オルドビス紀

オルドビス紀
485.4 ± 1.9 – 443.8 ± 1.5 Ma 前Ꞓ Ꞓ お S だ Ｃ ポ T J け ページ いいえ
4億6500万年前、中期オルドビス紀の地球の地図
年表
−485 — – −480 — – −475 — – −470 — – −465 — – −460 — – −455 — – −450 — – −445 — – 古生代 ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ ​ カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 早い ​ ​ ​ ​ 真ん中 ​ ​ ​ ​ ​ 遅い ​ ​ ​ トレマドキアン フロイアン 大平間 ダリウィリアン サンドビアン カティアン ヒルナンティアン       ← 最初の陸上植物 胞子[1] ← オルドビス紀の隕石衝突[2] [3] ICSによるオルドビス紀の区分（2023年現在）。[4] 縦軸スケール：数百万年前
語源
名前の形式	フォーマル
名前が承認されました	1960
使用情報
天体	地球
地域別使用状況	グローバル ( ICS )
使用される時間スケール	ICS タイムスケール
意味
年代順	期間
地層単位	システム
最初に提案したのは	チャールズ・ラップワース、1879年
時間範囲の形式	フォーマル
下限定義	コノドント Iapetognathus fluctivagusの流行
下限GSSP	グリーンポイントセクション、グリーンポイント、ニューファンドランド、カナダ 49°40′58″N 57°57′55″W / 49.6829°N 57.9653°W / 49.6829; -57.9653
GSSPの引き下げが承認	2000年[5]
上限の定義	グラプトライト Akidograptus ascensusの FAD
上限GSSP	Dob's Linn、モファット、英国北緯55度26分24秒 西経3度16分12秒 / 北緯55.4400度 西経3.2700度 / 55.4400; -3.2700
上位GSSPが批准	1984年[6] [7]
大気と気候データ
現在の海面より上	180メートル。カラドックでは220メートルまで上昇し、オルドビス紀末の氷河期には140メートルまで急激に低下した[8]

オルドビス紀（/ ɔːr d ə ˈ v ɪ ʃ i . ə n、 - d oʊ -、 - ˈ v ɪ ʃ ən / or-də- VISH -ee-ən、-⁠doh-、-⁠ VISH -ən）^[9]は、地質時代および地質体系であり、古生代を構成する6つの 時代のうち2番目、顕生代を構成する12の 時代のうち2番目にあたります。オルドビス紀は、カンブリア紀の終わりの4億8540万年前（百万年前）からシルル紀の始まりの4億4380万年前までの4160万年間にわたります。 [ 10 ^]

オルドビス紀は、ウェールズのオルドビス族にちなんで名付けられ、1879年にチャールズ・ラップワースによって、北ウェールズの同じ岩層をそれぞれカンブリア紀とシルル紀に配置していたアダム・セジウィックとロデリック・マーチソンの信奉者の間の論争を解決するために定義されました。 ^[11]ラップワースは、論争中の地層の化石動物相がカンブリア紀やシルル紀のいずれのシステムとも異なることを認識し、それらを独自のシステムに配置しました。オルドビス紀は、1960年（ラップワースの死後40年）に国際地質学会議で古生代の公式な時代として採用され、国際的な承認を得ました。

オルドビス紀には、カンブリア紀初期と同様に生命が繁栄し続けたが、この時代はオルドビス紀-シルル紀絶滅事件によって終焉を迎えた。海洋では無脊椎動物、すなわち軟体動物と節足動物が優勢で、節足動物はおそらくこの時代に陸上に定着し始め、デボン紀までに完全に定着した。この時代に最初の陸上植物が知られている。大オルドビス紀生物多様化事件により、生命の多様性が大幅に増加した。世界初の真の脊椎動物である魚類は進化を続け、顎を持つ魚類はこの時代後期に初めて出現した可能性がある。オルドビス紀には、今日と比較して年間約100倍の隕石が地球に衝突したオルドビス紀隕石事件として知られる期間があった。 [12]この衝突増加は、当時地球の周りに形成されたリングシステムに起因しているのではないかと理論づけられている。[ ^{13 ]}

