오르도비스기 후기 대멸종

Late Ordovician mass extinction
Extinction intensity.svgCambrianOrdovicianSilurianDevonianCarboniferousPermianTriassicJurassicCretaceousPaleogeneNeogene
광생대 해양 멸종 강도
%
수백만 년 전
Extinction intensity.svgCambrianOrdovicianSilurianDevonianCarboniferousPermianTriassicJurassicCretaceousPaleogeneNeogene
파란색 그래프는 특정 시간 간격 동안 멸종하는 해양 동물의 명백한 비율(절대 수가 아님)을 나타냅니다.그것은 모든 해양 종들을 나타내는 것은 아니며, 단지 쉽게 화석화 되는 종들을 나타낼 뿐이다.전통적인 "빅 5" 멸종 사건과 더 최근에 인식된 카피타니아 대멸종 사건의 라벨은 클릭할 수 있는 링크입니다. 자세한 내용은 멸종 사건을 참조하십시오.(소스 및 이미지 정보)

후기 오르도비스기 대멸종 혹은 오르도비스기 대멸종이라고도 알려진, 후기 오르도비스기 대멸종은 약 443Mya에 [1]발생한 지구 역사상 "빅 5" 대멸종의 첫 번째 사건이다.그것은 종종 멸종된 속들의 비율 면에서 두 번째로 큰 멸종 사건으로 여겨진다.이 기간 동안 멸종은 전세계적이었고, 49-60%의 해양속과 거의 85%의 해양 [2]종을 제거했다.대부분의 표에서, 페름기-트라이아스기 대멸종만이 생물다양성 손실에서 오르도비스기 후기 대멸종을 능가한다.멸종 사건은 모든 주요 분류학 그룹에 갑자기 영향을 미쳤고 모든 완족동물과 브리오조아 과의 3분의 1을 사라지게 했으며, 수많은 코노돈트, 삼엽충, 극피동물, 산호, 이매패류,[3][4] 그리고 그랩톨라이트의 그룹도 사라지게 했다.분류학적 심각성에도 불구하고 후기 오르도비스기 대멸종은 다른 대멸종과 비교하여 생태계 구조에 큰 변화를 일으키지 않았고 특정한 형태학적 혁신을 이끌지도 않았다.실루리아기의 처음 [5][6][7][8]5백만 년 동안 다양성은 점차 멸종 이전의 수준으로 회복되었다.

오르도비스기 후기 대멸종은 전통적으로 두 가지 뚜렷한 [8]맥박이 일어나는 것으로 여겨진다.첫 번째 맥박은 오르도비스기 후기 카티아기와 히르난트기 사이의 경계에서 시작되었다.이러한 멸종 맥박은 일반적으로 히르난티아기 초기에 곤드와나 상공으로 갑자기 확장되어 지구를 온실 기후에서 얼음 하우스 [4][9]기후로 옮긴 후기 오르도비스기 빙하 때문이다.빙하로 인한 냉각과 해수면 하락은 대륙붕을 따라 있는 많은 생물들,[9] 특히 온도 내성이 제한된 풍토성 분류군들의 서식지를 잃게 했다.이 소멸 펄스 동안 생물학적으로 반응하는 탄소와 산소 [8]동위원소에 몇 가지 뚜렷한 변화가 있었다.추운 시기에 해양 생물이 부분적으로 재다양화되었고 새로운 냉수 생태계인 "히르난티아 동물군"이 구축되었다.[8]

두 번째 멸종은 히르난트 후기 빙하가 갑자기 물러나고 따뜻한 날씨가 돌아오면서 일어났다.두 번째 맥박은 실루리아기의 [10][8][11]Ruddanian 단계까지 지속된 극심한 세계적 산소 부족(산소 고갈)과 에우시니아(유독성 황화물 생성)와 관련이 있었다.

생활에 미치는 영향

생태학적 영향

오르도비스기 후기 대멸종은 지구의 [12]지질 및 생물 역사상 생물다양성 증가의 가장 큰 급증 중 하나인 오르도비스기 생물다양화 이벤트(GOBE)에 이은 것이다.멸종 당시, 대부분의 복잡한 다세포 생물들은 바다에 살았고, 육지에 생명체가 있다는 유일한 증거는 작고 초기 육지 식물에서 나온 희귀한 포자들이다.

멸종 당시, 약 100개의 해양 과가 멸종했고, 약 49%[13]의 속(종보다 더 신뢰할 수 있는 추정치)을 포함하고 있다.많은 삼엽충, 코노돈트, 그라포톨라이트 [8]과와 함께 완족동물과 브리오조아목은 강한 영향을 받았다.멸종은 크게 두 가지 멸종 과정으로 나뉘었다.첫 번째 맥박은 카티아기 말기와 히르난기 시작을 알리는 전지구적 메타볼로그랩투스 엑스트라나리우스 그라포라이트 바이오존에서 발생했다.두 번째 멸종 펄스는 히르난트 후기에 발생했으며, 이는 메타볼로그랩투스 페르큘프투스 구역과 일치했다.각각의 멸종 펄스는 다양한 동물 그룹에 영향을 미쳤고, 그 후에 재다양화 이벤트가 뒤따랐다.이 때의 해양 손실 통계 분석에 따르면 다양성의 감소는 [14]종양의 감소보다는 멸종이 급격히 증가했기 때문이다.

그러한 다양성의 큰 손실 이후, 실루리아 공동체는 처음에는 덜 복잡하고 더 넓어졌다.오르도비스기 후기 특징이었던 매우 풍토적인 동물군은 실루리아기 [1]내내 지속되었던 판네로생대 생물 지리학적 패턴에서 가장 세계적인 동물군으로 대체되었다.오르도비스기 후기 대멸종은 페름기-트라이아스기, 백악기-팔레오기 [5][7]대멸종과 관련된 장기적인 생태학적 영향이 거의 없었다.그럼에도 불구하고, 많은 분류군이 짧은 시간 [1]동안 지구상에서 사라졌고, 특정 집단의 상대적 다양성과 풍부함을 없애고 변화시켰다.캄브리아기 형태의 진화 동물군은 거의 멸종했고,[8] 멸종 후 다시 다양화할 수 없었다.

