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오르도비스기

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오르도비스기
Ordovician
486.85 ± 1.5 Ma ~ 443.1 ± 1 Ma
약 4억 6500만 년 전 지구의 대륙 배치를 나타낸 Mollweide 지도
약 4억 6500만 년 전 오르도비스기의 전 지구 고지리 복원도
조선 누층군 직운산층의 오르도비스기 지층
시대 구분
시간 단위기
시간층서 단위계
명칭·어원웨일스와 주변 지역에 살던 켈트계 오르도비스족(Ordovices)에서 유래한다.
연대표
기세절백만 년 전
실루리아기란도버리세루단절이후
오르도비스기후기허난트절443.1–
445.2
케이티절445.2–
452.8
산드뷔절452.8–
458.2
중기다리윌절458.2–
469.4
다핑절469.4–
471.3
전기플로절471.3–
477.1
트레마독절477.1–
486.85
캄브리아기푸룽세제10절이전
경계
기저 정의국제 표준 층서 경계 및 지점 (GSSP) (비준)
해수면 고도약 180 m에서 220 m까지 높아졌다가 오르도비스기 말 빙하기에 약 141 m로 급격히 낮아짐[1] {{출처 필요}}
ICS 2026/06

오르도비스기(Ordovician)는 고생대의 두 번째 기로, 캄브리아기 다음 실루리아기 이전의 4억 8685만 년 전(±150만 년)부터 4억 4310만 년 전(±90만 년)까지이다.[2] 명칭은 웨일스의 오르도비스 부족에서 왔으며, 찰스 랩워스가 1879년에 독립한 기로 제안했다.[3][4]

오르도비스기는 전기·중기·후기의 세 세와 트레마도크절부터 허난트절까지 일곱 절로 나눈다.[2] 하한의 GSSP는 캐나다 뉴펀들랜드 래브라도주 그린포인트에 있고, 코노돈트 Iapetognathus fluctivagus의 첫 출현을 표지로 한다. 상한은 스코틀랜드 도비스 린의 GSSP에서 필석 Akidograptus ascensus가 처음 나타나는 층으로 정한다.[5]

세분과 지역 층서

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국제 층서표의 오르도비스기는 전기·중기·후기의 세와 트레마독절·플로절, 다핑절·다리윌절, 산드뷔절·카티절·허난트절의 일곱 절로 구성된다. 각 절의 하한은 하나의 GSSP를 기준으로 정의하며, 화석이 드문 지역에서는 필석·코노돈트·키티노조아와 탄소 동위원소 변동을 함께 사용한다. 국제 단위와 별도로 발트해·영국·시베리아·북아메리카·오스트레일리아·중국·지중해·곤드와나 북부에서는 지역 층서 체계를 사용해 지층을 세분해 왔다.[2][6]

국제 층서 위원회의 절 하한 연대는 다음과 같다.[2]

세절하한 (Ma)
오르도비스기 전기트레마독절486.85
플로절477.1
오르도비스기 중기다핑절471.3
다리윌절469.4
오르도비스기 후기산드뷔절458.2
카티절452.8
허난트절445.2

오르도비스기-실루리아기 경계의 상한은 443.1 Ma이다. 절의 하한 연대는 국제 층서표의 현행 값이며, GSSP와 보조 생층서 자료가 추가되면 오차 범위와 함께 갱신될 수 있다.

전기 오르도비스기의 트레마도크절·플로절은 캄브리아기에서 이어진 필석과 코노돈트 군집의 교체가 특징이며, 중기 오르도비스기의 대핑절·다리윌절에는 해양 생물 다양화가 크게 진행되었다. 후기의 산드뷔절·카티절은 넓은 대륙붕과 생물초가 발달한 시기이고, 허난트절은 곤드와나 빙상 확대와 해수면 변동이 오르도비스기–실루리아기 멸종과 겹치는 절이다. 이러한 세분은 지역 지층의 전통적 명칭과 일대일로 대응하지 않으므로, 국제 단위와 지역 단위를 구분해 기술한다.[7]

지질과 생물

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오르도비스기에는 해수면이 높은 시기가 있었고, 얕은 바다에서 완족동물, 두족류, 필석류 등 여러 해양 생물군이 다양해졌다. 말기에는 빙하 확대와 해수면 변화가 동반된 오르도비스기-실루리아기 멸종이 일어나 해양 생태계가 큰 영향을 받았다.[8]

오르도비스기에는 해저 화산 활동과 운석 충돌, 해수면 변동이 여러 지역의 퇴적·지화학 기록에 남아 있다. 운석 충돌이 생물 다양성 변화에 미친 영향은 확정되지 않았으며, 오르도비스기 말 멸종은 충돌 외에도 여러 원인이 함께 작용한 것으로 해석된다. 탄소·산소 동위 원소와 산호·완족동물 화석은 당시의 해양 온도와 산소화, 빙하 발달을 추적하는 데 이용된다.