2008年、ICSはオルドビス紀の正式な国際地層区分システムを構築した。^[14]既存のバルトスカンジナビア、イギリス、シベリア、北米、オーストラリア、中国、地中海、北ゴンドワナの地域地層体系も現地で使用されている。^[15]

イギリスのオルドビス紀は、伝統的に前期（トレマドキアンとアレング）、中期（ランビルン（アベレイディアンとランデイリアンに細分化）とランデイロ）、後期（カラドックとアッシュギル）に分けられています。オルドビス紀の対応する岩石は、柱状構造の下部、中部、上部から来たものと言われています。

トレマドックは ICS のトレマドック期に相当します。アレニグはフロイアン期、ダピン期全体、および初期ダリウィアン期に相当します。ランヴィルンは後期ダリウィアン期に相当します。カラドックはサンドビアン期とカティアン期の前半をカバーします。アッシュギルはカティアン期の後半とヒルナンティアン期を表します。

イギリス領オルドビス紀の最後の時代であるアッシュギル時代は、ヒルナンティアン時代、ローセアン時代、コートレイアン時代、プスギリアン時代の 4 つの時代から構成されています。これらの時代は、約 4 億 5000 万年前から約 4 億 4300 万年前までの期間を構成します。

アッシュギル年代の最後から2番目のロウセヤン時代は、約4億4900万年前から約4億4500万年前まで続きました。これは、ICSの地質年代スケールのカティアン時代にあたります。

オルドビス紀には、南半球の大陸が集まってゴンドワナ大陸となり、赤道の北から南極まで広がった。北半球を中心とするパンサラシック海は、地球の半分以上を覆っていた。^[17]この時代初めには、ローレンシア（現在の北アメリカ）、シベリア、バルティカ（現在の北ヨーロッパ）の各大陸は、ゴンドワナ大陸から5,000キロメートル（3,100マイル）以上の海で隔てられていた。これらの小さな大陸は、底生生物の明確な群集を発達させるのに十分なほど互いに離れていた。^[18]小さな大陸アバロニアはゴンドワナ大陸から分裂し、バルティカとローレンシアに向かって北に移動し始め、ゴンドワナ大陸とアバロニア大陸の間にレイス海が開いた。^{[19] [20] [21]}アバロニアはオルドビス紀末にバルティカと衝突した。^{[22] [23]}

オルドビス紀の世界の他の地理的特徴としては、アヴァロニアとバルティカを隔てていたトルンキスト海^[18]、バルティカとシベリアを隔てていたエーギル海^[24]、シベリア、バルティカ、ゴンドワナの間にあった海域があり、石炭紀には拡大して古アジア海となった。モンゴル・オホーツク海はシベリアと中央モンゴル地帯の間に深い湾を形成していた。中央アジアの地帯のほとんどは赤道直下の群島の一部であったが、その形状は入手可能な証拠からはあまり制約されていない。^[25]

この時代は、広範囲にわたる地殻変動と火山活動の時代であった。しかし、造山運動（山脈の形成）は、大陸同士の衝突が主な原因ではなかった。むしろ、弧状の地殻やリボン状の微小大陸が付加する過程で、活発な大陸縁に沿って山脈が形成された。新しい地殻の付加は、ローレンシアのイアペトゥス縁に限られていた。その他の地域では、背弧盆地で亀裂が生じ、その後に再合体するというパターンであった。これは、伸張から圧縮への断続的な変化を反映している。新しい沈み込みの開始は、ゴンドワナの合体を中心とした地殻プレートの世界的な再編成を反映している。^{[26] [18]}

カンブリア紀には、主要な造山運動であるタコニック造山運動がすでに始まっていた。[ 27 ^]この運動はオルドビス紀まで続き、少なくとも2つの火山島弧がローレンシアと衝突してアパラチア山脈を形成した。ローレンシアはその他の点では地質学的に安定していた。この時期には南中国に島弧が付加され、北中国（スリンヒア）に沿った沈み込みによってオフィオライトが定着した。^[28]

