ヒルナンティアン氷河期

ヒルナンティアン氷河期は、アンデス・サハラ氷河期、前期古生代氷河期（EPIA）^{[1] 、}前期古生代氷河期^[2]、後期オルドビス紀氷河期、またはオルドビス紀末氷河期としても知られ、古生代後期オルドビス紀からシルル紀にかけて、およそ4億6000万年前から4億2000万年前頃に発生した。この時期の主な氷河期は、かつてはヒルナンティアン氷河期のみであると考えられていたが、現在ではより長期にわたる緩やかな氷河期であると認識されており、^{[3] [4] [5]}、ダリウィリアン^[1]、さらにはフロイアン期にまで遡る可能性がある。^[6]この氷河作用の証拠は、アラビア、北アフリカ、南アフリカ、ブラジル、ペルー、ボリビア、チリ、アルゼンチン、ワイオミングなどの場所で見ることができます。^{[7] [8] [9] [10]}同位体データから得られたさらなる証拠は、後期オルドビス紀の熱帯海水温が現在よりも約5℃低かったということです。これが氷河作用を助けた主な要因であったと考えられます。^[11]

後期オルドビス紀の氷河期は、後期オルドビス紀の大量絶滅の主な原因であると広く考えられており、^{[2] [12]}海洋生物の約61%の大規模な絶滅と一致したと思われる唯一の氷河期です。^[13]ピーク時の氷床 容積は5000万から2億5000万立方キロメートル、存続期間は3500万年から100万年未満と推定されています。ヒルナンティアンの最盛期には、氷河期は末期更新世に起こった最終氷期極大期よりもかなり極端だったと考えられています。^[11]北半球の氷河期は、陸地の大部分が南半球にあったため最小限でした。

氷河期の可能性のある最も古い証拠は、フロリアンのコノドントアパタイト酸素同位体の変動であり、ミランコビッチサイクルの周期特性を示し、極地の氷冠の周期的な増減を反映していると解釈されている。^[6]中期ダリウィリアンに推定される氷河期は、MDICEの炭素同位体陽性変動に対応している。^[14]氷河ユースタシーを反映している可能性が高い海面変動は、この地質学的段階、約4億6700万年前から知られている。^[1]しかし、氷河期の直接的な地質学的証拠となる中期オルドビス紀の氷河堆積物は知られていない。^{[15] [16]}サンドビアンからの同位体証拠は、3つの氷河期の可能性を明らかにしている：前期サンドビアン氷河期、中期サンドビアン氷河期、後期サンドビアン氷河期。^[14]ゴンドワナの氷河堆積物の生層序学による年代測定は困難であったが、サンドビアン期（約4億5100万～4億6100万年前）までに氷河作用が存在したことを示す証拠がある。^[10]ネマカンサス・グラシリスのグラプトライト生物圏によって区切られた期間のグラプトライト分布は、温室期の特徴ではない急峻な動物相の勾配によって証明されるように、亜熱帯と熱帯の緯度範囲が現在と類似していることを示しており、約4億6000万年前のサンドビアン期の初めまでに地球が穏やかな氷河状態にあったことを示唆している。^[17]カティアン期には多くの短期氷河期があったと考えられる。カティアン前期の3回の非常に短期の氷河期、カティアン前期後期のラクヴェレ氷河期、カティアン中期の1回の氷河期、カティアン後期前期の初期アッシュギル氷河期、そしてヒルナンティアン氷河期の直前にパラオルソグラプトゥス・パシフィカス筆石生物圏で急速な温暖化イベントが続いたカティアン後期の氷河期である。 ^[14]底水の形成に大きな変化があった証拠は、通常、地球の気候の突然の変化を示すが、カティアン期から知られている。^[18]筆石の生層序に対応する炭素とネオジムの同位体比の変化は、カティアン期に氷河性海面変動サイクルが存在したことを裏付けるさらなる証拠であり、^[19]ケンタッキー州とケベック州のコノドントアパタイトのδ ¹⁸ O変動も、氷河性海面変動を反映している可能性が高い。^[20]しかし、カティアン期の氷河の存在については議論の余地がある。^{[21] [22]}カティアン期の腕足動物と海水 δ ¹⁸シンシナティアーチのO値は、地球温暖化状態の特徴である海洋温度を示している。^[23]