해양 무척추동물의 생물 다양성 변화

상완동물 다양성과 조성은 강한 영향을 받았으며, 캄브리아형 무표정한 상완동물(언어형 및 두개형)은 멸종 이전의 다양성을 회복하지 못했다.고생대 진화 동물군의 일부인 관절상완족류는 멸종에 대한 반응이 더 다양했다.Orthida와 Strophomenida와 같은 초기 Rynchonelliform 그룹은 현저하게 감소했다.펜타메리다, 아티리다, 스피리페리다, 아트리피다를 포함한 다른 종들은 덜 영향을 받았고 멸종 [8][15]후 다양화의 기회를 잡았다.카티안 말기의 멸종 맥박은 그 영향에서 선택적이었고, 심해 생물종과 연안 [8][16]먼바다에 사는 열대내역에 불균형적으로 영향을 미쳤다.깊은 이독성(저산소) 물에 적응한 얇은 껍질의 종들의 집합체인 Foliomena fauna는 첫 번째 [8][16]멸종 과정에서 완전히 멸종되었다.폴리오메나 동물군은 히르난트 이전까지 널리 분포했고 배경 멸종률에 저항했기 때문에 예상치 못한 멸종은 그들의 특정한 [17]서식지가 갑자기 사라졌음을 암시한다.빙하기 동안, 높은 위도의 상완동물 집합체인 히르난티아 동물군은 아마도 냉각에 대한 반응으로 저위도의 바깥 선반 환경을 따라 자리를 잡았습니다.그러나 히르난티아 동물군은 따뜻한 물에 적응한 실루리아식 집합체로 대체된 두 번째 멸종 펄스에서 멸종할 것이다.[8][1][18]

삼엽충은 두 단계의 멸종으로 큰 타격을 입었으며, 약 70%의 속과 50%의 과가 카티아와 실루리아 사이에서 멸종되었다.이 멸종은 플랑크톤 유충이나 성충을 가진 심해 생물종과 집단에게 불균형적으로 영향을 미쳤다.아그노스티다목은 완전히 사라졌고, 이전에 다양했던 아사피다는 오직 하나의 속인 라피오포루스만을 가지고 살아남았다.[19][20][8]냉수 삼엽충 집합체인 무크로나스피스 동물군은 히르난티아 완족동물군과 팽창과 [1][18]소멸의 시기가 일치합니다.

브리오조아 속 중 3분의 1 이상이 멸종했지만 대부분의 과는 멸종 기간 동안 살아남았고 실루리아에서는 전체 종족이 회복되었다.가장 큰 타격을 입은 하위 그룹은 크립토스토메와 트레포스톰으로 오르도비스기 다양성의 전모를 회복하지 못했다.브리오조아 멸종은 히르난티아 [21][8][1]말기에 발틱타로 높은 멸종률이 옮겨지기 전에 로렌시아의 해안 지역에서 시작되었다.브리오조 생물다양성 손실은 히르난트 멸종기 이전에 부분적으로 지속된 과정으로 보인다.오르도비스기 브리오조아속의 멸종률은 카티아어 초기와 후기에 실제로 높았고, 카티아어 후기와 히르난트어에서는 [22]발생률이 급격히 떨어졌다.

약 70%의 크리노이드 속들이 멸종했고, 대부분의 멸종은 첫 번째 맥박에서 일어났다.하지만, 그들은 열대 지역에서 빠르게 다양화되었고 실루리아기에 얼마 지나지 않아 멸종 이전의 다양성을 다시 얻었습니다.오르도비스기 이후 낭포, 에드리오아스테로이드, 그리고 다른 초기 크리노이드 유사 [8][1]그룹들과 같은 많은 다른 극피동물들은 매우 희귀해졌다.

빙하화

주요 기사: 오르도비스기 후기 빙하

오르도비스기 후기 대멸종의 첫 번째 맥박은 오르도비스기 후기 빙하기에서 비롯되었다.오르도비스기 중하류에서는 냉각 추세가 더 길었지만, 히르난트기에서는 가장 심각하고 갑작스러운 빙하가 일어났으며, 이는 두 단계의 멸종으로 구분된다.빠른 대륙 빙하는 오르도비스기 후기 남극에 위치한 곤드와나에 집중되었다.히르난트 빙하는 고생대 빙하기 중 가장 혹독한 빙하기 중 하나로 여겨지는데, 고생대 빙하기는 이전에는 온실 [12]지구의 비교적 따뜻한 기후 조건을 유지했었다.

오르도비스기-실루리아 대멸종 때 바닷물을 빼낸 결과 진흙에서 튀어나온 카메라케라스의 모습을 그린 일러스트.

빙하의 원인은 심각하게 논의되고 있다.대기 중 이산화탄소를 소비한 육생 식물과 마이크로피토플랑크톤의 출현과 발달은 온실 효과를 감소시키고 기후 시스템의 빙하 [10]모드 전환을 촉진했을 수 있다.일반적으로 온실가스와 온난화와 관련이 있지만, 화산 활동이 냉각을 유발했을 수 있다.화산은 대기에 냉각 유황 에어로졸을 공급하거나 열대 [23]환경에서 탄소 격리를 가속화하는 현무암 흐름을 퇴적시킬 수 있습니다.유기 탄소의 매몰을 늘리는 것은 공기 [24]중의 이산화탄소를 줄이는 또 다른 방법이다.빙하와 관련된 두 가지 환경 변화가 오르도비스기 후기 멸종의 많은 원인이 되었다.첫째, 지구 기후가 냉각되는 것은 아마도 생물들이 강력한 온실 환경에 적응했기 때문에 특히 해로울 것이다.둘째, 만년설의 물의 격리에 의해 야기된 해수면 감소는 광대한 대륙 해로를 배수시키고 많은 풍토사회의 서식지를 없앴다.

남극 대륙 곤드와나가 남극을 떠돌면서 만년설이 형성되었다.당시 남극 지역이었던 북아프리카 후기 오르도비스기 암반 지층과 인접한 남미 북동부 암반 지층에서 상관관계가 발견됐다.빙하는 세계의 해양으로부터 물을 가두어 놓고, 간빙하는 해수면을 계속해서 하강시키고 상승하게 만든다; 넓고 얕은 지중해 오르도비스 해역은 많은 생태학적 틈새를 없앴다가 다시 돌아오고, 많은 유기체 가족이 부족한 설립자 수를 감소시켰다.그 후, 그들은 다음 빙하 작용으로 다시 철수했고, 각각의 변화에서 생물학적 다양성을 없앴다(Emiliani 1992 페이지 491).북아프리카 지층에서는 지진 구간에서 발생한 5가지 빙하 펄스가 [25]기록된다.