ミルバーグ/ビッグベントナイト層の火山灰降下は、約4億5400万年前のもので、過去5億9000万年間で最大のものでした。これは、密度の高い岩石換算で1,140立方キロメートル（270立方マイル）にも達しました。驚くべきことに、これは生命にほとんど影響を与えなかったようです。^[29]

4億7800万年前、スペインの中央イベリア地帯で記録されているフロアン期には、ゴンドワナ大陸の北西縁に沿って活発な地殻変動があった。この活動はオルドビス紀末までにトルコまで達した。オーストラリアのゴンドワナ大陸の反対側の縁には、一連の島弧があった。^[18]これらの島弧がゴンドワナ大陸の東縁に付加したことで、オーストラリア東部のベナンブラン造山運動が起こった。^{[30] [31]} 4億5000万年前には、現在のアルゼンチン（ファマティニアン造山運動）に沿って沈み込みも起こった。^[32]この造山運動では、背弧が大きく裂けた。^[18]ゴンドワナ大陸の内部は、三畳紀まで地殻変動が静穏であった。^[18]

この時期の終わりごろ、ゴンドワナ大陸は南極を越えて移動し始めました。これがヒベルニアン氷河期とそれに伴う絶滅現象の一因となりました。^[33]

オルドビス紀の流星現象は、中期オルドビス紀、約4億6750万±28万年前にLコンドライト母天体の分裂により発生したとされる流星群である。 ^[34]この現象は、いかなる大規模な絶滅イベントとも関連していない。^{[35] [36] [37] 2024年の研究では、この現象によるクレーターが地球の周囲に明確な帯状に集まっており、母天体の分裂により約4000万年にわたって}リングシステムが形成され、頻繁に落下する破片によってこれらのクレーターが発生した可能性があることが判明した。^[13]

オルドビス紀は方解石の海の地球化学の時代であり、低マグネシウムの方解石が炭酸カルシウムの主要な無機海洋沈殿物であった。^{[38]そのため、} 炭酸塩ハードグラウンドは、方解石のウーイド、方解石のセメント、および主に方解石の骨格を持つ無脊椎動物相とともに非常に一般的であった。ほとんどの軟体動物の殻を構成するもののような生物起源のアラゴナイトは、死後海底で急速に溶解した。^{[39] [40]}

方解石の生成が微生物や非生物学的プロセスによって支配されていたカンブリア紀とは異なり、オルドビス紀の堆積物では動物（および大型藻類）が石灰質物質の主な供給源となった。^[41]

前期オルドビス紀の気候は非常に暑く、^[42]強い温室効果と海面水温は前期始新世の気候最適期に匹敵した。^{[43]オルドビス紀の初めには} 二酸化炭素濃度が非常に高かった。^[44]前期オルドビス紀後期までに地球は寒冷化し、^[45]中期オルドビス紀にはより温暖な気候に変わり、^[46]地球はサンドビアン期に前期古生代氷河期に入り、 ^{[47] [48 ] おそらくダリウィアン期[49]}やフロイアン期にまで遡ったと考えられる。 ^[45]ダピンギアン期とサンドビアン期には大規模な湿潤イベントが発生し、この時期のバルトスカンジアの微量金属濃度がその証拠である。^[50]証拠によると、カティアン期初期（ボダ事象）に地球の気温が一時的に上昇し、ヨーロッパ全土にバイオヘルムが堆積し、動物相が放射状に広がった。^[51]カティアン期初期にはさらに別の湿潤イベントも発生した。^[50]オルドビス紀末期のヒルナンティアン期にはさらに寒冷化が進み、オルドビス紀後期の氷河期が始まった。^[52]

