเซดจ์วิก โดยอ้างสิทธิ์ในชั้นหินที่มีฟอสซิลทั้งหมดสำหรับชุดไซลูเรียน "ของเขา" เรื่องต่างๆ ซับซ้อนยิ่งขึ้นเมื่อในปี 1852 งานภาคสนามที่ดำเนินการโดยเซดจ์วิกและคนอื่นๆ เปิดเผยถึงความไม่ต่อเนื่องภายในยุคไซลูเรียน โดยมีความแตกต่างที่ชัดเจนในสัตว์ระหว่างสองยุค^{[ 13 ] [ 12 ]}สิ่งนี้ทำให้เซดจ์วิกสามารถอ้างสิทธิ์ในส่วนใหญ่ของยุคไซลูเรียนสำหรับยุคแคมเบรียน "ของเขา" และทำให้ยุคแคมเบรียนมีบันทึกฟอสซิลที่สามารถระบุได้ ข้อพิพาทระหว่างนักธรณีวิทยา 2 คนและผู้สนับสนุนของพวกเขาเกี่ยวกับขอบเขตระหว่างยุคแคมเบรียนและยุคไซลูเรียนจะยืดเยื้อออกไปเกินกว่าช่วงชีวิตของทั้งเซดจ์วิกและเมอร์ชิสัน ข้อพิพาทนี้ไม่ได้รับการแก้ไขจนกระทั่งปี 1879 เมื่อชาร์ลส์ แลปเวิร์ธเสนอว่าชั้นหินที่เป็นข้อพิพาทนั้นอยู่ในระบบของตัวเอง ซึ่งเขาตั้งชื่อว่ายุคออร์โดวิเชียน^{[ 12 ]}

คำว่าCambrianสำหรับยุคที่เก่าแก่ที่สุดของยุค Paleozoic ได้รับการตกลงกันอย่างเป็นทางการในปี พ.ศ. 2503 ในการประชุมทางธรณีวิทยานานาชาติ ครั้งที่ 21 โดยครอบคลุมเฉพาะ "ชุดหินแคมเบรียนตอนล่าง" ของ Sedgwick เท่านั้น แต่ฐานของมันได้รับการขยายไปถึงหินที่มีอายุเก่ากว่ามาก^{[ 10 ]}

ระบบชุดและขั้นตอนต่างๆสามารถกำหนดได้ทั้งในระดับโลกหรือระดับภูมิภาค สำหรับการเชื่อมโยงทางธรณีวิทยาในระดับโลก ICS รับรองหน่วยหินโดยอิงจากส่วนและจุดมาตรฐานขอบเขตโลก (GSSP) จากการก่อตัว เดียว ( มาตรฐาน ) ที่ระบุขอบเขตล่างของหน่วย ปัจจุบันขอบเขตของระบบแคมเบรียน ชุดสามชุด และหกขั้นตอนถูกกำหนดโดยส่วนและจุดมาตรฐานขอบเขตโลก^{[ 1 ]}

ขอบเขตล่างของยุคแคมเบรียนเดิมทีถือกันว่าเป็นการปรากฏตัวครั้งแรกของสิ่งมีชีวิตที่ซับซ้อน ซึ่งแสดงโดยไทรโลไบต์การค้นพบฟอสซิลเปลือกหอยขนาดเล็กก่อนไทรโลไบต์ตัวแรก และสิ่งมีชีวิตในยุคอีเดียคาราที่เก่ากว่านั้นมาก ทำให้เกิดการเรียกร้องให้กำหนดฐานของยุคแคมเบรียนให้ชัดเจนยิ่งขึ้น^{[ 14 ]}

แม้ว่าจะมีการยอมรับมานานแล้วว่ามีความแตกต่างจากหินออร์โดวิเชียน ที่อายุน้อยกว่าและหิน พรีแคมเบรียน ที่อายุมากกว่า แต่ระบบ/ยุคแคมเบรียนก็ได้รับการรับรองในระดับสากลในปี 1994 หลังจากพิจารณาอย่างรอบคอบมาหลายทศวรรษ ลำดับชั้นตะกอนต่อเนื่องที่Fortune Head รัฐนิวฟาวนด์แลนด์ประเทศแคนาดา ได้ถูกกำหนดให้เป็นฐานอย่างเป็นทางการของยุคแคมเบรียน ซึ่งจะถูกเชื่อมโยงทั่วโลกโดยการปรากฏตัวครั้งแรกของTreptichnus pedum [ ^{14 ] การ}ค้นพบฟอสซิลนี้เพียงไม่กี่เมตรใต้GSSPนำไปสู่การปรับปรุงข้อความนี้ และกลุ่มฟอสซิลร่องรอยT. pedum เป็นสิ่ง ที่ถูกนำมาใช้อย่างเป็นทางการเพื่อเชื่อมโยงฐานของยุคแคมเบรียนในปัจจุบัน^{[ 14 ] [ 15 ]}

การกำหนดอย่างเป็นทางการนี้ทำให้สามารถหาอายุด้วยวิธีวัดรังสี จากตัวอย่างทั่วโลกที่สอดคล้องกับฐานของยุคแคมเบรียนได้ อายุ 570 ล้านปี ในช่วงแรก ได้รับความนิยมอย่างรวดเร็ว^{[ 14 ]}แม้ว่าวิธีการที่ใช้ในการหาตัวเลขนี้ในปัจจุบันจะถือว่าไม่เหมาะสมและไม่แม่นยำ การวิเคราะห์ที่แม่นยำยิ่งขึ้นโดยใช้การหาอายุด้วยวิธีวัดรังสีสมัยใหม่ให้ผลลัพธ์เป็นอายุ 538.8 ± 0.6 ล้านปี^{[ 1 ]}ชั้นเถ้าในโอมานซึ่งได้อายุนี้มานั้นสอดคล้องกับการลดลงอย่างเห็นได้ชัดของปริมาณคาร์บอน-13ซึ่งสัมพันธ์กับการเปลี่ยนแปลงที่เทียบเท่ากันในที่อื่นๆ ทั่วโลก และการหายไปของฟอสซิล Ediacaran ที่มีลักษณะเฉพาะ ( Namacalathus , Cloudina ) อย่างไรก็ตาม มีข้อโต้แย้งว่าขอบฟ้าที่กำหนดอายุในโอมานไม่สอดคล้องกับขอบเขตยุคเอเดียคารัน-แคมเบรียน แต่แสดงถึง การเปลี่ยนแปลงของ ชั้นหินจากทะเลไปเป็นชั้นหินที่ประกอบด้วยแร่ระเหยเป็นหลัก ซึ่งหมายความว่าอายุจากส่วนอื่นๆ ที่มีอายุตั้งแต่ 544 ถึง 542 ล้านปีจะเหมาะสมกว่า^{[ 14 ]}

ยุคเทอ ร์เรนูเวียน (Terreneuvian)เป็น ยุค/ ลำดับชั้นที่อยู่ล่างสุดของยุคแคมเบรียน (Cambrian) มีอายุตั้งแต่ 538.8 ± 0.6 ล้านปี ถึงประมาณ 521 ล้านปี แบ่งออกเป็นสองช่วง ได้แก่ ช่วงฟอร์ทู เนียน (Fortunian stage) ตั้งแต่ 538.8 ± 0.6 ล้านปี ถึงประมาณ 529 ล้านปี และช่วงที่ 2 ที่ไม่มีชื่อ ตั้งแต่ประมาณ 529 ล้านปี ถึงประมาณ 521 ล้านปี^{[ 1 ]}ชื่อเทอร์เรนูเวียนได้รับการรับรองโดยสหภาพวิทยาศาสตร์ธรณีวิทยาระหว่างประเทศ (IUGS) ในปี 2007 โดยแทนที่ชื่อเดิม "ยุคแคมเบรียน ลำดับชั้นที่ 1" (Cambrian Series 1) จุดอ้างอิงมาตรฐานธรณีวิทยา (GSSP) ที่กำหนดฐานของยุคนี้อยู่ที่ฟอร์ทูนเฮด (Fortune Head) บนคาบสมุทรบูร์อิน (Burin Peninsula) ทางตะวันออกของนิวฟาวนด์แลนด์ ประเทศแคนาดา (ดูขอบเขตระหว่างยุคเอเดียคารันและยุคแคมเบรียนด้านบน) ยุคเทอร์เรนูเวียนเป็นยุคเดียวในยุคแคมเบรียนที่ไม่มีฟอสซิลไทรโลไบต์ ส่วนล่างมีลักษณะเป็นร่องรอยฟอสซิลประเภทฟาเน โรโซอิกที่ซับซ้อนและแทรกซึมผ่านตะกอน และส่วนบนมีลักษณะเป็นฟอสซิลเปลือกหอยขนาดเล็ก^{[ 10 ]}

ยุคที่สองของแคมเบรียนยังไม่มีชื่อเรียกอย่างเป็นทางการ และรู้จักกันในชื่อยุคแคมเบรียนที่ 2 ยุคนี้กินเวลาตั้งแต่ประมาณ 521 ล้านปีก่อน ถึงประมาณ 506.5 ล้านปีก่อน แบ่งออกเป็นสองช่วง โดยแต่ละช่วงยังไม่มีชื่อเรียกอย่างเป็นทางการเช่นกัน เรียกว่ายุคแคมเบรียนที่ 3ตั้งแต่ประมาณ 521 ล้านปีก่อน ถึงประมาณ 514.5 ล้านปีก่อน และยุคแคมเบรียนที่ 4ตั้งแต่ประมาณ 514.5 ล้านปีก่อน ถึงประมาณ 506.5 ล้านปีก่อน^{[ 1 ]}ฐานของยุคที่ 2 ยังไม่มี GSSP แต่คาดว่าจะมีการกำหนดในชั้นหินที่บ่งบอกถึงการปรากฏตัวครั้งแรกของไทรโลไบต์ในกอนด์วานามีการกระจายตัวอย่างรวดเร็วของสัตว์หลายเซลล์ในช่วงยุคนี้ แต่การกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ที่จำกัด โดยเฉพาะอย่างยิ่งไทรโลไบต์และอาร์คีโอไซแอททำให้การเชื่อมโยงในระดับโลกทำได้ยาก ดังนั้นจึงมีความพยายามอย่างต่อเนื่องในการกำหนด GSSP ^{[ 10 ]}