이로 인해 저위도에서 저위도, 온실 조건의 특징에서 빙원 조건의 특징인 저위도로 이동하면서 심해 해류의 증가와 바닥수의 산소화를 동반하는 빙원 조건의 특징인 고위도로 이동하였다.기회주의적 동물군이 잠시 번성하다가 무산소 상태가 다시 찾아왔다.해양 순환 패턴의 붕괴는 심해에서 영양분을 끌어냈다.살아남은 종들은 변화된 조건에 대처하고 멸종이 남긴 생태학적 틈새를 메운 종들이다.

아녹시아와 엑시니아

오르도비스기 후기 대멸종의 또 다른 큰 논란거리는 바닷물에 용존산소가 없다는 산소 부족이다.산소 부족은 대부분의 생명체에서 호흡의 중요한 성분을 빼앗을 뿐만 아니라 독성 금속 이온과 다른 화합물의 형성을 촉진합니다.이러한 독성 화학물질 중 가장 흔한 것은 황화수소인데, 황화수소는 생물학적 폐기물이자 유황 순환의 주요 성분이다.높은 수준의 황화물과 결합되었을 때 산소 고갈을 에크시니아라고 한다.덜 독성이지만 철(Fe)은2+ 무독성 물에서 [26]흔히 생성되는 또 다른 물질입니다.아녹시아는 오르도비스기 후기 대멸종의 두 번째 진동을 일으키는 가장 흔한 범인으로 지질시대 [11][27]내내 많은 다른 대멸종과 관련이 있다.이것은 오르도비스기 후기 [26]대멸종의 첫 번째 진동에 영향을 미쳤을 수도 있지만, 이 가설에 대한 지지는 결정적이지 않고 [28][27]빙하 기간 동안 바닷물의 산소 수치가 높다는 다른 증거와 모순된다.

초기 히르난티아 무산화증

황철석(위쪽)의 δS34 비율의 편차는 히르난트 빙하기 동안 광범위한 심해저 산소 부족에 기인한다.그러나 황산염을 감소시키는 박테리아(하단)가 산소 부족에 기여하지 않고 대신 이 소동의 원인이 될 수 있었다.

일부 지질학자들은 비록 이 가설이 논란의 여지가 있지만, 산소 부족이 첫 번째 멸종 맥박에 한 역할을 했다고 주장해왔다.초기 히르난트에서는 전 세계의 얕은 물 퇴적물이 매설 황철광의 δS34 비율에서 큰 양의 편차를 경험했다.이 비율은 빙하가 시작될 때 형성된 얕은 물 황철광의 비율이 유황의 일반적인 경량 동위원소인 S의 비율이 감소했음을 나타냅니다.32바닷물의 S는 광범위한 심해 황철석 퇴적에 의해 사용될 수 있다.오르도비스 해역에는 황산염이 매우 적었는데, 황산염은 그렇지 않으면 육지에서 S를 보충할 영양소였다.황철광은 무독성 및 핵신성 환경에서 가장 쉽게 형성되는 반면, 더 나은 산소화는 대신 석고 형성을 촉진합니다.그 결과, δS34 [29][26][30][31][32]비율을 변화시키기에 충분한 황철광을 생성하기 위해서는 심해에서 아녹시아와 에옥시니아가 일반적일 필요가 있다.

무산소 상태의 보다 직접적인 대리인은 FeHR/FeT입니다.이 비율은 산소 없이 안정적인 고반응성 철 화합물의 상대적 농도를 나타냅니다.히르난트 빙하의 시작에 해당하는 대부분의 지질 구간은 FeHR/FeT가 0.38 미만으로 산소화된 물을 나타낸다.그러나 네바다와 [30][32]중국에서 발견된 몇 가지 심층수 초기 히르난트 배열에서 높은 FeHR/FeT 값이 알려져 있다.

빙하는 간접적이긴 하지만 아마도 무산소 상태를 유발할 수 있다.대륙붕이 해수면 하락에 의해 노출되면, 유기 표면 유출물이 더 깊은 해양 분지로 흘러들어갑니다.이 유기물은 해저에 침전되기 전에 인산염과 다른 영양소를 침출시키는 데 더 많은 시간이 걸릴 것이다.해수에서 인산염 농도가 증가하면 부영양화 및 산소결핍이 발생할 수 있다.심해저 산소 부족과 에옥시니아는 심해저 동물군에 영향을 미칠 것이며, 이는 첫 번째 멸종 기미가 될 것으로 예상되고 있다.화학 주기 교란 또한 케모크린을 침전시켜 플랑크톤 동물군의 거주 가능 영역을 제한하며, 플랑크톤 동물군은 첫 번째 맥박에서 멸종한다.이 시나리오는 첫 번째 [26]펄스에서 관찰된 유기 탄소 동위원소 이탈 및 일반적인 소멸 패턴과 일치한다.

그러나 빙하 기간 동안 깊은 물 산소 부족을 뒷받침하는 데이터는 산소가 잘 된 물에 대한 보다 광범위한 증거와 대조된다.무독성 환경을 나타내는 검은 셰일즈는 초기 히르난티안 시대에 주변 시기에 비해 매우 희귀해졌다.초기 히르난족의 검은 셰일즈는 중국의 양쯔강과 같은 고립된 몇 개의 해양 분지에서 발견될 수 있지만, 세계적으로 볼 때 이는 지역 [27]사건과 일치합니다.일부 중국 구간에서는 몰리브덴의 중동위원소인 Mo-98이 히르난어 초기에 증가했다고 기록하고 있다.이러한 변화는 작은 국소적[33] 산소 부족과 전지구적 규모로 [34]잘 산화된 물 사이의 균형에 해당할 수 있다.다른 미량 원소들은 [35][36]빙하가 시작될 때 심해 산소가 증가하는 것을 가리키고 있다.해양 해류 모델링은 고생대해를 [37]제외한 대부분의 지역에서 빙하가 산소화를 촉진했을 것이라는 것을 시사한다.

황철광의 δS34 회전에 대한 설명은 심해저 산소 부족뿐만이 아니다.탄산염 관련 황산염은 높은 S 수치를 유지하며, 일반적으로 해수에서 빙하 시 S가 고갈되지 않았음을 알 수 있다.황철광 매몰이 그 당시에 증가했다고 해도, 그 화학적 효과는 급격한 변화나 소멸 맥박을 설명하기에는 너무 느렸을 것이다.대신, 냉각은 온수 호기성 박테리아의 신진대사를 감소시켜 유기물의 분해를 감소시킬 수 있다.신선한 유기물은 결국 가라앉고 해저에 살고 있는 황산염 환원 미생물에 영양분을 공급하게 될 것이다.황산염 환원 미생물은 더 무거운 동위원소를 남기고 혐기성 호흡 시 S를 우선시한다.황산염 환원 미생물의 번성은 해양 퇴적물의 δS34 편차를 산소 [28]감소 없이 빠르게 설명할 수 있다.