オルドビス紀には古生代で最も海面が高くなり、大陸の起伏が浅かったため、水深数百メートルの下に多くの棚堆積物が形成された。^[41]海面は前期オルドビス紀を通じて多かれ少なかれ継続的に上昇し、中期にはやや横ばいになった。^[41]局所的には多少の海退が起こったが、後期オルドビス紀の初めには海面上昇が続いた。海面は、ヒルナンティアン氷河期に至るまでの約300万年間の寒冷化により着実に低下した。この氷期には、海面は多少上昇したり下降したりしたようである。多くの研究にもかかわらず、詳細は未解決のままである。^[41]特に、一部の研究者は海面の変動を先ヒルナンディアン氷河期と解釈しているが、^[53]氷河期の終わりまで堆積物の証拠は不足している。^[23]当時南極近くにあった現在のアフリカと南アメリカと呼ばれる土地にはヒルナンティアンの氷河が存在したという証拠があり、ヒルナンティアンの氷河期の氷冠の形成を促進したと考えられています。

北アメリカやヨーロッパと同様に、ゴンドワナ大陸もオルドビス紀には大部分が浅い海で覆われていた。大陸棚上の浅く澄んだ海は、殻や硬い部分に炭酸カルシウムを堆積する生物の成長を促した。パンサラシック海は北半球の大部分を覆い、その他の小海域にはプロトテチス海、パレオテチス海、後期オルドビス紀に閉鎖されたハンティ海、イアペトゥス海、および新しいレイス海があった。

後期オルドビス紀のほとんどの期間、生命は繁栄し続けていたが、その終わりごろには大量絶滅があり、コノドントやグラプトライトのようなプランクトン類に深刻な影響を与えた。三葉虫の アグノスティダとプチコパリダは完全に死滅し、アサフィダは大きく減少した。腕足動物、コケムシ類、棘皮動物も大きな影響を受け、内生頭足 動物は、まれにシルル紀の形態があった可能性を除いて、完全に絶滅した。オルドビス紀-シルル紀の絶滅は、オルドビス紀末に起こった氷河期によって引き起こされた可能性があり、最初の陸生植物が拡大したためである^[54]。なぜなら、後期オルドビス紀末は、地球の歴史の最後の6億年で最も寒い時期の一つであったからである。

全体として、オルドビス紀に出現した動物相は、古生代の残りの部分のテンプレートとなった。動物相は、主に食物連鎖の短い懸濁物摂食者の階層的なコミュニティによって支配されていた。生態系は、今日まで続いているカンブリア紀の動物相をはるかに超える新しいレベルの複雑さに到達した。^[41]カンブリア爆発ほど有名ではないが、オルドビス紀の放散（オルドビス紀の大生物多様化イベントとしても知られる）^[18]も同様に注目すべきものであった。海洋動物の属が4倍に増加し、既知の顕生代の海洋動物相の12％を占めた。^[55]いくつかの動物はまた、小型化プロセスを経て、カンブリア紀の同類よりもはるかに小さくなった。^{[要出典]動物相のもう一つの変化は、}濾過摂食生物の大幅な増加であった。^[56]カンブリア紀の三葉虫、無節腕足動物、古甲殻類、エオクリノイド動物群は、古生代の残りの期間に優勢だった関節腕足動物、頭足動物、ウミユリなどの動物群に引き継がれた。特に関節腕足動物は、棚の生物群集において三葉虫に大きく取って代わった。その成功は、カンブリア紀と比較してオルドビス紀の炭酸塩殻分泌生物の多様性が大幅に増加したことを象徴している。 ^[57]

オルドビス紀の地理は動物相の多様性に影響を及ぼし、オルドビス紀の無脊椎動物は非常に高度な地方性を示した。^[58]当時は熱帯地方に近く、生命の豊富な浅い海を誇っていた、広く離れたローレンシア大陸とバルティカ大陸は、ゴンドワナの三葉虫動物相とは異なる三葉虫動物相を発達させ、^[59]ゴンドワナは熱帯および温帯で異なる動物相を発達させた。^[60]天山地帯はゴンドワナと生物地理学的類似性を維持しており、^[61]ゴンドワナのアルボルズ縁辺部は南中国と生物地理学的につながっていた。^[62]東南アジアの動物相もゴンドワナの動物相と強い類似性を保っていた。^{[63] [64]}ローレンシャンとバルト海とは別に、ケルト生物地理区も存在した。^[65]しかし、熱帯の関節腕足動物はより国際的な分布を示し、異なる大陸での多様性は低かった。中期オルドビス紀には、海洋分類群が広範囲に分散し始めたため、ベータ多様性は大幅に減少し始めた。^[66]動物相はオルドビス紀後期には、イアペトゥス海の狭まりもあって地方性が低くなったが、^[67]後期オルドビス紀まではまだ区別可能であった。^[68]