カティアン-ヒルナンティアン境界では、突然の寒冷化イベントによって氷河が急速に拡大し、顕生代で最も厳しい氷河期の1つが生じた。この極端な寒冷化イベントは、一般に後期オルドビス紀大量絶滅の最初の波と一致すると考えられている。^[25]ヒルナンティアンの開始時にδ18Oシフトが発生し、このシフトの大きさ（+2-4‰）は異常だった。[ ^{26 ]}その方向は氷河の冷却と、おそらく氷の量の増加を示唆している。δ18O同位体指標で観測されたシフトは、^この氷河期中に海面が100メートル低下し、熱帯海洋温度が10℃低下する必要がある。^[27]堆積学的データによると、後期オルドビス紀の氷床がアルクフラ盆地を氷河化した。氷床はまた、北アフリカとアラビア半島に連続した氷床を形成した可能性がある。北アフリカでシルル紀前期頁岩が分布するすべての地域で、その下には後期オルドビス紀の氷河堆積物が分布しているが、これはおそらくこれらの盆地で促進された無酸素状態によるものと考えられる。^[28]

ヒルナンティアン期の終わりには、後期オルドビス紀の大量絶滅の第二波と同時期に氷河が急激に後退し、^[29]その後、ルダニアン期には地球は再びはるかに温暖な気候に戻りました。^{[30]ヒルナンティアン期後期の温暖化は、 δ18O}の同様の急激な負の値への変化によって特徴づけられました。^{[31] δ13C}値^も同様にシルル紀の初めに急激に低下します。^[27]

比較的温暖なルダニアン期に続いて、前期および後期のエロン期に氷河期が発生した。^[32]テリキアン後期から中期シェインウッド期にかけて、さらなる氷河期が発生した。^{[33] [34]}ホメリアン前期から後期にかけて、地球は再び氷河期にあった。^[35] EPIAの最後の大規模な氷河期はラドフォード期に発生し、ラウイベントと関連していた。^[36]

この期間中、アラビア、サハラ、西アフリカ、アマゾン南部、アンデス山脈で氷河作用が見られ、氷河の中心はオルドビス紀 (450-440 Ma) のサハラからシルル紀 (440-420 Ma) の南アメリカに移動したことが知られています。Eyles と Young によると、「約 440 Maの大規模な氷河期は、西アフリカ (サハラのタマジェルト層)、モロッコ (ティンドゥフ盆地)、およびサウジアラビア中西部のオルドビス紀後期の地層(主にアシュギリアン) に記録されており、当時はすべての地域が極緯度にありました。オルドビス紀後期からシルル紀前期にかけて、氷河の中心は北アフリカから南アメリカ南西部に移動しました。」^[37]大陸氷河はアフリカとブラジル東部で発達し、高山氷河はアンデス山脈で形成された。^[38]南アメリカ西部（ペルー、ボリビア、アルゼンチン北部）では、氷河海洋性ダイアミクタイトがタービダイト、頁岩、泥流、土石流と交互に層をなし、シルル紀前期（ランドンベリー）のものと年代測定され、南はアルゼンチン北部、西パラグアイまで広がり、北はおそらくペルー、エクアドル、コロンビアまで広がっている。^[7]

アンデス・サハラ氷河期は大規模な氷河期であり、その前にはクライオジェニアン氷河期（7億2000万～6億3000万年前、スターティアン氷河期とマリノア氷河期）があり、スノーボールアースとも呼ばれ、その後にはカルー氷河期（3億5000万～2億6000万年前）が続いた。^[39]

• ビッグホーンドロマイト（オルドビス紀末期の地層）の地層構造の順序は、氷河氷の段階的な堆積と一致している。ビッグホーンドロマイトの順序は、その構成要素の周期に体系的な変化を示しており、これらの周期の変化は、温室気候から過渡的な氷室気候への変化として解釈されている。^[10]