ยุค เมี่ยวหลิง (Miaolingian)เป็นยุคที่สามของแคมเบรียน (Cambrian) มีอายุตั้งแต่ประมาณ 506.5 ล้านปี ถึงประมาณ 497 ล้านปี และค่อนข้างเหมือนกับยุคแคมเบรียนตอนกลางในเอกสารเก่า^{[ 16 ]}แบ่งออกเป็นสามช่วง ได้แก่ ยุค หวู่หลิว (Wuliuan ) ประมาณ 506.5 ล้านปี ถึง 504.5 ล้านปี ยุคด รูเมียน (Drumian ) ประมาณ 504.5 ล้านปี ถึงประมาณ 500.5 ล้านปี และยุคกู่จาง (Guzhangian) ประมาณ 500.5 ล้านปี ถึงประมาณ 497 ล้านปี^{[ 1 ]}ชื่อนี้ใช้แทนยุคแคมเบรียนชุดที่ 3 และได้รับการรับรองโดย IUGS ในปี 2018 ^{[ 17 ]}ตั้งชื่อตามเทือกเขาเมี่ยวหลิง (Miaoling Mountains) ทางตะวันออกเฉียงใต้ของมณฑลกุ้ยโจวประเทศจีนตอนใต้ ซึ่งเป็นที่ตั้งของ GSSP ที่เป็นฐานของยุคนี้ ยุคนี้ถูกกำหนดโดยการปรากฏตัวครั้งแรกของ ไตร โลไบต์Oryctocephalus indicusตัวบ่งชี้รองสำหรับฐานของ Miaolingian ได้แก่ การปรากฏตัวของ รูปแบบ acritarchs จำนวนมาก การรุกรานทางทะเลทั่วโลกและการหายไปของไตรโลไบต์โพลีเมอริดBathynotusหรือOvatoryctocaraซึ่งแตกต่างจาก Terreneuvian และ Series 2 ตรงที่ขั้นตอนทั้งหมดของ Miaolingian ถูกกำหนดโดยGSSP ^{[ 17 ]}

ไทร โลไบต์กลุ่ม โอเลเนลลิดอีโอดิสซิดและเรดลิคิอิด ส่วนใหญ่ สูญพันธุ์ในช่วงรอยต่อระหว่างยุคที่ 2 และยุคเมี่ยวหลิงเจียน ถือเป็นการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่สุดของไทรโลไบต์^{[ 10 ]}

ฟู่หรงเจียน (Furongian)มีอายุราว 497 ล้านปี ถึง 486.85 ± 1.5 ล้านปี เป็นยุค/ชุดที่สี่และอยู่บนสุดของยุคแคมเบรียน ชื่อนี้ได้รับการรับรองโดย IUGS ในปี 2003 และแทนที่ยุคแคมเบรียนชุดที่ 4 และ "แคมเบรียนตอนบน" แบบดั้งเดิม จุดอ้างอิงมาตรฐานสากล (GSSP) สำหรับฐานของฟู่หรงเจียนอยู่ที่เทือกเขาหวู่หลิงทางตะวันตกเฉียงเหนือของมณฑลหูหนานประเทศจีน ซึ่งตรงกับการปรากฏตัวครั้งแรกของไตรโลไบต์แอกโนสทอยด์Glyptagnostus reticulatusและอยู่ใกล้กับจุดเริ่มต้นของ การเปลี่ยนแปลงไอโซโทป δ ¹³ Cในเชิงบวก ขนาดใหญ่ ^{[ 10 ]}

ยุคฟูรงเจียนแบ่งออกเป็นสามช่วง ได้แก่ ช่วงไพเบียนประมาณ 497 ล้านปี ถึง 494 ล้านปี และ ช่วง เจียงซานประมาณ 494.2 ล้านปี ถึง 491 ล้านปี ซึ่งมี GSSP ที่กำหนดไว้ และช่วงแคมเบรียนที่ 10 ที่ไม่มีชื่อ ประมาณ 491 ล้านปี ถึง 486.85 ± 1.5 ล้านปี^{[ 1 ]}

จุด GSSP สำหรับขอบเขตแคมเบรียน–ออร์โดวิเชียนอยู่ที่กรีนพอยต์ทางตะวันตกของนิวฟาวนด์แลนด์ประเทศแคนาดา และมีอายุ 486.85 ล้านปี กำหนดโดยการปรากฏของคอนโอโดนต์Iapetognathus fluctivagusหากไม่พบคอนโอโดนต์เหล่านี้ สามารถใช้การปรากฏของแกรปโตไลต์แพลงก์ตอน หรือไทรโลไบต์Jujuyaspis borealis แทน ได้ ขอบเขตนี้ยังสอดคล้องกับจุดสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงเชิงบวกที่ใหญ่ที่สุดในเส้นโค้ง δ ¹³ C ในช่วงเวลาขอบเขตและกับการรุกรานทางทะเลทั่วโลก^{[ 18 ]}

โครงสร้างการชนของอุกกาบาตที่สำคัญ ได้แก่: หลุมอุกกาบาต Neugrund ใน ยุคแคมเบรียนตอนต้น (ประมาณ 535 ล้านปี) ในอ่าวฟินแลนด์ ประเทศเอสโตเนีย ซึ่งเป็นหลุมอุกกาบาตที่ซับซ้อน มีเส้นผ่านศูนย์กลางประมาณ 20 กิโลเมตร มีสันด้านในสองแห่งที่มีเส้นผ่านศูนย์กลางประมาณ 7 กิโลเมตรและ 6 กิโลเมตร และสันด้านนอกขนาด 8 กิโลเมตร ซึ่งเกิดขึ้นจากการชนของดาวเคราะห์น้อยที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 1 กิโลเมตร; ^{[ 19 ]}หลุมอุกกาบาต Gardnos ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 5 กิโลเมตร(500±10 ล้านปี) ในBuskerudประเทศนอร์เวย์ ซึ่งตะกอนหลังการชนบ่งชี้ว่าการชนเกิดขึ้นในสภาพแวดล้อมทางทะเลตื้น โดยมีหินถล่มและการไหลของเศษหินเกิดขึ้นเมื่อขอบหลุมอุกกาบาตแตกออกไม่นานหลังจากการชน; ^{[ 20 ]}หลุมอุกกาบาต Presqu'ile ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 24 กิโลเมตร(500 ล้านปีหรือน้อยกว่า) ในควิเบก ประเทศแคนาดา; หลุมอุกกาบาต Glikson ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 19 กิโลเมตร(ประมาณ 508 ล้านปี) ในออสเตรเลียตะวันตก; ปล่องภูเขาไฟมิซารายขนาดเส้นผ่านศูนย์กลาง 5 กม. (500±10 ล้านปี) ในลิทัวเนีย และโครงสร้างนิวพอร์ท ขนาดเส้นผ่านศูนย์กลาง 3.2 กม. (ประมาณ 500 ล้านปีหรืออายุน้อยกว่าเล็กน้อย) ในนอร์ทดาโคตาสหรัฐอเมริกา^{[ 21 ]}

การสร้างตำแหน่งของทวีปในช่วงยุคแคมเบรียนขึ้นใหม่นั้นอาศัยข้อมูลทางธรณีแม่เหล็กโบราณธรณีภูมิธรณีวิทยาโบราณธรณีแปรสัณฐาน ธรณีวิทยาและภูมิอากาศโบราณ อย่างไรก็ตาม ข้อมูลเหล่านี้มีความไม่แน่นอนในระดับที่แตกต่างกันและอาจทำให้ตำแหน่งของทวีปหลักขัดแย้งกันได้ ^{[ 22 ]}สิ่งนี้ประกอบกับการถกเถียงกันอย่างต่อเนื่องเกี่ยวกับการมีอยู่ของมหาทวีปแพนโนเทีย ในยุคนีโอโปรเทโรโซอิก หมายความว่าในขณะที่แบบจำลองส่วนใหญ่เห็นพ้องต้องกันว่าทวีปต่างๆ ตั้งอยู่ในซีกโลกใต้ โดยมี มหาสมุทรแพน ทาลัสซา อันกว้างใหญ่ ครอบคลุมพื้นที่ส่วนใหญ่ของซีกโลกเหนือ การกระจายตัวที่แน่นอนและช่วงเวลาของการเคลื่อนที่ของทวีปในยุคแคมเบรียนนั้นแตกต่างกันไปในแต่ละแบบจำลอง^{[ 22 ]}

แบบจำลองส่วนใหญ่แสดงให้เห็นว่า ทวีป Gondwanaทอดยาวจากบริเวณขั้วโลกใต้ไปทางเหนือของเส้นศูนย์สูตร^{[ 6 ]}ในช่วงต้นยุคแคมเบรียน ขั้วโลกใต้สอดคล้องกับภาคตะวันตกของทวีปอเมริกาใต้ และเมื่อทวีป Gondwana หมุนทวนเข็มนาฬิกา ในช่วงกลางยุคแคมเบรียน ขั้วโลกใต้จึงอยู่ในภูมิภาคตะวันตกเฉียงเหนือของทวีปแอฟริกา^{[ 22 ]}

ลอเรนเทียตั้งอยู่คร่อมเส้นศูนย์สูตร แยกจากกอนด์วานาโดยมหาสมุทรไออาเพตัส^{[ 6 ]}ผู้สนับสนุนแนวคิดแพนโนเทียเชื่อว่าลอเรนเทียและบัลติกาอยู่ใกล้กับภูมิภาคอเมโซเนียของกอนด์วานา โดยมีมหาสมุทรไออาเพตัสแคบๆ ซึ่งเริ่มเปิดออกเมื่อกอนด์วานาประกอบกันอย่างสมบูรณ์เมื่อประมาณ 520 ล้านปีก่อน^{[ 24 ]}ผู้ที่ไม่เห็นด้วยกับการมีอยู่ของแพนโนเทียแสดงให้เห็นว่ามหาสมุทรไออาเพตัสเปิดออกในช่วงปลายยุคนีโอโปรเทโรโซอิก โดยมีระยะทางมากถึงประมาณ 6,500 กิโลเมตร (ประมาณ 4,038 ไมล์) ระหว่างลอเรนเทียและกอนด์วานาตะวันตกในช่วงต้นยุคแคมเบรียน^{[ 6 ]}

ในบรรดาทวีปขนาดเล็ก บัลติกาตั้งอยู่ระหว่างลอเรนเทียและกอนด์วานา โดยมีมหาสมุทรราน (ส่วนหนึ่งของไออาเพตัส) เปิดอยู่ระหว่างบัลติกาและกอนด์ วานา ไซบีเรียตั้งอยู่ใกล้กับขอบด้านตะวันตกของกอนด์วานาและทางเหนือของบัลติกา^{[ 25 ] [ 6 ]}อันนาเมียและจีนตอนใต้รวมกันเป็นทวีปเดียวที่ตั้งอยู่ทางตอนเหนือตอนกลางของกอนด์วานา ตำแหน่งของจีนตอนเหนือยังไม่ชัดเจน อาจตั้งอยู่ตามแนวภาคตะวันออกเฉียงเหนือของอินเดียของกอนด์วานา หรืออาจเป็นทวีปแยกต่างหากอยู่แล้ว^{[ 6 ]}

ในช่วงยุคแคมเบรียน ลอเรนเทียตั้งอยู่ขวางหรือใกล้กับเส้นศูนย์สูตร มันเคลื่อนตัวไปทางใต้และหมุนทวนเข็มนาฬิกาประมาณ 20° ในช่วงกลางยุคแคมเบรียน ก่อนที่จะเคลื่อนตัวไปทางเหนืออีกครั้งในช่วงปลายยุคแคมเบรียน^{[ 6 ]}