特に三葉虫は種類が豊富で多様であり、多くの地域で急速な多様化を経験した。 ^[69]オルドビス紀の三葉虫は、カンブリア紀のその前身とは非常に異なっていた。多くの三葉虫は、原始的なオウムガイやオウムガイなどの捕食者から身を守るために奇妙な棘や結節を発達させたが、 Aeglina priscaなどの他の三葉虫は遊泳形態に進化した。一部の三葉虫は泥の海底をかき分けるためにシャベルのような鼻先を発達させた。三核類として知られる別の珍しい三葉虫群は、頭部の盾の周りに幅広い陥凹した縁を発達させた。^[70] Asaphus kowalewskiなどの一部の三葉虫は、捕食者を感知するのに役立つ長い眼柄を発達させたが、対照的に他の三葉虫の目は完全に消失した。^[71]分子時計解析によると、初期のクモ形類はオルドビス紀末までに陸上で生活し始めたと示唆されている。^[72]孤立性サンゴは少なくともカンブリア紀にまで遡るが、最古の八放サンゴを含む礁を形成するサンゴはオルドビス紀初期に出現し、^{[73] [74]}炭酸塩の安定性の増加とそれに伴う石灰化動物の新たな豊富化に対応している。^[41]腕足動物は多様性が急増し、ほぼあらゆる種類の海洋環境に適応した。^{[75] [76] [77]} GOBEの後でも、オルドビス紀の腕足動物は高い種分化率を維持していたことを示唆する証拠がある。^[78]カンブリア紀、さらにはエディアカラ紀に出現した軟体動物は、特に二枚貝、腹足類、オウムガイ頭足動物が一般的で多様になった。^{[79] [80]}頭足動物は浅い海洋熱帯環境から多様化し、ほぼすべての海洋環境を支配しました。^[81]前のカンブリア紀に進化したグラプトライトは海洋で繁栄しました。^[82]これには、サンドビアンで海面がピークに達したときに広く分布していた独特のネマグラプトゥス・グラシリスグラプトライト動物相が含まれます。 ^{[83] [23]いくつかの新しい嚢子類とウミユリが出現しました。 最初の真の}脊椎動物（魚類、甲殻類）はオルドビス紀に出現したと長い間考えられていましたが、中国での最近の発見により、それらはおそらく初期カンブリア紀に起源があることが明らかになりました。^[84] 最初の顎口類（顎を持つ魚類）は、オルドビス紀後期に出現した可能性がある。^[85]キチノゾアは、五六紀後期に初めて出現し、トレマドキア紀に多様性が爆発的に増加し、急速に世界中に広がった。^{[86] [87]}オルドビス紀には、いくつかのグループの内生共生生物が出現した。^{[88] [89]}

オルドビス紀初期には、三葉虫に、板状サンゴ、ストロホメニド、リコネリド、多くの新しい腕足動物、コケムシ、プランクトン性の筆石、コノドント、そしてクモヒトデ類や最初のヒトデを含む多くの種類の軟体動物や棘皮動物など、多くの新しいタイプの生物が加わった。それにもかかわらず、節足動物は豊富に存在し、後期カンブリア紀のすべての目が存続し、新しいグループであるファコピダが加わった。陸上植物の最初の証拠も現れた（生命の進化の歴史を参照）。