古生代初期の氷河作用を妨げた要因の1つは、当時の産業革命以前のレベルの8〜20倍であった大気中のCO _{2濃度であった。} ^[40]しかし、後期オルドビス紀の太陽放射照度は大幅に低下し、4億5000万年前の地球の太陽放射照度は約1312.00 W m ⁻²であったのに対し、現在は1360.89 W m ^{−2である。 [41]}さらに、CO ₂濃度はヒルナンティアンに大幅に低下したと考えられており、全体的な寒冷化傾向の間に広範囲にわたる氷河作用を引き起こした可能性がある。^[42]この時期にCO ₂を除去する方法はあまり知られておらず、^[27]現在でも激しい議論が続いており、陸上植物の放射、^[43]海洋有機炭素埋没の促進、^{[44] [45]}および火山からの二酸化炭素放出の減少などが提案されている。^{[46]氷河期は}_{二酸化炭素}濃度が高い状態でも始まった可能性があるが、それは大陸の形状に大きく依存していただろう。^[40]

長期的なケイ酸塩の風化は、大気中の_{二酸化炭素を除去し、それを}重炭酸塩に変換して海洋堆積物に蓄積する主要なメカニズムである。これは、ローレンシア（現在の北アメリカ）東海岸の山脈形成イベントであるタコニック造山運動としばしば関連付けられている。 ^[47]別の仮説は、カティアンにある仮想的な大規模な火成岩地域が、その期間中の大陸の火山活動の活発化によって引き起こされた玄武岩の洪水を引き起こしたというものである。短期的には、これによって大量の二酸化炭素が大気中に放出され_、カティアンにおける温暖化の脈動を説明できるかもしれない。しかし、長期的には、洪水玄武岩が玄武岩の平原を残し、露出した花崗岩を置き換えるだろう。玄武岩は花崗岩よりも大幅に速く風化するため、火山活動前よりもはるかに速い速度で大気から_{二酸化炭素が急速に除去されるであろう。} ^[48] CO2濃度_は、陸上の非維管束植物の拡大による加速したケイ酸塩風化によっても減少した可能性がある。維管束植物は氷河期の1500万年後に初めて出現した。^{[49] [43]}

同位体証拠は、海洋炭酸塩のδ18Oの正の変化とほぼ同時に、ヒルナンティアン期にδ13Cが全球的に正に変化したことを示している^。 [ 50 ]^この変化^はヒルナンティアン同位体炭素エクスカーション（HICE）として知られている。 ^{[51] δ13C}の正の変化は、炭素循環の変化によって有機炭素の埋没が促進されることを意味しているが、^{[51] [52]一部の研究者は、このδ13C}の変化は海面低下によって露出した炭酸塩プラットフォームの風化の増加によって引き起こされたという相反する解釈をしている。 ^{[53] [54]この有機炭素の埋没の促進は、大気中の}_CO2レベルの低下と逆温室効果をもたらし、氷河期がより起こりやすくなった。^[27]

ヒルナンティアンの初めに突然氷河期が起こった原因として、ガンマ線バースト（GRB）が一部の研究者によって示唆されている。^{[55]地球から2}キロパーセク以内で発生した10秒間のGRBの影響は、1平方メートルあたり100キロジュールの放射線を地球に与えただろう。その結果、ガンマ線バーストの余波で大量の硝酸が地球の表面に降り注ぎ、硝酸塩制限光合成生物の大量発生を引き起こし、大気から大量の二酸化炭素を隔離しただろう。さらに、GRBは、GRBによる二原子窒素の解離とそれに続く窒素原子と酸素の反応の結果として生成された一酸化窒素との反応を通じて、もう1つの強力な温室効果ガスであるオゾンの大規模な減少を引き起こしただろう。 ^[56]

Lコンドライト母天体の崩壊により、地球に地球外物質の雨が降り注ぎ、オルドビス紀の隕石衝突と呼ばれる現象が起きた。この衝突により成層圏の塵が3桁から4桁増加し、太陽光を宇宙に反射して氷河期を引き起こした可能性がある。^[57]

2023年の論文では、ヒルナンティアン氷河期は、現在のオーストラリア南東部にデニリキン多重リング地形を形成した衝突によって生じた衝突冬によって発生した可能性があると提案されているが、この仮説は現在検証されていない。^[58]

2024年の研究では、Lコンドライトの母天体は完全な分裂や衝突ではなく、地球とのニアミス遭遇を起こし、その一部が地球の重力から分離した可能性があることが示唆されている。この破片が惑星のリングを形成し、リングから落ちた破片が地球を太陽光線から遮り、大幅な冷却を引き起こした可能性がある。この証拠は、オルドビス紀の隕石衝突によるクレーターが、リングから地球に落ちた破片から生じた可能性のあるランダムに散らばっているのではなく、地球の周りに特徴的な帯状に集まっているように見えるという事実である。このリングは4000万年近く続いた可能性がある。^[59]