หลังจากการแยกตัวของลอเรนเทียออกจากกอนด์วานาในช่วงปลายยุคนีโอโปรเทโรโซอิก (หรือกลางยุคแคมเบรียน) และการเปิดของมหาสมุทรไออาเพตัสในเวลาต่อมา ลอเรนเทียส่วนใหญ่ถูกล้อมรอบด้วยขอบทวีปแบบเฉื่อยชาโดยส่วนใหญ่ของทวีปถูกปกคลุมด้วยทะเลตื้น^{[ 6 ]}

เมื่อลอเรนเทียแยกตัวออกจากกอนด์วานา แผ่นดิน ทวีปเล็กๆก็แยกตัวออกจากลอเรนเทีย โดยมีทะเลทาโคนิก แคบๆ เปิดขึ้นระหว่างกัน ส่วนที่เหลือของแผ่นดินนี้พบได้ในทางตอนใต้ของสกอตแลนด์ ไอร์แลนด์ และนิวฟาวนด์แลนด์การมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกในมหาสมุทร ไม่ว่าจะทางตะวันออกเฉียงใต้ของแผ่นดินนี้ในไออาเพตัส หรือทางตะวันตกเฉียงเหนือในทะเลทาโคนิก ส่งผลให้เกิดการก่อตัวของหมู่เกาะโค้ง หมู่เกาะนี้ได้รวมเข้ากับแผ่นดินในช่วงปลายแคมเบรียน ทำให้เกิดการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกที่เอียงไปทางตะวันออกเฉียงใต้ใต้แผ่นดินนั้นเอง และส่งผลให้ทะเลชายขอบปิดตัวลง แผ่นดินนี้ชนกับลอเรนเทียในช่วงต้นออร์โดวิเชียน^{[ 23 ]}

ในช่วงปลายยุคแคมเบรียนตอนต้น การแยกตัวตามแนวขอบตะวันออกเฉียงใต้ของลอเรนเทียทำให้คูยาเนีย (ปัจจุบันเป็นส่วนหนึ่งของอาร์เจนตินา) แยกตัวออกจาก อ่าว โอวาชิตาทำให้เกิดมหาสมุทรใหม่ที่ขยายกว้างขึ้นเรื่อยๆ ตลอดช่วงยุคแคมเบรียนและยุคออร์โดวิเชียนตอนต้น^{[ 23 ]}

กอนด์วานาเป็นทวีปขนาดใหญ่ มีขนาดใหญ่กว่าทวีปแคมเบรียนอื่นๆ ถึงสามเท่า พื้นที่บนแผ่นดินของทวีปนี้ทอดยาวจากขั้วโลกใต้ไปทางเหนือของเส้นศูนย์สูตร โดยรอบมีทะเลตื้นขนาดใหญ่และพื้นที่บนแผ่นดินขนาดเล็กจำนวนมาก^{[ 6 ]}

แผ่นเปลือกโลกที่ก่อตัวเป็นกอนด์วานามารวมกันในช่วงยุคนีโอโปรเทโรโซอิกถึงต้นยุคแคมเบรียน มหาสมุทรแคบๆ แยกอเมโซเนีย ออก จากกอนด์วานาจนกระทั่งประมาณ 530 ล้านปี ก่อน ^{[ 26 ]}และบล็อกอาเรกีปา-อันโตฟัลลา ได้รวมเข้ากับส่วน อเมริกาใต้ของกอนด์วานาในช่วงต้นยุคแคมเบรียน^{[ 6 ]} การเกิด เทือกเขาคูอุงการะหว่างกอนด์วานาตอนเหนือ ( แผ่นเปลือกโลกคองโกมาดากัสการ์และอินเดีย)และกอนด์วานาตอนใต้ ( แผ่นเปลือกโลกคาลาฮารีและแอนตาร์กติกาตะวันออก ) ซึ่งเริ่มต้นประมาณ 570 ล้านปีก่อน ดำเนินต่อไปโดยส่วนต่างๆ ของกอนด์วานาตอนเหนือทับซ้อนกอนด์วานาตอนใต้ และเกิดขึ้นพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงทางธรณีวิทยาและการแทรกตัวของหินแกรนิต^{[ 27 ]}

เขตมุดตัวซึ่งมีการเคลื่อนไหวมาตั้งแต่ยุคนีโอโปรเทโรโซอิก ขยายออกไปรอบขอบของกอนด์วานาเป็นส่วนใหญ่ ตั้งแต่แอฟริกาตะวันตกเฉียงเหนือลงไปทางใต้รอบอเมริกาใต้แอฟริกาใต้แอนตาร์กติกาตะวันออกและขอบด้านตะวันออกของออสเตรเลียตะวันตก เขตมุดตัวที่สั้นกว่านั้นมีอยู่ทางเหนือของอาระเบียและอินเดีย^{[ 6 ]}

ส่วนโค้งทวีปฟามาติเนียน ทอดยาวจากตอนกลางของเปรูทางเหนือไปจนถึงตอนกลางของอาร์เจนตินาทางใต้ การมุดตัวใต้ ขอบ แอนเดียน ดั้งเดิมนี้ เริ่มต้นในช่วงปลายแคมเบรียน^{[ 23 ]}

ตามแนวขอบด้านเหนือของกอนด์วานา ระหว่างแอฟริกาเหนือและเทอร์เรนอาร์โมริกันของยุโรปใต้ ส่วนโค้งทวีปของการเกิดเทือกเขาคาโดเมียนยังคงดำเนินต่อไปตั้งแต่ยุคนีโอโปรเทโรโซอิกอันเป็นผลมาจากการมุดตัวแบบเฉียงของมหาสมุทรไออาเพตัส^{[ 28 ]} การมุดตัวนี้ขยายไปทางตะวันตกตามแนวขอบของกอนด์วานา และเมื่อประมาณ 530 ล้านปีก่อน อาจพัฒนาไปเป็น ระบบรอยเลื่อนแปลงสภาพขนาดใหญ่^{[ 28 ]}

เมื่อราว 511 ล้านปีก่อนหินบะซอลต์ที่ไหลท่วมทวีปของกลุ่มหินอัคนีขนาดใหญ่Kalkarindji (LIP) เริ่มปะทุขึ้น กลุ่มหินเหล่านี้ครอบคลุมพื้นที่มากกว่า 2.1 ล้านตารางกิโลเมตร^ทั่วภูมิภาคทางเหนือ ตอนกลาง และตะวันตกของออสเตรเลียในทวีป Gondwana ทำให้เป็นหนึ่งในกลุ่มหินอัคนีขนาดใหญ่ที่สุดและเก่าแก่ที่สุดในยุค Phanerozoic ช่วงเวลาของการปะทุบ่งชี้ว่าพวกมันมีบทบาทในการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ ในช่วงต้นถึงกลางยุค Cambrian ^{[ 28 ]}

แผ่นดินGanderia , East และ West Avalonia , CaroliniaและMegumaตั้งอยู่ในเขตขั้วโลกในช่วงต้นยุคแคมเบรียน และอยู่ในละติจูด สูงถึงกลางทางใต้ ในช่วงกลางถึงปลายยุคแคมเบรียน^{[ 23 ] [ 22 ]}โดยทั่วไปแล้วจะแสดงเป็นระบบรอยเลื่อนแบบโค้งเกาะตามแนวขอบตะวันตกเฉียงเหนือของ Gondwana ทางเหนือของแอฟริกาตะวันตกเฉียงเหนือและอเมโซเนีย ซึ่งแยกตัวออกจาก Gondwana ในช่วงยุคออร์โดวิเชียน^{[ 23 ]}อย่างไรก็ตาม บางแบบจำลองแสดงให้เห็นว่าแผ่นดินเหล่านี้เป็นส่วนหนึ่งของทวีปขนาดเล็ก อิสระเดียว คือ Greater Avalonia ซึ่งอยู่ทางตะวันตกของ Baltica และเรียงตัวตามขอบด้านตะวันออก ( Timanide ) โดยมี Iapetus อยู่ทางเหนือและมหาสมุทร Ran อยู่ทางใต้^{[ 22 ]}

ในช่วงยุคแคมเบรียน บัลติกาหมุนทวนเข็มนาฬิกามากกว่า 60° และเริ่มเคลื่อนตัวไปทางเหนือ^{[ 23 ]}การหมุนนี้ได้รับการรองรับโดยการเคลื่อนที่แบบเลื่อนตามแนวราบครั้งใหญ่ในมหาสมุทรรานระหว่างบัลติกากับกอนด์วานา^{[ 6 ]}

บัลติกาตั้งอยู่บริเวณละติจูดกลางถึงสูงทางใต้ แยกจากลอเรนเทียโดยไออาเพตัส และแยกจากกอนด์วานาโดยมหาสมุทรราน ประกอบด้วยทวีปสองทวีป คือเฟนโนสแกนเดียและซาร์มาเทียซึ่งแยกจากกันด้วยทะเลตื้น^{[ 6 ] [ 23 ]}ตะกอนที่สะสมอยู่ในบริเวณนี้ ทับซ้อนกับหิน ฐานพรีแคมเบรียนอย่างไม่ต่อเนื่องการขาดตะกอนเม็ดหยาบแสดงให้เห็นถึงภูมิประเทศ ที่ราบต่ำ บริเวณใจกลางของแครตอน^{[ 6 ]}

ตามแนวขอบตะวันออกเฉียงเหนือของ Baltica การมุดตัวและการเกิดหินอัคนีโค้งที่เกี่ยวข้องกับ Ediacaran Timanian Orogenyกำลังจะสิ้นสุดลง ในภูมิภาคนี้ ช่วงต้นถึงกลางยุคแคมเบรียนเป็นช่วงเวลาที่ไม่มีการสะสมตะกอน และตามมาด้วยการแยกตัวและการสะสมตะกอนในช่วงปลายยุคแคมเบรียน^{[ 29 ]}

ขอบด้านตะวันออกเฉียงใต้ยังเป็นขอบเขตบรรจบกัน ด้วย โดยมีการรวมตัวของหมู่เกาะและทวีปขนาดเล็กเข้ากับแผ่นเปลือกโลก แม้ว่ารายละเอียดจะไม่ชัดเจนก็ตาม^{[ 6 ]}

ไซบีเรียเริ่มต้นยุคแคมเบรียนใกล้กับกอนด์วานาตะวันตกและทางเหนือของบอลติกา มันเคลื่อนตัวไปทางตะวันตกเฉียงเหนือจนใกล้กับเส้นศูนย์สูตรเมื่อมหาสมุทรเอจีร์เปิดขึ้นระหว่างไซบีเรียกับบอลติกา^{[ 6 ] [ 25 ]}พื้นที่ส่วนใหญ่ของทวีปถูกปกคลุมด้วยทะเลตื้นที่มีแนวปะการังอาร์คีโอไซอาธาน ขนาดใหญ่ หนึ่งในสามส่วนทางเหนือของทวีป (ปัจจุบันคือทางใต้ ไซบีเรียหมุนไป 180° ตั้งแต่ยุคแคมเบรียน) ที่อยู่ติดกับขอบบรรจบกันเป็นภูเขา^{[ 6 ]}