中期オルドビス紀には、三葉虫が優勢だった前期オルドビス紀の生物群集は、一般的にもっと混合した生態系に取って代わられ、腕足動物、コケムシ類、軟体動物、コルヌリティッド類、触手類、棘皮動物がすべて繁栄し、テーブルサンゴが多様化し、最初のシワサンゴが出現した。プランクトン性の筆石は多様性を保ち、ディプログラプティナが出現した。最古の装甲無顎類（「オストラコーダ」）脊椎動物として知られるアランダスピスは、中期オルドビス紀に遡る。^[90]中期オルドビス紀には、生物侵食生物の強度と多様性が大幅に増加した。これはオルドビス紀生物侵食革命として知られている。^{[91]この時代は、}トリパナイト、パレオサベラ、ペトロクセステス、オスプリオネイデスなどの硬い基質の生痕化石が突然豊富になったことで特徴づけられる。特にサンゴ、コケムシ、腕足動物の厚い方解石骨格や、この時代に豊富に見られる広大な炭酸塩の硬い基質では、生物侵食が重要なプロセスとなった。

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  ケンタッキー州北部のコペ層の玉石の上にいるオルドビス紀後期のエドリオス小惑星 Cystaster stellatus 。背景には円口類のコケムシ Corynotrypaがいる。
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  ユタ州中西部のフォッシルマウンテンにある中期オルドビス紀の化石を含んだ頁岩と石灰岩
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  インディアナ州南部、オルドビス紀後期の礫質石灰岩と頁岩の露頭
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  テネシー州中央部、オルドビス紀後期の石灰岩と少量の頁岩の露頭
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  インディアナ州南東部のオルドビス紀硬地盤におけるトリパナイト^{ボーリング[92]}
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  オハイオ州南部のオルドビス紀硬岩地盤におけるペトロクセステスの^{ボーリング[91]}
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  エストニア北部のオルドビス紀クケルサイト油頁岩の露頭
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  エストニア北部のオルドビス紀クケルサイト油頁岩中のコケムシ化石
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  ミネソタ州南部のオルドビス紀の石灰岩に生息する腕足動物とコケムシ
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  Vinlandostrophia ponderosa、メイズビリアン（オルドビス紀後期）、インディアナ州マディソン近郊（スケールバーは 5.0 mm）
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  エストニア北東部のオルドビス紀の囊胞状エキノスフェライト（絶滅した​​棘皮動物）; 直径約5 cm
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  アイオワ州のオルドビス紀に生息するトレポストム類のコケムシ、プラソポラ
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  オルドビス紀のストロホメニス類腕足動物と、付着した無関節腕足動物およびコケムシ類
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  腹足類を包むヘリオリティッドサンゴProtaraea richmondensis ; インディアナ州南東部のシンシナティアン（オルドビス紀後期）
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  インディアナ州南東部のシンシナティアン（オルドビス紀後期）のトレポストムコケムシに元々の位置で保存されている、アトリピッド腕足動物のZygospira modesta 。
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  テネシー州カニースプリングス近郊のオルドビス紀のグラプトライト（アムプレクソグラプトゥス）

緑藻は後期カンブリア紀（おそらくそれ以前）とオルドビス紀によく見られました。陸生植物はおそらく緑藻から進化したもので、中期から後期オルドビス紀に苔類に似た小さな非維管束植物として最初に現れました。 ^[93]オルドビス紀の堆積岩で発見された化石胞子はコケ植物の典型です。^[94]

最初の陸上菌類の中には、アーバスキュラー菌根菌（Glomerales ）があり、菌根共生を通じて植物の陸上定着を促進する上で重要な役割を果たし、植物細胞がミネラル栄養素を利用できるようにする。ウィスコンシン州のオルドビス紀から約4億6000万年前の化石化した菌糸と胞子が発見されており、その時代の陸上植物はおそらく非維管束コケ類に似た植物のみで構成されていた。^[95]

ストロマトライトは原生代にピークを迎えてからは衰退していたが、局所的には存在し続けた。^[96]

オルドビス紀は、絶滅した属の割合で見ると、地球史上5大絶滅イベントのうち2番目に大きい一連の絶滅イベントの終焉を迎えた。これよりも規模が大きいのは、ペルム紀-三畳紀絶滅イベントのみである。