火山活動は温室効果ガスの放出を通じて温暖化につながることが多いが、光を遮る粒子であるエアロゾルの生成を通じて寒冷化につながることもある。多くの地域で水銀 (Hg) の濃度が異常に高かったことから、ヒルナンティアン期を通じて火山活動が活発だったことを示す十分な証拠がある。二酸化硫黄(SO _{2 ) やその他の硫黄を含む火山ガスは}成層圏で硫酸エアロゾルに変換され、短期間で周期的な大規模な火成岩地域の噴火がこのようにして寒冷化を説明できるかもしれない。^[60]ヒルナンティアン期に大規模な火成岩地域があったという直接的な証拠はないが、火山活動が依然として大きな要因である可能性がある。定期的に破片や揮発性物質を成層圏に送り込む爆発的な火山噴火は、硫酸エアロゾルの生成にさらに効果的であろう。灰層は後期オルドビス紀によく見られ、ヒルナンティアンの黄鉄鉱には成層圏噴火と一致する硫黄同位体異常が記録されている。^[61]特にダイケベントナイト層を形成した巨大な噴火は、酸素同位体の大幅な正の逸脱とベントナイト層で観測された高硫黄濃度と一致していたため、地球寒冷化と関連付けられている。^[62]

この期間の気温低下の原因として考えられるのは、海面低下である。海面低下が引き金となるには、広大な氷床の形成が始まる前に海面が低下していなければならない。海面低下により、より多くの陸地が氷床の成長に利用可能となる。海面変動の時期については幅広い議論があるが、海面低下はアシュギリアン期以前に始まっていたという証拠があり、それが氷河期の一因となったと考えられる。^[40]

460 Maから440 Maの期間の古地理学的構成は、カラドキアン期とアシュギリアン期の間の範囲に収まると考えられる。構成の選択は重要である。なぜなら、カラドキアン期の構成では高CO2濃度で氷河氷が形成される可能性が高く_{、アシュギリアン期の構成では低CO2}濃度で氷河氷が形成される可能性が高いからである。^[40]

陸地の海抜の高さも重要な役割を果たしており、特に氷床が形成された後には重要となる。標高が高いほど氷床はより安定して残るが、標高が低いほど氷床はより容易に発達する。カラドキアン期は地表標高が低いと考えられており、高CO2期の開始には適しているものの_、氷河の被覆を維持するのは困難である。^[63]

地殻変動について私たちが知っていることからすると、ゴンドワナ大陸が南極に向かって南下するのに必要な時間は、この氷河期を引き起こすには長すぎたと思われる。地殻変動は数百万年かかることが多いが、氷河期の規模は100万年未満で発生したようだ。しかし、氷河期の正確な期間は100万年未満から3500万年までの範囲であるため、地殻変動がこの氷河期を引き起こした可能性はまだある。^[40]あるいは、ヒルナンティアン氷河期の開始には、従来のプレート運動ではなく、真の極移動(TPW) が関与していた可能性がある。4億5000万年から4億4000万年前の古地磁気データによると、最大速度が年間約55 cmで発生したTPWは約50˚で、従来のプレートテクトニクスよりも大陸の急速な動きをよりよく説明している。^[64]

海洋熱輸送は、赤道から暖かい水を高緯度地域に運び、極地の温暖化の主な要因となっている。この熱輸送が弱まると、高CO2条件下で極地が十分に冷えて氷が形成された可能性がある_。 [ ^40]大陸の古地理学的構成により、全球海洋熱輸送は後期オルドビス紀に強かったと考えられている。^[65]しかし、研究によると、氷河期が発生するためには極地への熱輸送が低くなければならなかったため、既知の事実と食い違いが生じている。^[40]

軌道パラメータは、上記のパラメータのいくつかと連動して、氷河作用の開始を助けた可能性があります。地球の歳差運動と離心率の変化は、氷河作用開始の転換点を引き起こした可能性があります。^[40] この時期の軌道は、南半球にとって寒い夏の軌道にあったと考えられています。^{[40]このタイプの軌道構成は、}軌道歳差運動の変化であり、夏に半球が太陽（この場合は地球）の方に傾くと、地球は太陽から最も遠ざかります。また、軌道離心率により、地球の軌道はより長くなり、歳差運動の影響が高まります。