ตั้งแต่ปลายยุคนีโอโปรเทโรโซอิกจนถึงยุคออร์โดวิเชียน หมู่เกาะรูปโค้งหลายชุดได้รวมตัวเข้ากับขอบด้านตะวันออกเฉียงเหนือของไซบีเรียในขณะนั้น พร้อมกับการเกิดภูเขาไฟ รูปโค้งและ หลังรูปโค้ง อย่างกว้างขวาง ปัจจุบันหมู่เกาะเหล่านี้ก่อตัวเป็น แผ่นดินอัลไต-ซายัน^{[ 6 ] [ 29 ]}แบบจำลองบางแบบแสดงให้เห็นขอบแผ่นเปลือกโลกบรรจบกันที่ทอดยาวจากอวาโลเนียใหญ่ ผ่านขอบทิมาไนด์ของบอลติกา ก่อตัวเป็นหมู่เกาะรูปโค้งคิปชัคนอกชายฝั่งทางตะวันออกเฉียงใต้ของไซบีเรีย และโค้งไปเป็นส่วนหนึ่งของขอบแผ่นเปลือกโลกบรรจบกันอัลไต-ซายัน^{[ 22 ]}

ตามแนวขอบด้านตะวันตกในขณะนั้น การแยกตัวในช่วงปลายยุค Neoproterozoic ถึงต้นยุค Cambrian ตามมาด้วยการพัฒนาขอบด้านเฉื่อย^{[ 29 ]}

ทางเหนือของไซบีเรียในขณะนั้นถูกแยกออกจากแผ่นดินมองโกเลียตอนกลางโดยมหาสมุทรมองโกล-โอคอตสค์ ที่แคบและค่อยๆ เปิดออก ขอบด้านเหนือของแผ่นดินมองโกเลียตอนกลางที่ติดกับแพนทาลัสซาเป็นแบบบรรจบกัน ในขณะที่ขอบด้านใต้ที่หันหน้าไปทางมหาสมุทรมองโกล-โอคอตสค์เป็นแบบเฉื่อย^{[ 6 ]}

ในช่วงยุคแคมเบรียน แผ่นดินที่ก่อตัวเป็นคาซัคสถานในยุคพาลีโอโซอิกตอนปลายนั้นประกอบด้วยหมู่เกาะโค้งและกลุ่มแผ่นเปลือกโลกที่เรียงตัวอยู่ตามแนวขอบแผ่นเปลือกโลกบรรจบกันในมหาสมุทรทางตอนใต้ของจีนตอนเหนือ^{[ 29 ]}

ทางทิศใต้ของทวีปขนาดเล็กทาริมตั้งอยู่ระหว่างกอนด์วานาและไซบีเรีย^{[ 6 ]}ขอบทางเหนือของทวีปนี้เป็นแบบเฉื่อยชาในช่วงยุคพาลีโอโซอิกเป็นส่วนใหญ่ โดยมีลำดับชั้นหินปูนแพลตฟอร์ม หนา และตะกอนแม่น้ำถึงทะเลวางตัวอยู่บนฐานหินพรีแคมเบรียนอย่างไม่ต่อเนื่อง ตามแนวขอบทางตะวันออกเฉียงใต้เป็น กลุ่มหินสะสมตัว อัลตินแคมเบรียน-ออร์โดวิเชียน ในขณะที่ทางทิศตะวันตกเฉียงใต้มีเขตมุดตัวที่ปิดทางน้ำแคบๆ ระหว่าง ภูมิภาค คุนหลุน ตะวันตกเฉียงเหนือ ของทาริมและแผ่นดินคุนหลุนตะวันตกเฉียงใต้^{[ 29 ]}

ภาคเหนือของจีนตั้งอยู่ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรถึงเขตร้อนในช่วงต้นยุคแคมเบรียน แม้ว่าตำแหน่งที่แน่นอนจะไม่เป็นที่ทราบ^{[ 25 ]}แบบจำลองบางแบบแสดงให้เห็นว่าตั้งอยู่ต่ำกว่าละติจูดเส้นศูนย์สูตร^{[ 30 ]}พื้นที่ส่วนใหญ่ของแผ่นเปลือกโลกถูกปกคลุมด้วยทะเลตื้น โดยมีแผ่นดินอยู่ทางทิศตะวันตกเฉียงเหนือและตะวันออกเฉียงใต้^{[ 6 ]}

ภาคเหนือของจีนเป็นขอบด้านเฉื่อยจนกระทั่งเริ่มมีการมุดตัวและการพัฒนาของแนวโค้งไบ่ไน่เหมี่ยวในช่วงปลายยุคแคมเบรียน ทางใต้เป็นขอบด้านบรรจบกันที่มีเขตมุดตัวเอียงไปทางทิศตะวันตกเฉียงใต้ ซึ่งเลยไปเป็นแผ่นดินฉินหลิงเหนือ (ปัจจุบันเป็นส่วนหนึ่งของแนวเทือกเขาฉินหลิง ) ร่วมกับแนวเทือกเขาฉีเหลียน-ไฉ่ตัม แนวเทือกเขาอัลติน และแผ่นดินคุนหลุนตะวันตกเฉียงใต้^{[ 29 ]}

จีนตอนใต้และอันนาเมียเคยเป็นทวีปเดียวกัน การเคลื่อนที่แบบเลื่อนตามแนวราบระหว่างทวีปนี้กับกอนด์วานาทำให้เกิดการเคลื่อนตัวไปทางเหนืออย่างต่อเนื่องจากบริเวณนอกชายฝั่งของภาคอินเดียของกอนด์วานาไปจนถึงบริเวณใกล้กับภาคตะวันตกของออสเตรเลีย การเคลื่อนตัวไปทางเหนือนี้แสดงให้เห็นได้จากการเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องของหินปูนและความหลากหลายของสัตว์ ที่เพิ่มขึ้น ^{[ 6 ]}

ขอบด้านเหนือของจีนตอนใต้ ซึ่งรวมถึงบล็อกฉินหลิงตอนใต้ เป็นขอบด้านเฉื่อย^{[ 6 ]}

ตามแนวขอบด้านตะวันออกเฉียงใต้ หินภูเขาไฟแคมเบรียนตอนล่างบ่งชี้ถึงการรวมตัวของหมู่เกาะตามแนวรอยต่อซงหม่า นอกจากนี้ ในช่วงต้นยุคแคมเบรียน ขอบด้านตะวันออกของจีนตอนใต้เปลี่ยนจากแบบเฉื่อยเป็นแบบแอคทีฟ พร้อมกับการพัฒนาหมู่เกาะภูเขาไฟในมหาสมุทรซึ่งปัจจุบันเป็นส่วนหนึ่งของแผ่นดินญี่ปุ่น^{[ 6 ]}

การกระจายตัวของตะกอนที่บ่งชี้สภาพภูมิอากาศ รวมถึงการกระจายตัวตามละติจูดที่กว้างขวางของแพลตฟอร์มคาร์บอเนตเขตร้อน แนวปะการังอาร์คีโอไซอาธานและบอก ไซต์ ตลอดจน แร่ระเหยและ ตะกอนแค ล ครีตในเขต แห้งแล้ง แสดงให้เห็นว่ายุคแคมเบรียนเป็นช่วงเวลาของสภาพภูมิอากาศแบบเรือนกระจก^{[ 6 ] [ 31 ] [ 32 ]}ในช่วงปลายยุคแคมเบรียน การกระจายตัวของ จังหวัด ไทรโลไบต์ยังบ่งชี้ถึงการไล่ระดับอุณหภูมิจากขั้วโลกถึงเส้นศูนย์สูตรในระดับปานกลางเท่านั้น^{[ 32 ]}มีหลักฐานของการเกิดธารน้ำแข็งในละติจูดสูงบนอะวาโลเนีย อย่างไรก็ตาม ยังไม่ชัดเจนว่าตะกอนเหล่านี้มีอายุในยุคแคมเบรียนตอนต้นหรือยุคนีโอโปรเทโรโซอิกตอนปลายกันแน่^{[ 31 ]}

การคำนวณอุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลก (GAT) แตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับเทคนิคที่ใช้ ในขณะที่การวัดบางอย่างแสดงให้เห็น GAT สูงกว่าประมาณ 40 °C (104 °F) แบบจำลองที่รวมแหล่งข้อมูลหลายแหล่งเข้าด้วยกันให้ GAT ประมาณ 20–22 °C (68–72 °F) ในยุคเทอร์เรนูเวียน และเพิ่มขึ้นเป็นประมาณ 23–25 °C (73–77 °F) สำหรับช่วงที่เหลือของยุคแคมเบรียน^{[ 32 ] [ 33 ]}สภาพอากาศที่อบอุ่นมีความเชื่อมโยงกับ ระดับ คาร์บอนไดออกไซด์ ในบรรยากาศที่สูงขึ้น การรวมตัวของกอนด์วานาทำให้เกิดการจัดระเบียบใหม่ของแผ่นเปลือกโลกด้วยการพัฒนาขอบแผ่นเปลือกโลกบรรจบกันใหม่และการเกิดหินอัคนีโค้งขอบทวีปซึ่งช่วยขับเคลื่อนภาวะโลกร้อน^{[ 33 ] [ 7 ]}การปะทุของหินบะซอล ต์ Kalkarindji LIP ในช่วง Stage 4 และเข้าสู่ Miaolingian ตอนต้น ยังปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์มีเทนและซัลเฟอร์ไดออกไซด์ จำนวนมาก สู่ชั้นบรรยากาศ ส่งผลให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอย่างรวดเร็วและอุณหภูมิผิวน้ำทะเลสูงขึ้น^{[ 7 ]}

มีความไม่แน่นอนเกี่ยวกับอุณหภูมิผิวน้ำทะเลสูงสุด ค่าเหล่านี้คำนวณโดยใช้ ค่า δ ¹⁸ Oจากหินทะเล และมีการถกเถียงกันอย่างต่อเนื่องเกี่ยวกับระดับ δ ¹⁸ O ในน้ำทะเลยุคแคมเบรียนเมื่อเทียบกับช่วงที่เหลือของยุคฟาเนโรโซอิก^{[ 32 ] [ 34 ]}การประมาณค่าอุณหภูมิผิวน้ำทะเลเขตร้อนแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ 28–32 °C (82–90 °F) ^{[ 32 ] [ 34 ]}ถึงประมาณ 29–38 °C (84–100 °F) ^{[ 35 ] [ 31 ]}อุณหภูมิผิวน้ำทะเลเขตร้อนเฉลี่ยในปัจจุบันอยู่ที่ 26 °C (79 °F) ^{[ 32 ]}

ระดับออกซิเจนในบรรยากาศเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องตั้งแต่ยุคนีโอโปรเทโรโซอิกเนื่องจากการเพิ่มขึ้นของ สิ่งมีชีวิต ที่สังเคราะห์แสงระดับในยุคแคมเบรียนแตกต่างกันไประหว่างประมาณ 3% ถึง 14% (ระดับในปัจจุบันอยู่ที่ประมาณ 21%) ระดับออกซิเจนในบรรยากาศที่ต่ำและสภาพอากาศที่อบอุ่นส่งผลให้ความเข้มข้นของออกซิเจนที่ละลายในน้ำทะเลลดลงและเกิดภาวะขาดออกซิเจน อย่างแพร่หลาย ในน้ำทะเลลึก^{[ 33 ] [ 36 ]}