몇몇 연구들은 최초의 멸종 펄스가 히르난트 빙하기에서 시작된 것이 아니라 간빙기 또는 다른 온난화 사건에 해당한다고 제안했다.무산화물은 온난화와 [38][39][40]관련된 다른 멸종에서 증명되듯이 온난화 사건에서 가장 가능성이 높은 멸종 메커니즘일 것이다.그러나 첫 번째 소멸 펄스에 대한 이러한 관점은 논란이 많고 널리 [27][41]받아들여지지 않는다.

히르난트 후기 아녹시아

고 히르난티아인은 검은 셰일즈의 수가 급격히 증가했습니다.히르난트 빙하의 후퇴와 동시에, 검은 셰일은 고립된 분지에서 확장되어 모든 위도와 깊이의 지배적인 해양 퇴적물이 됩니다.히르난트 후기 흑세일즈의 전 세계적인 분포는 히르난트 해양 무독성 사건([27]HOAE)[42][11]이라고 불리는 세계적인 무독성 사건을 나타낸다.몰리브덴,[33] 우라늄,[42] 네오디뮴[43] 동위원소 유출도 광범위한 [34][11]산소 부족에 해당한다.적어도 유럽 지역에서는 히르난트 후기 무산소 물은 원래 철분(철분)에 의해 지배된 철분이었다가 점차 에옥신성이 [26]강해졌다.중국에서는 [32]대륙붕의 중앙에서 퍼져나간 강렬한 에크시니아와 함께 두 번째 멸종 펄스가 발생한다.세계적인 규모로 볼 때, 에크시니아는 아마도 오늘날보다 한 두 배 정도 더 널리 퍼져 있었다.전지구적 무산화물은 실루리아기의 루다니아 전 단계에 걸쳐 300만 년 이상 지속되었을 수 있다.이것은 히르난트-루드다니아 무산화증을 지질학적으로 [11]가장 오래 지속되는 무독성 사건 중 하나로 만들 것이다.

히르난트 빙하 이후의 시아노박터리아블룸은 히르난트-루드다니아 전지구적 무독성 현상을 일으켰을 가능성이 있으며, 이는 두 번째 멸종 맥박의 주요 요인이다.

히르난트-루드다니아 무산소 사건의 원인은 불분명하다.대부분의 세계적인 무산소 사건처럼, 영양소의 공급 증가는 바닷물의 산소 수준을 고갈시키는 녹조나 미생물 번식을 촉진할 것입니다.가장 유력한 범인은 시아노박테리아로 질산염이 없을 때 질소 고정을 사용하여 사용 가능한 질소 화합물을 만들 수 있다.무독성 사건 동안 질소 동위원소는 질산염을 감소시키는 생물학적 과정인 높은 탈질율을 기록한다.시아노박테리아의 질소 고정 능력은 진핵 [27][44][45][46]조류와 같은 융통성 없는 경쟁자들에 비해 우위를 점할 것이다.안티코스티 섬에서는 빙하가 후퇴하기 전에 산소 부족과 일치하는 우라늄 동위원소 이탈이 실제로 일어난다.이것은 히르난트-루드다니아 무독성 사건(및 그에 상응하는 멸종)이 빙하 이후가 아니라 빙하 기간 동안 시작되었음을 암시할 수 있다.차가운 온도는 공기와 해양 [42]순환을 통해 영양소를 상승시켜 생산적인 지표수로 순환시킬 수 있습니다.대신 빙하가 녹은 담수의 유입을 통해 해양 성층화를 증가시킴으로써 융기를 촉진할 수 있다.대부분의 다른 [27]연구들이 뒷받침하듯이, 만약 무산소 사건이 빙하의 종료와 동시에 일어난다면, 이것은 더 합리적일 것이다.하지만, 해양 모델들은 바닷물의 흐름이 너무 빨리 회복되어 담수 교란이 영양 주기에 의미 있는 영향을 미칠 것이라고 주장한다.빙하가 후퇴하면 더 많은 육지가 풍화에 노출될 수 있으며, 이는 바다로 [37]유입되는 인산염의 보다 지속적인 원천이 될 것이다.

두 번째 멸종 맥박과 관련된 명확한 멸종 패턴은 거의 없었다.모든 지역과 해양 환경은 어느 정도 두 번째 멸종 펄스를 경험했다.첫 번째 맥박 이후에 살아남거나 다양화된 분류군은 두 번째 맥박에서 마무리되었다.이들은 히르난티아 완족동물군과 과거 추운 빙하기에서 번성했던 무크로나스피스 삼엽충군을 포함한다.그랩톨라이트와 온수 암초 주민들과 같은 다른 분류군들은 [8][1][11]덜 영향을 받았다.중국과 발트카의 퇴적물은 빙하 [47]이후 히르난티아 동물군이 점차적으로 대체되는 것으로 보인다.비록 이것이 두 번째 멸종 펄스가 기껏해야 작은 사건이었을 수도 있다는 것을 암시하지만, 다른 고생물학자들은 갑작스런 생태학적 변화가 [18]빙하의 종말을 동반했다고 주장한다.두 번째 소멸 펄스 이후 비교적 느린 회복과 그에 [42][11]따른 장기간의 무산소 증상 사이에는 상관관계가 있을 수 있다.

기타 생각할 수 있는 원인

금속 중독

해양의 산소가 고갈되었을 때 해저에 있는 독성 금속들이 물에 녹아들었을지도 모른다.바다에서 이용 가능한 영양소의 증가가 한 요인이었을 수도 있고, 지구 냉각으로 인한 해양 순환의 감소도 [42]한 요인이 되었을 수도 있다.

독성 금속은 먹이사슬의 낮은 영양 수준에서 생명체를 죽였을 수 있고, 개체수의 감소를 야기하고,[48][49] 그 결과 사슬에서 의존적인 높은 먹이 형태의 기아를 야기할 수 있습니다.