結合モデルによれば、南半球の極で氷を維持するためには、地球は寒い夏の配置にならなければならないことが示されています。^[65]氷河期は寒い夏の時期に始まった可能性が最も高いです。なぜなら、この配置は、雪と氷が夏の間中生き残る可能性を高めるからです。^[40]

後期オルドビス紀氷河期の終焉の原因については、現在も鋭意研究が進められているが、シルル紀の地層が後期オルドビス紀に残された氷河堆積物から大きく変化していることから、ヒルナンティアン末期の氷河融解は突然起こった可能性があるという証拠がある。^[66]ヒルナンティアン氷河期は急速に終焉したが、その後のシルル紀を通じてより緩やかな氷河期が続き、^[35]最後の氷河期は後期シルル紀に起こった。^[36]

ヒルナンティアン氷河期の終焉の原因として考えられるものの 1 つは、氷河期極大期に氷が広がりすぎて崩壊し始めたことである。氷床は当初、 リビアのガート北部まで達すると安定し、大規模な氷河前縁扇状三角州を形成した。氷河構造の褶曲と断層帯は、氷の小規模な変動が繰り返されることで形成され始めた。氷河構造の褶曲と断層帯は、最終的に氷床の崩壊と氷のガート南部への後退をもたらした。ガート南部で安定すると、氷床は再び北進し始めた。このサイクルは毎回ゆっくりと南に縮小し、氷河状態のさらなる後退と崩壊をもたらした。この繰り返しにより、氷床が溶け、海面が上昇した。この仮説は、ムルズク盆地の一部であるリビアのガートで発見された氷河堆積物と大規模な地形によって裏付けられている。^[66]

氷床が増えるにつれて、炭素隔離に重要な珪酸塩岩と玄武岩の風化（炭酸塩-珪酸塩サイクルによる珪酸塩、炭酸カルシウムの形成による玄武岩）が減少し、CO2レベルが再び上昇し_{、それが逆に退氷を促進させました。この退氷により、空気にさらされた珪酸塩の変化（ CO2}と結合する機会が与えられる）と玄武岩の風化が再び始まり、氷河期が再び起こりました。^[24]

オルドビス紀末の大量絶滅によりキチノゾアの多様性と個体数が大幅に減少したが、 ^[67]それ以前から、キチノゾアの生物多様性はアンデス・サハラ氷河期の始まりによって悪影響を受けていた。キチノゾアは後期ダリウィリアン期に多様性がピークを迎えた後、後期オルドビス紀が進むにつれて多様性が低下した。ローレンシアでは、低緯度に位置し気候が温暖なため、キチノゾアの多様性の減少傾向の例外が見られた。^[68]

後期オルドビス紀氷河期は、5つの主要な絶滅イベントのうち2番目に大きな、後期オルドビス紀大量絶滅と同時期に起こった。この期間は、大量絶滅イベントと同時に発生した唯一の氷河期として知られている。この絶滅イベントは、2つの別個の波で構成されていた。最初の絶滅波は、急速な冷却と水柱の酸素化の増加が原因で発生したと考えられている。この最初の波は2つのうち大きい方で、浅い海と深い海に生息していた海洋動物種のほとんどが絶滅した。絶滅の2番目の段階は、大幅な海面上昇と関連しており、大気の状態、すなわち酸素レベルが現在のレベルの50%以下であったため、高レベルの無酸素水が一般的だっただろう。この無酸素状態により、最初の絶滅波の生存者の多くが死滅したであろう。後期オルドビス紀の絶滅では、海洋動物種の85％と動物科の26％が失われた。^[69]

ホメリア氷期末期の退氷期は、三葉胞子形成植物の最初の大規模な拡散と同時期に起こり、シルル紀-デボン紀陸上革命の幕開けを告げた。中期ラドフォード氷期後期には海面低下が起こり、広大な新しい陸上生息地が生まれ、陸上植物がすぐに定着して多様化が促進された。^{[70]アンデス-サハラ氷期の終焉を告げた}プリドリ氷期の温暖化により、植物のさらなる拡大が見られた。^[71]

• 氷河期のタイムライン
• オルドビス紀-シルル紀の絶滅イベント
• 後期古生代氷室