มีความสัมพันธ์ที่ซับซ้อนระหว่างระดับออกซิเจน ชีวธรณีเคมีของน้ำทะเล และวิวัฒนาการของสิ่งมีชีวิต สิ่งมีชีวิตที่ขุดรูซึ่งวิวัฒนาการขึ้นใหม่ได้เปิดเผยตะกอนที่ปราศจากออกซิเจนให้สัมผัสกับน้ำทะเลที่มีออกซิเจนอยู่ด้านบน การกวนตะกอนโดยสิ่งมี ชีวิตนี้ทำให้ อัตราการฝังตัวของคาร์บอนอินทรีย์และกำมะถัน ลดลง ซึ่งเมื่อเวลาผ่านไปจะลดระดับออกซิเจนในบรรยากาศและมหาสมุทร ส่งผลให้เกิดสภาวะที่ปราศจากออกซิเจนเป็นวงกว้าง^{[ 37 ]}ช่วงเวลาที่มีอัตราการผุพัง ของทวีปสูงขึ้น ทำให้มีการส่งสารอาหารไปยังมหาสมุทรมากขึ้น ส่งผลให้ผลผลิตของแพลงก์ตอน พืชเพิ่มขึ้น และกระตุ้นวิวัฒนาการของสัตว์หลายเซลล์ อย่างไรก็ตาม การเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของปริมาณสารอาหารนำไปสู่ภาวะยูโทรฟิเคชันซึ่งการเติบโตอย่างรวดเร็วของจำนวนแพลงก์ตอนพืชส่งผลให้ปริมาณออกซิเจนในน้ำโดยรอบลดลง^{[ 33 ] [ 38 ]}

ระดับออกซิเจนที่เพิ่มขึ้นเป็นช่วงๆ เชื่อมโยงกับความหลากหลายทางชีวภาพที่เพิ่มขึ้น ระดับออกซิเจนที่สูงขึ้นช่วยสนับสนุน ความต้องการ การเผาผลาญ ที่เพิ่มขึ้น ของสิ่งมีชีวิต และเพิ่มแหล่งที่อยู่อาศัยทางนิเวศวิทยาโดยการขยายพื้นที่อยู่อาศัยของพื้นทะเล ในทางกลับกัน การรุกของน้ำที่มีออกซิเจนต่ำ เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของระดับน้ำทะเล การไหลเวียนของมหาสมุทร การไหลขึ้นจากน้ำลึก และ/หรือผลผลิตทางชีวภาพ ทำให้เกิดสภาวะขาดออกซิเจนซึ่งจำกัดพื้นที่อยู่อาศัย ลดแหล่งที่อยู่อาศัยทางนิเวศวิทยา และส่งผลให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์ทั้งในระดับภูมิภาคและระดับโลก^{[ 36 ] [ 37 ] [ 38 ]}

โดยรวมแล้ว สภาพแวดล้อมแบบไดนามิกและผันผวนเหล่านี้ ซึ่งมีการรุกรานของภาวะขาดออกซิเจนในระดับโลกและระดับภูมิภาค ส่งผลให้เกิดเหตุการณ์การสูญพันธุ์ และช่วงเวลาที่มีออกซิเจนในมหาสมุทรเพิ่มขึ้นกระตุ้นความหลากหลายทางชีวภาพ ได้ผลักดันนวัตกรรมทางวิวัฒนาการ^{[ 37 ] [ 33 ] [ 38 ]}

ในช่วงยุคแคมเบรียน การเปลี่ยนแปลงของอัตราส่วนไอโซโทปเกิดขึ้นบ่อยและเด่นชัดกว่าในยุคฟาเนโรโซอิกตอนหลัง โดยมีการตรวจพบการเปลี่ยนแปลงของไอโซโทปคาร์บอน ( δ ¹³ C ) อย่างน้อย 10 ครั้ง (การเปลี่ยนแปลงที่สำคัญของอัตราส่วนไอโซโทปทั่วโลก) ^{[ 10 ]}การเปลี่ยนแปลงเหล่านี้บันทึกการเปลี่ยนแปลงในชีวธรณีเคมีของมหาสมุทรและชั้นบรรยากาศ ซึ่งเกิดจากกระบวนการต่างๆ เช่น อัตราการเกิดแมกมาโค้งทวีปทั่วโลก อัตราการผุพังและระดับสารอาหารที่เข้าสู่สิ่งแวดล้อมทางทะเล การเปลี่ยนแปลงระดับน้ำทะเล และปัจจัยทางชีวภาพ รวมถึงผลกระทบของสัตว์ที่ขุดรูต่อระดับออกซิเจน^{[ 33 ] [ 38 ] [ 7 ]}

การเปลี่ยนแปลง δ ¹³ C ของแคมเบรียนตอนล่าง (BACE) ร่วมกับδ ²³⁸ U ที่ต่ำ และδ ³⁴ S ที่สูงขึ้น บ่งชี้ถึงช่วงเวลาของการขาดออกซิเจนในทะเลตื้นที่แพร่หลาย ซึ่งเกิดขึ้นพร้อมกับการสูญพันธุ์ของอะคริทาร์ชในยุคเอเดียคารัน ตามมาด้วยการปรากฏตัวและการกระจายตัวอย่างรวดเร็วของสัตว์ไบลาเทเรียน^{[ 10 ] [ 33 ]}

ในช่วงต้นยุคแคมเบรียน อัตราส่วน ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Srเพิ่มขึ้นเนื่องจากการผุกร่อนของทวีปที่เพิ่มขึ้น ซึ่งทำให้มีสารอาหารเข้าสู่มหาสมุทรมากขึ้นและนำไปสู่อัตราการฝังตัวของสารอินทรีย์ที่สูงขึ้น^{[ 39 ]}ในช่วงเวลาที่ยาวนาน ออกซิเจนส่วนเกินที่ปล่อยออกมาจากการฝังตัวของคาร์บอนอินทรีย์จะสมดุลกับการลดลงของอัตราการฝังตัวของไพไรต์ (FeS ₂ ) (ซึ่งเป็นกระบวนการที่ปล่อยออกซิเจนออกมาเช่นกัน) ส่งผลให้ระดับออกซิเจนในบรรยากาศคงที่ อย่างไรก็ตาม ในช่วงต้นยุคแคมเบรียน การเปลี่ยนแปลงของ δ ¹³ C และ δ ³⁴ S ที่เชื่อมโยงกันหลายครั้งบ่งชี้ถึงอัตราการฝังตัวที่สูงของทั้งคาร์บอนอินทรีย์และไพไรต์ในน้ำใต้ทะเลที่มีความอุดมสมบูรณ์ทางชีวภาพแต่ปราศจากออกซิเจน น้ำที่มีออกซิเจนสูงที่เกิดจากกระบวนการเหล่านี้แพร่กระจายจากมหาสมุทรลึกไปยังสภาพแวดล้อมทางทะเลตื้น ขยายพื้นที่ที่สิ่งมีชีวิตสามารถอาศัยอยู่ได้บนพื้นทะเล^{[ 10 ] [ 40 ]}การปล่อยออกซิเจนเหล่านี้เกี่ยวข้องกับการแผ่รังสีของฟอสซิลเปลือกหอยขนาดเล็กและการเปลี่ยนแปลงไอโซโทปการแผ่รังสีของอาร์โทรพอดในยุคแคมเบรียน (CARE) [ ^{39 ] การ}เพิ่มขึ้นของน้ำที่มีออกซิเจนในมหาสมุทรลึกในที่สุดก็ลดระดับคาร์บอนอินทรีย์และการฝังไพไรต์ ส่งผลให้การผลิตออกซิเจนลดลงและการกลับมาของสภาวะไร้ออกซิเจน วงจรนี้เกิดขึ้นซ้ำหลายครั้งในช่วงต้นยุคแคมเบรียน^{[ 10 ] [ 40 ]}

การเริ่มต้นของการปะทุของหินบะซอลต์ Kalkarindji LIP ในช่วงระยะที่ 4 และช่วงต้นยุค Miaolingian ได้ปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ มีเทน และซัลเฟอร์ไดออกไซด์จำนวนมากสู่ชั้นบรรยากาศ การเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นสะท้อนให้เห็นได้จากการเปลี่ยนแปลงค่า δ ¹³ C อย่างรวดเร็วและครั้งใหญ่ถึงสามครั้ง อุณหภูมิที่สูงขึ้นนำไปสู่ระดับน้ำทะเลทั่วโลกที่สูงขึ้น ซึ่งทำให้ไหล่ทวีปและพื้นที่ภายในทวีปถูกน้ำท่วมด้วยน้ำที่ปราศจากออกซิเจนจากมหาสมุทรที่ลึกกว่า และทำให้แท่นหินปูนของแนวปะการัง archaeocyathan จมอยู่ใต้น้ำ ส่งผลให้เกิดการสะสมของหินดินดานสีดำที่อุดมไปด้วยสารอินทรีย์อย่างกว้างขวาง เหตุการณ์นี้รู้จักกันในชื่อเหตุการณ์การสูญพันธุ์จากภาวะขาดออกซิเจนที่ซินสค์ (Sinsk anoxic extinction event ) ซึ่งเป็นตัวกระตุ้นให้เกิดการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ครั้งแรกในยุคฟาเนโรโซอิก คือ การสูญพันธุ์ Botomian–Toyonian (BTE) ในช่วง 513–508 ล้านปีก่อนซึ่งรวมถึงการสูญเสีย archaeocyathids และhyolithsและทำให้ความหลากหลายทางชีวภาพลดลงอย่างมาก^{[ 7 ] [ 40 ]}การเพิ่มขึ้นของระดับน้ำทะเลยังแสดงให้เห็นได้จากการลดลงทั่วโลกของ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr การท่วมของพื้นที่ทวีปทำให้ลดอัตราการผุพังของทวีป ลดการป้อน⁸⁷ Sr สู่มหาสมุทร และลด⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr ของน้ำทะเล^{[ 39 ] [ 10 ]}

ฐานของยุคเมี่ยวหลิงถูกทำเครื่องหมายด้วยเหตุการณ์ไอโซโทปคาร์บอนของการสูญพันธุ์ของเรดลิคิด-โอเลเนลลิด (ROECE) ซึ่งตรงกับช่วงหลักของการเกิดภูเขาไฟคัลคารินจิ^{[ 7 ]}

ในช่วงยุคเมี่ยวหลิง เหตุการณ์การก่อตัวของภูเขาตามแนวชายฝั่งออสเตรเลีย-แอนตาร์กติกาของกอนด์วานา ส่งผลให้การผุกร่อนเพิ่มขึ้นและการไหลเข้าของสารอาหารสู่มหาสมุทรเพิ่มขึ้น ทำให้ระดับผลผลิตและการฝังตัวของคาร์บอนอินทรีย์เพิ่มสูงขึ้น สิ่งเหล่านี้สามารถสังเกตได้จากการเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องของ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr และ δ ¹³ C ^{[ 39 ]}