감마선 버스트

첫 번째 폭발을 설명하기 위한 소수 가설은 [10]멜롯에 의해 제안되었는데, 이는 최초의 멸종이 지구에서 6,000광년 이내에 있는 우리은하의 가까운 팔에 있는 초노바에서 비롯된 감마선 폭발에 의해 일어났을 수 있다는 것을 암시한다.10초 동안 폭발했다면 지구 대기 중 오존의 절반이 거의 즉시 제거되었을 것이고, 행성 광합성에 책임이 있는 생물들을 포함한 지표면에 사는 생물들은 높은 수준의 [50][51][52]자외선 방사선에 노출되었을 것이다.이 가설 하에서, 플랑크톤 생활 방식을 가진 몇몇 해양 생물 집단은 해저에 사는 집단보다 자외선에 더 많이 노출되었다.이는 플랑크톤 생물이 처음 멸종했을 때 심각한 고통을 겪었다는 관측과 일치한다.또한, 얕은 물에 사는 종은 깊은 물에 사는 종보다 멸종될 가능성이 더 높았다.오존과 질소가 반응하여 지구를 [50]식히는 어두운 색상의 에어로졸인 이산화질소를 형성하기 때문에 감마선 폭발은 또한 빙하의 빠른 시작을 설명할 수 있다.감마선 폭발 가설이 소멸 초기 일부 패턴과 일치하지만, 그러한 인근 감마선 폭발이 [10]발생했다는 명백한 증거는 없다.

화산활동과 풍화

오르도비스기 후기 빙하는 대기 중 이산화탄소의 감소(7,000ppm에서 4,400ppm)[53][54]가 선행되었다.침지는 새로운 규산염 암석을 퇴적시킨 화산 활동의 폭발과 관련이 있으며, 규산염 암석은 침식되면서 공기 중에서 이산화탄소를 끌어낸다2.CO의 주요2 역할은 2009년 [55]논문에 명시되어 있습니다.대기 및 해양2 CO 수치는 곤드와난 [56]빙하의 성장과 붕괴에 따라 변동했을 수 있다.오르도비스기 말기를 거치면서 주요 화산활동으로 인한 가스 방출은 이산화탄소를2 격리시킨 아팔래치아 산맥의 강한 풍화작용으로 균형을 이뤘다.히르난트 단계에서는 화산 활동이 중단되었고, 지속적인 풍화 작용으로 [54]인해 CO가2 현저하고 빠르게 감소하였다.이것은 빠른 빙하기와 짧은 빙하기와 일치한다.

대기 중 이산화탄소를 소비하여 온실 효과를 감소시키고 기후 시스템의 빙하 모드 전환을 촉진한 육생 식물과 마이크로피토플랑크톤의 출현과 발달은 그 [10]시기에 독특한 역할을 했다.이 멸종 사건 동안 생물학적으로 반응하는 탄소와 산소 [8]동위원소에 몇 가지 뚜렷한 변화가 있었다.보다 최근에, 2020년 5월, 한 연구는 대멸종의 첫 번째 진동이 냉각과 [57][40]빙하가 아닌 지구 온난화와 산소 부족 현상을 야기한 화산 활동 때문이라는 것을 시사했다.오르도비스기 후기 종 다양성 패턴의 높은 분해능은 멸종률이 히르난트 빙하보다 몇 백만 년 빠른 초기 또는 중기 카티아 단계에서 크게 증가했음을 시사한다.이러한 멸종 초기 단계는 보다 [58][59][60]현상으로 알려진 온난화 단계뿐만 아니라 큰 화성(LIP) 활동과 관련이 있습니다.

「 」를 참조해 주세요.