絶滅は約 4 億 4,700 万年から 4 億 4,400 万年前に発生し、オルドビス紀とそれに続くシルル紀の境界を示しています。当時、複雑な多細胞生物はすべて海に生息しており、動物の属の約 49% が永久に姿を消しました。腕足動物とコケムシ類は大幅に減少し、多くの三葉虫、コノドント、グラプトライト科も減少しました。

最も一般的に受け入れられている説は、これらの出来事はカティアン後期の寒冷な気候の始まりによって引き起こされ、ヒルナンティアン動物相の段階で氷河期が続き、オルドビス紀に典型的な長く安定した温室状態が終わったというものである。

氷河期は長く続かなかった可能性がある。腕足動物の化石に含まれる酸素同位体から、氷河期の期間はわずか50万年から150万年であった可能性があることがわかる。^[98]他の研究者（Page et al.）は、より温暖な気候がシルル紀後期まで戻ってこなかったと推定している。

オルドビス紀後期の氷河期イベントに先立って、大気中の二酸化炭素濃度が低下していた（7000 ppmから4400 ppmへ）。^{[99] [100]}この低下は、浸食される際に大気中の二酸化炭素を吸収する新たな珪酸塩岩を堆積させた火山活動の爆発によって引き起こされた可能性がある。_[ 100 ^]別の可能性としては、中期から後期オルドビス紀に陸地に定着したコケ類や地衣類が、_{二酸化炭素}濃度を引き下げるほどの風化を促した可能性がある。^[93]_{二酸化炭素}の減少は、ほとんどの生物が生息していた浅い海に選択的に影響を及ぼした。また、オルドビス紀の隕石衝突の原因ともなったオルドビス紀のリングシステムから太陽光線が遮られたことも、氷河期につながった可能性が示唆されている。^[13]南半球のゴンドワナ大陸が南極点上を移動すると、その上に氷床が形成され、当時南極であった 北アフリカと当時隣接する南アメリカ北東部の上部オルドビス紀の岩石層でその氷床が検出されています。

氷河が成長するにつれて海面が下がり、広大で浅い大陸内のオルドビス紀の海が後退し、多くの生態学的ニッチが消滅した。これらの海は、多くの生物科全体を欠いた、減少した創始者集団を運んで戻ってきた。そして、次の氷河期の波で再び後退し、変化のたびに生物多様性が失われた。^[101]特定の陸地上の単一の大陸外海に限定された種は深刻な影響を受けた。^[40]熱帯の生物は最初の絶滅の波で特に大きな打撃を受け、冷水種は2回目の絶滅の波で最も大きな打撃を受けた。^[40]

変化する環境に適応できる種は、絶滅によって残された生態学的地位を埋めるために生き残った。例えば、氷河期の間に海洋はより深く酸素化され、珍しい底生生物（ヒルナンティア動物相）が深海に定着するようになったという証拠がある。これらの生物は分布が世界中に広がっており、ほとんどの緯度に存在していた。^[68]

2度目の絶滅の終わりには、氷河の融解により海面が上昇し、再び安定した。シルル紀の初めに大陸棚が恒久的に再冠水したことで生物多様性が回復し、生き残った目の中で生物多様性が増加した。回復は「ラザロ種」の異常な数に特徴付けられ、絶滅中に姿を消し、シルル紀に入ってからかなり経ってから再び現れた。これは、この種が少数ながら避難所で生き延びたことを示唆している。^[102]

別の絶滅仮説では、10秒間のガンマ線バーストがオゾン層を破壊し、陸上および海洋の表層生物を致命的な紫外線にさらし、地球の寒冷化を引き起こした可能性があると示唆されている。^[103]

後期オルドビス紀の地層学を考慮した最近の研究では、大量絶滅は数十万年続いた単一の長期的出来事であり、水深と堆積速度の急激な変化により、種の最後の出現の2つの波が生じたと主張しています。^[104]