การกัดเซาะอย่างต่อเนื่องของระดับที่ลึกกว่าของแนวเทือกเขา Gondwana นำไปสู่จุดสูงสุดของ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr และเชื่อมโยงการเปลี่ยนแปลง δ ¹³ C และ δ ³⁴ S ในเชิงบวก ซึ่งรู้จักกันในชื่อSteptoean positive carbon isotope excursion (SPICE) ^{[ 7 ]}สิ่งนี้บ่งชี้ว่ามีสภาวะทางธรณีเคมีที่คล้ายคลึงกับระยะที่ 2 และ 3 ของยุคแคมเบรียนตอนต้น โดยการขยายตัวของภาวะขาดออกซิเจนบนพื้นทะเลช่วยเพิ่มอัตราการฝังตัวของสารอินทรีย์และไพไรต์^{[ 39 ]}การเพิ่มขึ้นของขอบเขตของสภาวะขาดออกซิเจนบนพื้นทะเลนำไปสู่การสูญพันธุ์ของไทรโลไบต์ marjumiid และdamesellidในขณะที่การเพิ่มขึ้นของระดับออกซิเจนที่ตามมาช่วยขับเคลื่อนการแพร่กระจายของแพลงก์ตอน^{[ 10 ] [ 33 ]}

⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr ลดลงอย่างรวดเร็วใกล้กับจุดสูงสุดของยุคเจียงซาน และตลอดช่วงยุคที่ 10 เมื่อเทือกเขากอนด์วานาถูกกัดเซาะลงและอัตราการผุพังลดลง^{[ 10 ] [ 39 ]}

แร่ธาตุของคาร์บอเนตทางทะเลอนินทรีย์มีการเปลี่ยนแปลงตลอดช่วงฟาเนโรโซอิก โดยถูกควบคุมด้วยค่า Mg ²⁺ /Ca ²⁺ของน้ำทะเล ค่า Mg ²⁺ /Ca ²⁺ สูงส่ง ผลให้เกิด การตกตะกอนของ แคลเซียมคาร์บอเนตซึ่งมีอาราโกไนต์และแคลไซต์ที่ มีแมกนีเซียมสูงเป็นหลัก เรียกว่าทะเล อาราโกไนต์ และอัตราส่วนต่ำส่งผลให้เกิดทะเลแคลไซต์ซึ่งแคลไซต์ที่มีแมกนีเซียมต่ำเป็นตะกอนแคลเซียมคาร์บอเนตหลัก^{[ 41 ]}เปลือกและโครงกระดูกของสิ่งมีชีวิตที่สร้างแร่ชีวภาพสะท้อนให้เห็นถึงรูปแบบเด่นของแคลไซต์^{[ 42 ]}

ในช่วงปลายยุคเอเดียคารันถึงต้นยุคแคมเบรียน ระดับออกซิเจนที่เพิ่มขึ้นทำให้ความเป็นกรดของมหาสมุทรลดลงและความเข้มข้นของแคลเซียมในน้ำทะเลเพิ่มขึ้น อย่างไรก็ตาม การเปลี่ยนผ่านจากทะเลอาราโกไนต์ไปเป็นทะเลแคลไซต์ไม่ได้เกิดขึ้นอย่างง่ายๆ แต่เป็นการเปลี่ยนแปลงที่ยืดเยื้อและแปรผันไปตลอดช่วงยุคแคมเบรียน การตกตะกอนของอาราโกไนต์และแมกนีเซียมสูงยังคงดำเนินต่อไปจากยุคเอเดียคารันไปจนถึงยุคแคมเบรียนระยะที่ 2 ส่วนแข็งของโครงกระดูกแคลไซต์ที่มีแมกนีเซียมต่ำปรากฏขึ้นในยุคแคมเบรียนที่ 2 แต่การตกตะกอนของอาราโกไนต์แบบอนินทรีย์ก็เกิดขึ้นในช่วงเวลานี้เช่นกัน^{[ 42 ]}ทะเลผสมอาราโกไนต์-แคลไซต์ยังคงดำเนินต่อไปตลอดช่วงกลางและปลายยุคแคมเบรียน โดยทะเลแคลไซต์ล้วนๆ ไม่ได้เกิดขึ้นจนกระทั่งต้นยุคออร์โดวิเชียน^{[ 42 ]}

ความผันแปรและการลดลงอย่างช้าๆ ของ Mg ²⁺ /Ca ²⁺ในน้ำทะเลเหล่านี้เกิดจากระดับออกซิเจนต่ำ อัตราการผุพังของทวีปสูง และธรณีเคมีของทะเลในยุคแคมเบรียน ในสภาวะที่มีออกซิเจนต่ำและระดับเหล็กสูง เหล็กจะเข้ามาแทนที่แมกนีเซียมในแร่ดินเหนียวที่เกิดขึ้นเองตามธรรมชาติซึ่งสะสมอยู่บนพื้นมหาสมุทร ทำให้การกำจัดแมกนีเซียมออกจากน้ำทะเลช้าลง การเพิ่มขึ้นของซิลิกาในน้ำทะเลก่อนการแพร่กระจายของสิ่งมีชีวิตที่มีซิลิกา และการกวนทางชีวภาพที่จำกัดของพื้นมหาสมุทรที่ปราศจากออกซิเจน ทำให้อัตราการสะสมของดินเหนียวเหล่านี้เพิ่มขึ้นเมื่อเทียบกับช่วงที่เหลือของยุคฟาเนโรโซอิก สิ่งนี้ประกอบกับการป้อนแมกนีเซียมจำนวนมากเข้าสู่มหาสมุทรผ่านการผุพังของทวีปที่เพิ่มขึ้น ทำให้การลดลงของ Mg ²⁺ /Ca ²⁺ ล่าช้า และอำนวยความสะดวกให้เกิดการตกตะกอนของอาราโกไนต์อย่างต่อเนื่อง^{[ 41 ]}

สภาวะที่เอื้อต่อการสะสมของดินเหนียวออธิเจนิกยังเหมาะสำหรับการก่อตัวของลาเกอร์สเตตเทนด้วย โดยแร่ธาตุในดินเหนียวจะเข้ามาแทนที่ส่วนต่างๆ ของร่างกายที่อ่อนนุ่มของสิ่งมีชีวิตในยุคแคมเบรียน^{[ 33 ]}

พืชในยุคแคมเบรียนแทบไม่แตกต่างจากยุคเอเดียคารัน กลุ่มสิ่งมีชีวิตหลักคือสาหร่ายทะเลขนาดใหญ่Fuxianospira , SinocylindraและMarpoliaไม่ พบสาหร่าย ที่มีแคลเซียมในยุคนั้น^{[ 43 ]}

ไม่พบฟอสซิลพืชบก ( เอ็มบริโอไฟต์ ) จากยุคแคมเบรียน อย่างไรก็ตาม ฟิล์มชีวภาพและแผ่นจุลินทรีย์มีการพัฒนาอย่างดีบนที่ราบน้ำขึ้นน้ำลงและชายหาดในยุคแคมเบรียนเมื่อ 500 ล้านปีก่อน ^{[ 44 ]}และจุลินทรีย์ที่ก่อตัวเป็นระบบนิเวศ จุลินทรีย์บนโลก เทียบได้กับเปลือกดิน ในปัจจุบัน ของภูมิภาคทะเลทราย ซึ่งมีส่วนช่วยในการก่อตัวของดิน^{[ 45 ] [ 46 ]}แม้ว่าการประมาณค่าด้วยนาฬิกาโมเลกุลจะชี้ให้เห็นว่าพืชบกอาจปรากฏขึ้นครั้งแรกในช่วงแคมเบรียนตอนกลางหรือตอนปลาย แต่การกำจัดก๊าซเรือนกระจก CO ₂ ออก จากชั้นบรรยากาศในวงกว้างผ่านการกักเก็บนั้นไม่ได้เริ่มต้นจนกระทั่งยุคออร์โดวิเชียน^{[ 47 ]}

พืชบกอาจปรากฏขึ้นในช่วงแคมเบรียน แต่หลักฐานสำหรับเรื่องนี้มีน้อยและเป็นที่ถกเถียงกัน และหลักฐานที่เก่าแก่ที่สุดที่ชัดเจนเกี่ยวกับพืชบกมาจากยุคออร์โดวิเชียนถัดมา^{[ 48 ]} การประมาณค่า ด้วยนาฬิกาโมเลกุลยังทำให้ผู้เขียนบางคนเสนอแนะว่าสัตว์ขาปล้องอาจเข้ามาอาศัยอยู่บนบกในช่วงแคมเบรียน แต่หลักฐานทางกายภาพที่เก่าแก่ที่สุดของเรื่องนี้ก็มาจากยุคออร์โดวิเชียนถัดมาเช่นกัน^{[ 49 ]}

การระเบิดของแคมเบรียนเป็นช่วงเวลาของการเติบโตอย่างรวดเร็วของสิ่งมีชีวิตหลายเซลล์ สิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่ในยุคแคมเบรียนเป็นสัตว์น้ำ ครั้งหนึ่งเคยเชื่อกันว่าไทรโลไบต์เป็นสิ่งมีชีวิตที่โดดเด่นในเวลานั้น^{[ 50 ]}แต่สิ่งนี้ได้รับการพิสูจน์แล้วว่าไม่ถูกต้อง อาร์โทรพอดเป็นสัตว์ที่โดดเด่นที่สุดในมหาสมุทร แต่ไทรโลไบต์เป็นเพียงส่วนน้อยของความหลากหลายของอาร์โทรพอดทั้งหมด สิ่งที่ทำให้พวกมันมีจำนวนมากอย่างเห็นได้ชัดคือเกราะหนาที่เสริมด้วยแคลเซียมคาร์บอเนต (CaCO ₃ ) ซึ่งกลายเป็นฟอสซิลได้ง่ายกว่า โครงกระดูกภายนอก ไคตินที่ เปราะบาง ของอาร์โทรพอดอื่นๆ ทำให้มีซากที่ได้รับการอนุรักษ์ไว้มากมาย^{[ 51 ]}