원천

  1. ^ a b c d e f g h Harper, D. A. T.; Hammarlund, E. U.; Rasmussen, C. M. Ø. (May 2014). "End Ordovician extinctions: A coincidence of causes". Gondwana Research. 25 (4): 1294–1307. Bibcode:2014GondR..25.1294H. doi:10.1016/j.gr.2012.12.021.
  2. ^ Christie, M.; Holland, S. M.; Bush, A. M. (2013). "Contrasting the ecological and taxonomic consequences of extinction". Paleobiology. 39 (4): 538–559. doi:10.1666/12033. S2CID 85313761. ProQuest 1440071324.
  3. ^ Elewa, Ashraf (2008). Late Ordovician Mass Extinction. p. 252. ISBN 978-3-540-75915-7.
  4. ^ a b Sole, R. V.; Newman, M. (2002). "The earth system: biological and ecological dimensions of global environment change". Encyclopedia of Global Environmental Change, Volume Two: Extinctions and Biodiversity in the Fossil Record. John Wiley & Sons. pp. 297–391.
  5. ^ a b Droser, Mary L.; Bottjer, David J.; Sheehan, Peter M. (1997-02-01). "Evaluating the ecological architecture of major events in the Phanerozoic history of marine invertebrate life". Geology. 25 (2): 167–170. doi:10.1130/0091-7613(1997)0252.3.CO;2 (inactive 28 February 2022). ISSN 0091-7613.{{cite journal}}: CS1 유지 : 2022년 2월 현재 DOI 비활성화 (링크)
  6. ^ Droser, Mary L.; Bottjer, David J.; Sheehan, Peter M.; McGhee, George R. (2000-08-01). "Decoupling of taxonomic and ecologic severity of Phanerozoic marine mass extinctions". Geology. 28 (8): 675–678. doi:10.1130/0091-7613(2000)282.0.CO;2 (inactive 28 February 2022). ISSN 0091-7613.{{cite journal}}: CS1 유지 : 2022년 2월 현재 DOI 비활성화 (링크)
  7. ^ a b Brenchley, P. J.; Marshall, J. D.; Underwood, C. J. (2001). "Do all mass extinctions represent an ecological crisis? Evidence from the Late Ordovician". Geological Journal. 36 (3–4): 329–340. doi:10.1002/gj.880. ISSN 1099-1034. S2CID 128870184.
  8. ^ a b c d e f g h i j k l m n o p Sheehan, Peter M (May 2001). "The Late Ordovician Mass Extinction". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 29 (1): 331–364. Bibcode:2001AREPS..29..331S. doi:10.1146/annurev.earth.29.1.331. ISSN 0084-6597.
  9. ^ a b "Causes of the Ordovician Extinction". Archived from the original on 2008-05-09.
  10. ^ a b c d e Barash, M. (November 2014). "Mass Extinction of the Marine Biota at the Ordovician–Silurian Transition Due to Environmental Changes". Oceanology. 54 (6): 780–787. Bibcode:2014Ocgy...54..780B. doi:10.1134/S0001437014050014. S2CID 129788917.
  11. ^ a b c d e f g Stockey, Richard G.; Cole, Devon B.; Planavsky, Noah J.; Loydell, David K.; Frýda, Jiří; Sperling, Erik A. (14 April 2020). "Persistent global marine euxinia in the early Silurian". Nature Communications. 11 (1): 1804. Bibcode:2020NatCo..11.1804S. doi:10.1038/s41467-020-15400-y. ISSN 2041-1723. PMC 7156380. PMID 32286253. S2CID 215750045.
  12. ^ a b Munnecke, A.; Calner, M.; Harper, D. A. T.; Servais, T. (2010). "Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea level, and climate: A synopsis". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 296 (3–4): 389–413. Bibcode:2010PPP...296..389M. doi:10.1016/j.palaeo.2010.08.001.
  13. ^ Rohde & Muller; Muller, RA (2005). "Cycles in Fossil Diversity". Nature. 434 (7030): 208–210. Bibcode:2005Natur.434..208R. doi:10.1038/nature03339. PMID 15758998. S2CID 32520208.
  14. ^ Bambach, R.K.; Knoll, A.H.; Wang, S.C. (December 2004). "Origination, extinction, and mass depletions of marine diversity". Paleobiology. 30 (4): 522–542. doi:10.1666/0094-8373(2004)030<0522:OEAMDO>2.0.CO;2. S2CID 17279135.
  15. ^ Harper, David A. T.; Jia-Yu, Rong (2001). "Palaeozoic brachiopod extinctions, survival and recovery: patterns within the rhynchonelliformeans". Geological Journal. 36 (3–4): 317–328. doi:10.1002/gj.897. ISSN 1099-1034. S2CID 129370611.
  16. ^ a b Finnegan, Seth; Rasmussen, Christian M. Ø.; Harper, David A. T. (2016-04-27). "Biogeographic and bathymetric determinants of brachiopod extinction and survival during the Late Ordovician mass extinction". Proceedings of the Royal Society B: Biological Sciences. 283 (1829): 20160007. doi:10.1098/rspb.2016.0007. PMC 4855380. PMID 27122567.
  17. ^ Finnegan, Seth; Rasmussen, Christian M. Ø.; Harper, David A. T. (2017-09-30). "Identifying the most surprising victims of mass extinction events: an example using Late Ordovician brachiopods". Biology Letters. 13 (9): 20170400. doi:10.1098/rsbl.2017.0400. PMC 5627174. PMID 28954854.
  18. ^ a b c Rong, Jiayu; Harper, D. A. T.; Huang, Bing; Li, Rongyu; Zhang, Xiaole; Chen, Di (2020-09-01). "The latest Ordovician Hirnantian brachiopod faunas: New global insights". Earth-Science Reviews. 208: 103280. Bibcode:2020ESRv..20803280R. doi:10.1016/j.earscirev.2020.103280. ISSN 0012-8252. S2CID 225549860.
  19. ^ Chatterton, Brian D. E.; Speyer, Stephen E. (1989). "Larval ecology, life history strategies, and patterns of extinction and survivorship among Ordovician trilobites". Paleobiology. 15 (2): 118–132. doi:10.1017/S0094837300009313. ISSN 0094-8373. JSTOR 2400847.
  20. ^ Owen, Alan W.; Harper, David A.T.; Rong, Jia-Yu (1991). "Hirnantian trilobites and brachiopods in space and time" (PDF). In C.R. Barnes, S.H. Williams (ed.). Advances in Ordovician Geology. Geological Survey of Canada. pp. 179–190. doi:10.4095/132187.
  21. ^ Tuckey, Michael E.; Anstey, Robert L. (1992). "Late Ordovician extinctions of bryozoans". Lethaia. 25 (1): 111–117. doi:10.1111/j.1502-3931.1992.tb01795.x. ISSN 1502-3931.
  22. ^ Ernst, Andrej (2018). "Diversity dynamics of Ordovician Bryozoa". Lethaia. 51 (2): 198–206. doi:10.1111/let.12235. ISSN 1502-3931.
  23. ^ Jones, David S.; Martini, Anna M.; Fike, David A.; Kaiho, Kunio (2017-07-01). "A volcanic trigger for the Late Ordovician mass extinction? Mercury data from south China and Laurentia". Geology. 45 (7): 631–634. Bibcode:2017Geo....45..631J. doi:10.1130/G38940.1. ISSN 0091-7613.
  24. ^ Saltzman, Matthew R.; Young, Seth A. (2005-02-01). "Long-lived glaciation in the Late Ordovician? Isotopic and sequence-stratigraphic evidence from western Laurentia". Geology. 33 (2): 109–112. Bibcode:2005Geo....33..109S. doi:10.1130/G21219.1. ISSN 0091-7613.