ช่วงเวลานี้เป็นช่วงเวลาที่ความหลากหลายและองค์ประกอบของชีวภาค ของโลกเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็ว สิ่งมีชีวิตในยุค เอเดียคารันประสบกับการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในช่วงเริ่มต้นของยุคแคมเบรียน ซึ่งสอดคล้องกับการเพิ่มขึ้นของจำนวนและความซับซ้อนของพฤติกรรมการขุดรู พฤติกรรมนี้มีผลกระทบอย่างลึกซึ้งและไม่สามารถย้อนกลับได้ต่อพื้นผิวซึ่งเปลี่ยนแปลง ระบบนิเวศ ใต้ทะเลก่อนยุคแคมเบรียน พื้นทะเลถูกปกคลุมด้วยแผ่นจุลินทรีย์เมื่อสิ้นสุดยุคแคมเบรียน สัตว์ที่ขุดรูได้ทำลายแผ่นจุลินทรีย์ในหลายพื้นที่ผ่านการกวนทางชีวภาพ ผลที่ตามมาคือ สิ่งมีชีวิตจำนวนมากที่พึ่งพาแผ่นจุลินทรีย์สูญพันธุ์ไป ในขณะที่สายพันธุ์อื่นๆ ปรับตัวเข้ากับสภาพแวดล้อมที่เปลี่ยนแปลงไป ซึ่งมีช่องว่างทางนิเวศวิทยาใหม่ๆ^{[ 52 ]} ในช่วงเวลาเดียวกันนั้น ดูเหมือนว่าจะมีการปรากฏตัวอย่างรวดเร็วของตัวแทนของ ไฟลัมที่มีแร่ธาตุทั้งหมดรวมถึงไบรโอซัว [ ^{53 ]}ซึ่งครั้งหนึ่งเคยคิดว่าปรากฏขึ้นเฉพาะในยุคออร์โดวิเชียนตอนต้น^{เท่านั้น[ 54 ]}อย่างไรก็ตาม ไฟลัมเหล่านั้นจำนวนมากมีตัวแทนเฉพาะในรูปแบบของกลุ่มต้นกำเนิดเท่านั้น และเนื่องจากไฟลัมที่มีแร่ธาตุมักมีต้นกำเนิดจากพื้นทะเล จึงอาจไม่ใช่ตัวแทนที่ดีสำหรับไฟลัมที่ไม่มีแร่ธาตุ (ซึ่งมีจำนวนมากกว่า) ^{[ 55 ]}

ในขณะที่ยุคแคมเบรียนตอนต้นแสดงให้เห็นถึงความหลากหลายทางชีวภาพอย่างมากจนได้รับการขนานนามว่า การระเบิดของแคมเบรียน (Cambrian Explosion) แต่สิ่งนี้ก็เปลี่ยนไปในภายหลังของยุคดังกล่าว เมื่อความหลากหลายทางชีวภาพลดลงอย่างรวดเร็ว ประมาณ 515 ล้านปีก่อน จำนวนชนิดพันธุ์ที่สูญพันธุ์มีมากกว่าจำนวนชนิดพันธุ์ใหม่ที่ปรากฏขึ้น ห้าล้านปีต่อมา จำนวนสกุลลดลงจากจุดสูงสุดก่อนหน้านี้ประมาณ 600 สกุล เหลือเพียง 450 สกุล นอกจากนี้ อัตราการเกิด ชนิดพันธุ์ใหม่ในหลายกลุ่มลดลงเหลือเพียงหนึ่งในห้าถึงหนึ่งในสามของระดับก่อนหน้า^{[ 57 ] [ 58 ]}สิ่งมีชีวิตในทะเลอาศัยอยู่ภายใต้ระดับออกซิเจน ที่ต่ำและผันผวน ซึ่งการไหลขึ้นของ น้ำทะเลลึกที่ ปราศจากออกซิเจนเข้าสู่สภาพแวดล้อมทางทะเลตื้นอาจผลักดันให้สิ่งมีชีวิตเข้าสู่ภาวะสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ อย่างไรก็ตาม ในที่สุดสิ่งเหล่านี้ก็นำไปสู่ความหลากหลายทางชีวภาพ ที่เพิ่มขึ้น เนื่องจากมีช่องว่างทางนิเวศวิทยาใหม่ๆ เกิดขึ้น^{[ 33 ]}

สิ่งมีชีวิตในยุคแคมเบรียนบางชนิดได้ขึ้นมาบนบก ทำให้เกิดร่องรอยฟอสซิลProtichnitesและClimactichnitesหลักฐานฟอสซิลบ่งชี้ว่าeuthycarcinoids ซึ่งเป็นกลุ่มของสัตว์ขาปล้องที่สูญพันธุ์ไปแล้ว ได้สร้าง Protichnitesอย่างน้อยบางส่วน^{[ 59 ]}ยังไม่พบฟอสซิลของผู้สร้างร่องรอยClimactichnites อย่างไรก็ตาม ร่องรอยฟอสซิลและร่องรอยการพักผ่อนบ่งชี้ว่า เป็นหอย ขนาดใหญ่ ที่มีลักษณะคล้ายทาก^{[ 60 ]}

Porifera (ฟองน้ำ), Cnidaria (เช่นแมงกะพรุน , Hydrozoa , ดอกไม้ทะเลและปะการัง ) และCtenophora (หวีวุ้น) มีบันทึกฟอสซิลที่ไม่สม่ำเสมอในยุคแคมเบรียนและได้รับการอนุรักษ์ไว้ดีที่สุดใน Lagerstätten ^{[ 61 ]}ความสัมพันธ์เชิงวิวัฒนาการของพวกมันเป็นหัวข้อของการถกเถียงอย่างต่อเนื่อง^{[ 62 ] [ 63 ] [ 64 ]}ก่อนประมาณ 513 ล้านปีก่อน ทั้ง กลุ่ม ต้นกำเนิดและกลุ่มยอดต่างก็มีอยู่ อย่างไรก็ตาม กลุ่มต้นกำเนิดจำนวนมากสูญพันธุ์ไปในช่วงเหตุการณ์ขาดออกซิเจนที่ซินสค์ในช่วงปลายของซีรีส์ 2 โดยกลุ่มยอดได้กระจายตัวออกไปหลังจากนั้น^{[ 61 ]}

ฟองน้ำแบ่งออกเป็นสามกลุ่มหลัก ได้แก่Calcarea (ฟองน้ำแคลเซียม), Hexactinellida (ฟองน้ำซิลิกาหรือแก้ว) และDemospongia ( ฟองน้ำสปอง จินและ/หรือซิลิกา) Demospongia พบได้บ่อยที่สุดในบันทึกฟอสซิลยุคแคมเบรียน Hexactinellida และ Calcarea อาจพบได้ แต่หลักฐานยังเป็นที่ถกเถียงกัน เช่นเดียวกับหลักฐานของฟองน้ำยุคเอเดียคารัน^{[ 65 ] [ 66 ]}ฟองน้ำหลายกลุ่มในยุคแคมเบรียน (เช่นReticulosa , HeteractinidaและProtomonaxonida ) ถือเป็นกลุ่มต้นกำเนิดของสายพันธุ์ฟองน้ำหลักเหล่านี้ เนื่องจากมีลักษณะคล้ายฟองน้ำ แต่กลุ่มเหล่านั้นสูญพันธุ์ไปแล้ว^{[ 66 ]}ตัวอย่างเช่นEiffelia (heteractinid) มีลักษณะของฟองน้ำแคลเซียมและซิลิกา โดยมีหนามทั้งซิลิกาและแคลเซียมคาร์บอเนต^{[ 65 ]}

Archaeocyathaน่าจะมีความเกี่ยวข้องกับฟองน้ำเดโมสปองจ์ พวกมันปรากฏครั้งแรกในบันทึกฟอสซิลในช่วงที่ 2 ของยุคเทอร์เรนูเวียน มีความหลากหลายอย่างรวดเร็วในช่วงที่ 3 ของยุคที่ 2 ก่อนที่จะลดจำนวนลงอย่างรวดเร็วในช่วงที่ 4 และสูญพันธุ์ไปในช่วงเหตุการณ์ขาดออกซิเจนซินสค์^{[ 67 ]} Archaeocyatha เป็น สิ่งมี ชีวิตที่อยู่กับที่ กินอาหารแบบกรองและสูบน้ำผ่านโครงกระดูกแคลเซียมรูปถ้วยที่มีรูพรุน^{[ 65 ] [ 67 ]}ร่วมกับไซยาโนแบคทีเรียพวกมันเป็นผู้สร้างแนวปะการังหลักในยุคแคมเบรียนตอนต้น โดยสร้างโครงสร้างขนาดใหญ่ที่เก่าแก่ที่สุดเท่าที่รู้จักซึ่งสร้างโดยสัตว์ การมีอยู่ของไซยาโนแบคทีเรียภายในโครงกระดูกของ Archaeocyatha บ่งชี้ถึง ความสัมพันธ์ แบบพึ่งพาแสงไซยาโนแบคทีเรียและจุลินทรีย์แคลเซียม อื่นๆ ตกตะกอนแคลเซียมคาร์บอเนต ซึ่งเคลือบโครงกระดูกของ Archaeocyatha และยึดเข้าด้วยกันเพื่อสร้างโครงสร้างของแนวปะการัง^{[ 68 ] [ 69 ]}แอนโทโซแอน (ไนดาเรียน) ที่คล้ายปะการังในยุคแรก ก็มีส่วนช่วยในการสร้างแนวปะการังเช่นกัน ^{[ 69 ] [ 70 ]}พวกมันสูญพันธุ์ไปพร้อมกับอาร์คีโอไซอาธาในช่วงเหตุการณ์ขาดออกซิเจนซินสค์^{[ 61 ] [ 69 ]}พวกมันถูกแทนที่ด้วย เดโมสปอง จ์ลิธิสติดซึ่งกลายเป็นฟองน้ำหลักในการสร้างแนวปะการังในช่วงที่เหลือของยุคแคมเบรียน^{[ 67 ]}

Ctenophora (แมงกะพรุนหวี) เป็นกลุ่มของ สัตว์ กินเนื้อที่อาศัยอยู่ในทะเลเปิด มีลำตัวเป็นทรงกลมคล้ายวุ้น และมีแถวหวี ( ขนซีเลีย ภายนอก ) ที่ใช้ในการเคลื่อนที่ ฟอสซิลของ Ctenophora ที่เก่าแก่ที่สุดที่ได้รับการยืนยันพบในยุคแคมเบรียนตอนต้น Ctenophora ในยุคแคมเบรียนมีแถวหวีมากกว่า แต่ไม่มีหนวดคู่ที่มีคอลโลบลาสต์ ซึ่ง Ctenophora ในปัจจุบันใช้ในการหาอาหาร^{[ 62 ] [ 63 ]}กลุ่มต้นกำเนิดของ Ctenophora ได้แก่Scleroctenophoraซึ่งมีแถวหวีคู่และโครงกระดูกอินทรีย์ ซึ่งเป็นสิ่งที่ Ctenophora ในปัจจุบันไม่มี^{[ 63 ]}

ไดโนมิสคิดส์เป็นโพลิปที่เกาะติดอยู่กับที่และกินอาหารแบบกรอง มีโครงกระดูกอินทรีย์ที่รวบรวมอาหารผ่านมงกุฎหนวดรอบปาก พวกมันถูกจัดให้อยู่ในกลุ่มซีเทโนฟอราโดยมีข้อเสนอแนะว่าหนวดวิวัฒนาการเป็นแถวหวี^{[ 63 ]}และกลุ่มไนดาเรียเนื่องจากโครงสร้างภายในคล้ายกับบรรพบุรุษที่คล้ายดอกไม้ทะเลมากกว่า^{[ 64 ]}

สัตว์ในไฟลัม Cnidarians แบ่งออกเป็นสองกลุ่มหลัก ได้แก่ Anthozoa (ดอกไม้ทะเล ปะการัง) ซึ่งเป็น โพลิป ที่อาศัยอยู่บนพื้นทะเลและMedusozoa (ไฮดรอยด์ แมงกะพรุน) ซึ่งมีระยะวงจรชีวิตสลับกันระหว่างโพลิปและเมดูซา (ว่ายน้ำอิสระ) ^{[ 71 ]}ตัวอย่างแมงกะพรุนที่เก่าแก่ที่สุดในบันทึกฟอสซิลคือOlivooidesซึ่งเป็นแมงกะพรุนตัวอ่อนจากยุค Fortunian ^{[ 72 ]}พบตัวอย่างของ Anthozoans จาก Series 2 ^{[ 64 ]}หนึ่งในนั้น คือ Nailiana elegans ที่มีลักษณะคล้ายโพลิป ซึ่งเป็น Anthozoan กลุ่มต้นกำเนิด หนวดที่ยาวและยืดหยุ่นของมันใช้ในการตรวจจับ จับ และลากเหยื่อเข้าปากในลักษณะเดียวกับดอกไม้ทะเลนักล่าในปัจจุบัน ตัวอย่างฟอสซิลจาก Stage 3 (ประมาณ 520 ล้านปีก่อน) แสดงหลักฐานที่เก่าแก่ที่สุดที่รู้จักของรูปแบบการล่าเหยื่อ แบบ macrophagous นี้ ฟอสซิลนี้เก็บรักษาแบรคิโอพอดที่ล้อมรอบด้วย หนวดของ N. elegansโดยมีส่วนหนึ่งของแบรคิโอพอดอยู่ภายในไนดาเรียนแล้ว^{[ 64 ]}

รูปแบบการอนุรักษ์หลายอย่างเป็นเอกลักษณ์เฉพาะของยุคแคมเบรียน และบางอย่างช่วยรักษาส่วนของร่างกายที่อ่อนนุ่ม ส่งผลให้มีแหล่ง ซากดึกดำบรรพ์ ⁽ Lagerstätten ) จำนวนมาก ซึ่งรวมถึงSirius Passet [ ^{73 ] [ 74 ] Sinsk} Algal Lens ^{[ 75 ]} Maotianshan Shales [ ^{76 ]} Emu Bay Shale [ ^{77 ] และ} Burgess Shale ^{[ 78 ] [ 79 ] [ 80 ]}

คณะกรรมการข้อมูลทางภูมิศาสตร์ของรัฐบาลกลางสหรัฐอเมริกาใช้ตัวอักษร "ตัวพิมพ์ใหญ่ C ที่มีขีดคั่น" ⟨Ꞓ⟩เพื่อแสดงยุคแคมเบรียน^{[ 81 ]} ตัว อักษร ยูนิโค้ดคือU+A792 Ꞓ LATIN CAPITAL LETTER C WITH BAR ^{[ 82 ] [ 83 ]}

• 
  สโตรมาโตไลต์จากชั้นหินพิกา (ยุคแคมเบรียนตอนกลาง) ใกล้ทะเลสาบเฮเลน อุทยานแห่งชาติแบนฟ์ ประเทศแคนาดา
• 
  ไทรโลไบต์เช่นElrathia kingii เหล่านี้ เป็นสัตว์ขาปล้องที่พบได้ทั่วไปในยุคนั้น
• 
  อโนมาโลคาริสเป็นสัตว์นักล่าในทะเลยุคแรกๆ เป็นสมาชิกของกลุ่มอาร์โทรพอดดั้งเดิมชื่อเรดิโอดอนตา
• 
  โอปาบินิอาเป็นสัตว์ขาปล้องดึกดำบรรพ์ที่มีรูปร่างแปลกประหลาด มีตาเรียงเป็นก้าน 5 ดวง และงวงที่เชื่อมติดกัน ปลายงวงมีลักษณะคล้ายกรงเล็บ
• 
  โปรติคนิตส์คือร่องรอยที่สัตว์ขาปล้องเดินบนชายหาดในยุคแคมเบรียน
• 
  Hallucigenia sparsaเป็นสมาชิกของกลุ่ม lobopodiaซึ่งถือว่ามีความเกี่ยวข้องกับหนอนกำมะหยี่ ใน ปัจจุบัน
• 
  Cambroraster falcatusเป็น รังสี กัมมันตภาพรังสีที่มีเปลือกรูปเกือกม้าขนาดใหญ่
• 
  พิกาเอียเป็นสัตว์มีกระดูกสันหลังดั้งเดิมจากยุคแคมเบรียนตอนกลาง
• 
  Amiskwia sagittiformisเป็นสัตว์เลื้อยคลานมีขากรรไกร ขนาดใหญ่ ที่พบในแคนาดาและจีน
• 
  Haplophrentisเป็นไฮโอลิธซึ่งเป็นกลุ่มของโลโฟโทรโคโซแอน ที่มีเปลือกรูปทรงกรวย ซึ่งอาจมีความเกี่ยวข้องกับโลโฟโฟเรตหรือหอย
• 
  Halkieriaเป็นสัตว์ไม่มีกระดูกสันหลังที่แปลกประหลาด ซึ่งเป็นสมาชิกยุคแรกๆ ของกลุ่มหอย

• เหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคแคมเบรียน-ออร์โดวิเชียน – ประมาณ 488 ล้านปีก่อน
• เหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ที่เดรสบาเคียน —ประมาณ 499 ล้านปีก่อน
• เหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในช่วงปลายยุคโบโตเมียน —ประมาณ 513 ล้านปีก่อน
• รายชื่อแหล่งฟอสซิล(พร้อมสารบัญลิงก์)
• แหล่งต้นแบบ (ทางธรณีวิทยา)คือ สถานที่ที่พบหินประเภทใดประเภทหนึ่ง หน่วยทางธรณีวิทยา ฟอสซิล หรือแร่ธาตุชนิดใดชนิดหนึ่งเป็นครั้งแรก

Wikisource มีผลงานวิจัยต้นฉบับเกี่ยวกับหัวข้อนี้: Paleozoic#Cambrian

• Amthor, JE; Grotzinger, John P.; Schröder, Stefan; Bowring, Samuel A.; Ramezani, Jahandar; Martin, Mark W.; Matter, Albert (2003). "การสูญพันธุ์ของCloudinaและNamacalathus ที่ขอบเขตยุคพรีแคมเบรียน- แคมเบรียนในโอมาน" ธรณีวิทยา31 (5): 431– 434. Bibcode : 2003Geo....31..431A . doi : 10.1130/0091-7613(2003)031<0431:EOCANA>2.0.CO;2 .
• Collette, JH; Gass, KC; Hagadorn, JW (2012). " Protichnites eremitaที่ไม่มีเปลือก? นีโออิคนอโลยีแบบจำลองเชิงทดลองและหลักฐานใหม่สำหรับความสัมพันธ์แบบยูไทคาร์ซินอยด์สำหรับอิคนอสปีชีส์นี้" วารสารบรรพชีวินวิทยา 86 ( 3): 442– 454. Bibcode : 2012JPal...86..442C . doi : 10.1666/11-056.1 .
• Collette, JH; Hagadorn, JW (2010). "ซากดึกดำบรรพ์สัตว์ขาปล้องที่ได้รับการอนุรักษ์แบบสามมิติจากแหล่งซากดึกดำบรรพ์แคมเบรียนของควิเบกและวิสคอนซิน" วารสารบรรพชีวินวิทยา 84 ( 4): 646– 667. doi : 10.1666/09-075.1 .
• Getty, PR; Hagadorn, JW (2008). "การตีความใหม่ของClimactichnites Logan 1860 เพื่อรวมโพรงใต้ดินและการสร้างMusculopodusสำหรับร่องรอยการพักผ่อนของผู้สร้างเส้นทาง" วารสารบรรพชีวินวิทยา 82 ( 6): 1161– 1172. Bibcode : 2008JPal...82.1161G . doi : 10.1666/08-004.1 .
• กูลด์, เอสเจ (1989). ชีวิตอันแสนมหัศจรรย์: เบอร์เจสเชลและธรรมชาติของชีวิต . นิวยอร์ก: นอร์ตัน. ISBN 978-0-393-02705-1.
• Howe, John Allen (1911). "ระบบแคมเบรียน" ในChisholm, Hugh (บรรณาธิการ). สารานุกรมบริแทนนิกาเล่มที่ 5 (ฉบับที่ 11). สำนักพิมพ์มหาวิทยาลัยเคมบริดจ์ หน้า  86–89 .
• Ogg, J. (มิถุนายน 2547). "ภาพรวมของส่วนและจุดมาตรฐานขอบเขตโลก (GSSPs)" . เก็บถาวรจากต้นฉบับเมื่อวันที่ 23 เมษายน 2549 . สืบค้นเมื่อเมื่อวันที่ 30 เมษายน 2549 .
• Owen, R. (1852). "คำอธิบายร่องรอยและรอยเท้าของProtichnitesจากหินทราย Potsdam ของแคนาดา"วารสารรายไตรมาสของสมาคมธรณีวิทยาแห่งลอนดอน 8 ( 1– 2 ): 214– 225. Bibcode : 1852QJGS....8..214O . doi : 10.1144/GSL.JGS.1852.008.01-02.26 .
• Peng, S.; Babcock, LE; Cooper, RA (2012). "ยุคแคมเบรียน". มาตราเวลาทางธรณีวิทยา . หน้า  437–488 . doi : 10.1016/B978-0-444-59425-9.00019-6 . ISBN 978-0-444-59425-9.
• Schieber, J.; Bose, PK; Eriksson, PG; Banerjee, S.; Sarkar, S.; Altermann, W.; Catuneau, O. (2007). Atlas of Microbial Mat Features Preserved within the Clastic Rock Record . Elsevier. หน้า  53–71 . ISBN 978-0-444-52859-9.
• Yochelson, EL; Fedonkin, MA (1993). "บรรพชีววิทยาของClimactichnitesและฟอสซิลยุคแคมเบรียนตอนปลายที่ลึกลับ" Smithsonian Contributions to Paleobiology . 74 (74): 1– 74. doi : 10.5479/si.00810266.74.1 .

วิกิมีเดียคอมมอนส์มีสื่อที่เกี่ยวข้องกับยุคแคมเบรียน

• ยุคแคมเบรียนใน รายการ In Our Timeทางช่องBBC
• ชีวธรณีวิทยา – รวมถึงข้อมูลเกี่ยวกับชีวธรณีวิทยา ของไทรโลไบต์ในยุคแคมเบรียน
• หน้าเว็บเกี่ยวกับไทรโลไบต์ของแซม กอนถูกเก็บถาวรเมื่อวันที่ 7 มีนาคม 2021 ที่Wayback Machine (มีไทรโลไบต์ในยุคแคมเบรียนจำนวนมาก)
• ตัวอย่างฟอสซิลยุคแคมเบรียน
• โครงการแผนที่โบราณ
• รายงานออนไลน์เกี่ยวกับแอมธอร์และบุคคลอื่นๆ จากวารสารธรณีวิทยาเล่มที่ 31
• ชีวิตสุดแปลกบนเสื่อ
• มาตราลำดับชั้นทางธรณีวิทยาเชิงเวลา ฉบับ 2018/08 | ยุคแคมเบรียน