  25. ^ "Archived copy" (PDF). Archived from the original (PDF) on 2011-07-27. Retrieved 2009-07-22.{{cite web}}: CS1 maint : 아카이브된 카피 as title (link) IGCP 회의 2004년9월 보고서 페이지 26f
  26. ^ a b c d e Hammarlund, Emma U.; Dahl, Tais W.; Harper, David A. T.; Bond, David P. G.; Nielsen, Arne T.; Bjerrum, Christian J.; Schovsbo, Niels H.; Schönlaub, Hans P.; Zalasiewicz, Jan A.; Canfield, Donald E. (2012-05-15). "A sulfidic driver for the end-Ordovician mass extinction". Earth and Planetary Science Letters. 331–332: 128–139. Bibcode:2012E&PSL.331..128H. doi:10.1016/j.epsl.2012.02.024. ISSN 0012-821X.
  27. ^ a b c d e f g Melchin, Michael J.; Mitchell, Charles E.; Holmden, Chris; Štorch, Peter (2013). "Environmental changes in the Late Ordovician–early Silurian: Review and new insights from black shales and nitrogen isotopes". Geological Society of America Bulletin. 125 (11/12): 1635–1670. Bibcode:2013GSAB..125.1635M. doi:10.1130/B30812.1.
  28. ^ a b Jones, David S.; Fike, David A. (2013-02-01). "Dynamic sulfur and carbon cycling through the end-Ordovician extinction revealed by paired sulfate–pyrite δ34S" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 363: 144–155. Bibcode:2013E&PSL.363..144J. doi:10.1016/j.epsl.2012.12.015. ISSN 0012-821X.
  29. ^ Zhang, Tonggang; Shen, Yanan; Zhan, Renbin; Shen, Shuzhong; Chen, Xu (2009). "Large perturbations of the carbon and sulfur cycle associated with the Late Ordovician mass extinction in South China". Geology. 37 (4): 299–302. Bibcode:2009Geo....37..299Z. doi:10.1130/G25477A.1.
  30. ^ a b Ahm, Anne-Sofie C.; Bjerrum, Christian J.; Hammarlund, Emma U. (2017-02-01). "Disentangling the record of diagenesis, local redox conditions, and global seawater chemistry during the latest Ordovician glaciation". Earth and Planetary Science Letters. 459: 145–156. Bibcode:2017E&PSL.459..145A. doi:10.1016/j.epsl.2016.09.049. ISSN 0012-821X.
  31. ^ Zou, Caineng; Qiu, Zhen; Wei, Hengye; Dong, Dazhong; Lu, Bin (2018-12-15). "Euxinia caused the Late Ordovician extinction: Evidence from pyrite morphology and pyritic sulfur isotopic composition in the Yangtze area, South China". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 511: 1–11. Bibcode:2018PPP...511....1Z. doi:10.1016/j.palaeo.2017.11.033. ISSN 0031-0182. S2CID 134586047.
  32. ^ a b c Zou, Caineng; Qiu, Zhen; Poulton, Simon W.; Dong, Dazhong; Wang, Hongyan; Chen, Daizhou; Lu, Bin; Shi, Zhensheng; Tao, Huifei (2018). "Ocean euxinia and climate change "double whammy" drove the Late Ordovician mass extinction" (PDF). Geology. 46 (6): 535–538. Bibcode:2018Geo....46..535Z. doi:10.1130/G40121.1. S2CID 135039656.
  33. ^ a b Zhou, Lian; Algeo, Thomas J.; Shen, Jun; Hu, ZhiFang; Gong, Hongmei; Xie, Shucheng; Huang, JunHua; Gao, Shan (2015-02-15). "Changes in marine productivity and redox conditions during the Late Ordovician Hirnantian glaciation". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 420: 223–234. Bibcode:2015PPP...420..223Z. doi:10.1016/j.palaeo.2014.12.012. ISSN 0031-0182.
  34. ^ a b Lu, Xinze; Kendall, Brian; Stein, Holly J.; Li, Chao; Hannah, Judith L.; Gordon, Gwyneth W.; Ebbestad, Jan Ove R. (2017-05-10). "Marine redox conditions during deposition of Late Ordovician and Early Silurian organic-rich mudrocks in the Siljan ring district, central Sweden". Chemical Geology. 457: 75–94. Bibcode:2017ChGeo.457...75L. doi:10.1016/j.chemgeo.2017.03.015. hdl:10012/13767. ISSN 0009-2541.
  35. ^ Smolarek, Justyna; Marynowski, Leszek; Trela, Wiesław; Kujawski, Piotr; Simoneit, Bernd R.T. (February 2017). "Redox conditions and marine microbial community changes during the end-Ordovician mass extinction event". Global and Planetary Change. 149: 105–122. Bibcode:2017GPC...149..105S. doi:10.1016/j.gloplacha.2017.01.002. ISSN 0921-8181.
  36. ^ Young, Seth A.; Benayoun, Emily; Kozik, Nevin P.; Hints, Olle; Martma, Tõnu; Bergström, Stig M.; Owens, Jeremy D. (2020-09-15). "Marine redox variability from Baltica during extinction events in the latest Ordovician–early Silurian" (PDF). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 554: 109792. Bibcode:2020PPP...554j9792Y. doi:10.1016/j.palaeo.2020.109792. ISSN 0031-0182. S2CID 218930512.
  37. ^ a b Pohl, A.; Donnadieu, Y.; Le Hir, G.; Ferreira, D. (2017). "The climatic significance of Late Ordovician-early Silurian black shales". Paleoceanography. 32 (4): 397–423. Bibcode:2017PalOc..32..397P. doi:10.1002/2016PA003064. ISSN 1944-9186.
  38. ^ Ghienne, Jean-François; Desrochers, André; Vandenbroucke, Thijs R. A.; Achab, Aicha; Asselin, Esther; Dabard, Marie-Pierre; Farley, Claude; Loi, Alfredo; Paris, Florentin; Wickson, Steven; Veizer, Jan (2014-09-01). "A Cenozoic-style scenario for the end-Ordovician glaciation". Nature Communications. 5 (1): 4485. Bibcode:2014NatCo...5.4485G. doi:10.1038/ncomms5485. ISSN 2041-1723. PMC 4164773. PMID 25174941.
  39. ^ Bjerrum, Christian J. (2018). "Sea level, climate, and ocean poisoning by sulfide all implicated in the first animal mass extinction". Geology. 46 (6): 575–576. Bibcode:2018Geo....46..575B. doi:10.1130/focus062018.1. S2CID 134603654.
  40. ^ a b Bond, David P.G.; Grasby, Stephen E. (18 May 2020). "Late Ordovician mass extinction caused by volcanism, warming, and anoxia, not cooling and glaciation". Geology. 48 (8): 777–781. Bibcode:2020Geo....48..777B. doi:10.1130/G47377.1.
  41. ^ Mitchell, Charles E.; Melchin, Michael J. (11 June 2020). "Late Ordovician mass extinction caused by volcanism, warming, and anoxia, not cooling and glaciation: COMMENT". Geology. 48 (8): e509. Bibcode:2020Geo....48E.509M. doi:10.1130/G47946C.1.
  42. ^ a b c d e Bartlett, Rick; Elrick, Maya; Wheeley, James R.; Polyak, Victor; Desrochers, André; Asmerom, Yemane (2018). "Abrupt global-ocean anoxia during the Late Ordovician–early Silurian detected using uranium isotopes of marine carbonates". Proceedings of the National Academy of Sciences. 115 (23): 5896–5901. Bibcode:2018PNAS..115.5896B. doi:10.1073/pnas.1802438115. PMC 6003337. PMID 29784792.
  43. ^ Yang, Xiangrong; Yan, Detian; Li, Tong; Zhang, Liwei; Zhang, Bao; He, Jie; Fan, Haoyuan; Shangguan, Yunfei (April 2020). "Oceanic environment changes caused the Late Ordovician extinction: evidence from geochemical and Nd isotopic composition in the Yangtze area, South China". Geological Magazine. 157 (4): 651–665. Bibcode:2020GeoM..157..651Y. doi:10.1017/S0016756819001237. ISSN 0016-7568. S2CID 210259392.
  44. ^ Luo, Genming; Algeo, Thomas J.; Zhan, Renbin; Yan, Detian; Huang, Junhua; Liu, Jiangsi; Xie, Shucheng (2016-04-15). "Perturbation of the marine nitrogen cycle during the Late Ordovician glaciation and mass extinction". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Ecosystem evolution in deep time: evidence from the rich Palaeozoic fossil records of China. 448: 339–348. Bibcode:2016PPP...448..339L. doi:10.1016/j.palaeo.2015.07.018. ISSN 0031-0182.
  45. ^ Koehler, Matthew C.; Stüeken, Eva E.; Hillier, Stephen; Prave, Anthony R. (2019-11-15). "Limitation of fixed nitrogen and deepening of the carbonate-compensation depth through the Hirnantian at Dob's Linn, Scotland". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 534: 109321. Bibcode:2019PPP...534j9321K. doi:10.1016/j.palaeo.2019.109321. hdl:10023/20447. ISSN 0031-0182. S2CID 202191446.
  46. ^ Liu, Yu; Li, Chao; Fan, Junxuan; Peng, Ping’an; Algeo, Thomas J. (2020-09-15). "Elevated marine productivity triggered nitrogen limitation on the Yangtze Platform (South China) during the Ordovician-Silurian transition". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 554: 109833. Bibcode:2020PPP...554j9833L. doi:10.1016/j.palaeo.2020.109833. ISSN 0031-0182. S2CID 219934128.
  47. ^ Wang, Guangxu; Zhan, Renbin; Percival, Ian G. (May 2019). "The end-Ordovician mass extinction: A single-pulse event?". Earth-Science Reviews. 192: 15–33. Bibcode:2019ESRv..192...15W. doi:10.1016/j.earscirev.2019.01.023. ISSN 0012-8252. S2CID 134266940.
  48. ^ Katz, Cheryl (2015-09-11). "New Theory for What Caused Earth's Second-Largest Mass Extinction". National Geographic News. Retrieved 2015-09-12.
  49. ^ Vandenbroucke, Thijs R. A.; Emsbo, Poul; Munnecke, Axel; Nuns, Nicolas; Duponchel, Ludovic; Lepot, Kevin; Quijada, Melesio; Paris, Florentin; Servais, Thomas (2015-08-25). "Metal-induced malformations in early Palaeozoic plankton are harbingers of mass extinction". Nature Communications. 6. Article 7966. Bibcode:2015NatCo...6.7966V. doi:10.1038/ncomms8966. PMC 4560756. PMID 26305681.
  50. ^ a b Melott, A.L.; et al. (2004). "Did a gamma-ray burst initiate the late Ordovician mass extinction?". International Journal of Astrobiology. 3 (2): 55–61. arXiv:astro-ph/0309415. Bibcode:2004IJAsB...3...55M. doi:10.1017/S1473550404001910. S2CID 13124815.
  51. ^ "Ray burst is extinction suspect". BBC. April 6, 2005. Retrieved 2008-04-30.
  52. ^ Melott, A.L. & Thomas, B.C. (2009). "Late Ordovician geographic patterns of extinction compared with simulations of astrophysical ionizing radiation damage". Paleobiology. 35 (3): 311–320. arXiv:0809.0899. doi:10.1666/0094-8373-35.3.311. S2CID 11942132.
  53. ^ 세스 A. 영, 매튜 R. 솔츠먼, 윌리엄 1세Ausich, André Desrochers 및 Dimitri Kaljo, "대기2 CO의 변화가 최근의 오르도비스기 빙하-간빙하 주기와 일치했는가?", Palaeogography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Vol. 296, No. 3-4, 2010년 10월 15, 37–838 페이지.
  54. ^ a b Jeff Hecht, 고탄소 빙하기 미스터리 해결, 뉴사이언티스트, 2010년 3월 8일(2014년 6월 30일 퇴임)
  55. ^ Young. S.A.; et al. (2009). "A major drop in seawater 87Sr/86Sr during the Middle Ordovician (Darriwilian): Links to volcanism and climate?" (PDF). Geology. 37 (10): 951–954. Bibcode:2009Geo....37..951Y. doi:10.1130/G30152A.1. Retrieved 2017-10-23.
  56. ^ "Get it! Helper Window University of Toronto Libraries". simplelink.library.utoronto.ca. Retrieved 2016-04-08.
  57. ^ Hall, Shannon (10 June 2020). "Familiar Culprit May Have Caused Mysterious Mass Extinction - A planet heated by giant volcanic eruptions drove the earliest known wipeout of life on Earth". The New York Times. Retrieved 15 June 2020.
  58. ^ Rasmussen, Christian M. Ø; Kröger, Björn; Nielsen, Morten L.; Colmenar, Jorge (2019-04-09). "Cascading trend of Early Paleozoic marine radiations paused by Late Ordovician extinctions". Proceedings of the National Academy of Sciences. 116 (15): 7207–7213. Bibcode:2019PNAS..116.7207R. doi:10.1073/pnas.1821123116. ISSN 0027-8424. PMC 6462056. PMID 30910963.
  59. ^ Fan, Jun-xuan; Shen, Shu-zhong; Erwin, Douglas H.; Sadler, Peter M.; MacLeod, Norman; Cheng, Qiu-ming; Hou, Xu-dong; Yang, Jiao; Wang, Xiang-dong; Wang, Yue; Zhang, Hua (2020-01-17). "A high-resolution summary of Cambrian to Early Triassic marine invertebrate biodiversity". Science. 367 (6475): 272–277. Bibcode:2020Sci...367..272F. doi:10.1126/science.aax4953. PMID 31949075. S2CID 210698603.
  60. ^ Deng, Yiying; Fan, Junxuan; Zhang, Shuhan; Fang, Xiang; Chen, Zhongyang; Shi, Yukun; Wang, Haiwen; Wang, Xinbing; Yang, Jiao; Hou, Xudong; Wang, Yue (2021-09-01). "Timing and patterns of the Great Ordovician Biodiversification Event and Late Ordovician mass extinction: Perspectives from South China". Earth-Science Reviews. 220: 103743. Bibcode:2021ESRv..22003743D. doi:10.1016/j.earscirev.2021.103743. ISSN 0012-8252.
  61. ^ Marshall, Michael (24 May 2010). "The history of ice on Earth". New Scientist. Retrieved 12 April 2018.

추가 정보

  • Gradstein, Felix M.; Ogg, James G.; Smith, Alan G. (2004). A Geological Time Scale 2004 (3rd ed.). Cambridge University Press: Cambridge University Press. ISBN 9780521786737.
  • Hallam, Anthony; Paul B., Wignall (1997). Mass Extinctions and Their Aftermath. Oxford University Press. ISBN 9780191588396.
  • Webby, Barry D.; Paris, Florentin; Droser, Mary L.; Percival, Ian G, eds. (2004). The great Ordovician biodiversification event. New York: Columbia University Press. ISBN 9780231501637.

외부 링크