오르도비스기 운석 사건

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중기 오르도비스기에는 L형 콘드라이트 모천체가 붕괴하면서 운석 물질이 여러 퇴적층에 남았고, 현재보다 운석 충돌 빈도가 크게 높았던 것으로 추정된다. 오르도비스기 운석 사건의 시점은 약 4억 6,750만 년 전(±28만 년)으로, 운석 물질의 연대와 지층 대비를 통해 추정한다. 이 사건은 오르도비스기 대방산이나 말기 멸종의 직접 원인으로 확인되지 않았다.[9]

2024년 연구에서는 이 충돌과 관련된 운석공이 지구 표면의 특정 위도대에 집중되어 있고, 모천체의 붕괴가 약 4,000만 년 동안 지속된 고리 구조를 만들었을 가능성을 제시했다. 고리에서 떨어진 잔해가 운석공을 만들었다는 해석은 가설이며, 고리의 존재와 생물 다양화·멸종 사이의 인과관계가 확립된 것은 아니다.[10]

오르도비스기 바다는 저마그네슘 방해석이 주된 탄산칼슘 침전물인 ‘방해석 바다’의 지구화학 조건을 보였다. 그 결과 탄산염 경화저·난석·방해석 골격을 가진 무척추동물 화석이 흔하며, 생물과 대형 조류가 탄산염 퇴적물 생산에서 차지하는 비중도 캄브리아기보다 커졌다.[11]

오르도비스기 대방산은 캄브리아기 뒤 해양 동물의 분류군과 생태적 역할이 크게 늘어난 변화를 가리킨다. 완족동물·극피동물·연체동물·필석류 등의 다양화는 여러 해역에서 확인되지만, 각 분류군의 증가 시기와 원인은 같지 않았으며, 해수면·영양염·기후·고지리의 변화가 함께 원인으로 제시된다.[12]

해양 생태계에서는 완족동물·태형동물·극피동물·산호·두족류가 다양한 천해 군집을 이뤘고, 필석류는 외해의 중요한 플랑크톤성 생물군이 되었다. 산호와 스트로마토포로이드가 만든 초기 암초는 뒤이은 실루리아기·데본기의 암초 생태계와는 구성과 분포가 달랐다. 이러한 화석군은 지층의 상대 연령과 고환경을 함께 복원하는 데 쓰인다.[13]

삼엽충은 여러 지역에서 빠르게 다양화했고, 일부 계통은 가시·결절·눈의 형태처럼 서로 다른 생활 방식과 포식 압력에 관련된 특징을 보였다. 완족동물은 천해부터 비교적 깊은 바다까지 다양한 환경으로 퍼졌고, 앵무조개류 두족류는 열대 천해에서 출발해 여러 해양 환경으로 분포를 넓혔다. 이 분화는 모든 생물군이 같은 속도로 증가했다는 뜻이 아니라, 해수면·서식처의 면적·대륙의 위치에 따라 달랐던 지역 기록을 종합한 결과다.[14][15]

무악 척추동물 화석은 오르도비스기 바다에서 계속 알려지며, 턱 있는 척추동물의 가장 이른 계통이 후기 오르도비스기에 이미 나타났을 가능성도 계통 연구에서 제시된다. 다만 화석의 희소성과 계통 배치의 수정 가능성 때문에, 특정 화석 하나만으로 유악어류의 확정적인 기원을 정하지 않는다.[16]

식물과 절지동물의 육상 진출은 이 시기 후반부터 초기 기록이 나타나지만, 육상 생태계의 본격적인 확장은 실루리아기 이후에 진행되었다. 오르도비스기의 ‘최초 육상식물’ 기록은 미화석·포자와 보존 환경의 차이에 따라 해석이 달라진다.

오르도비스기 암석에서 알려진 삼분형 포자와 식물성 미화석은 육상식물 또는 그 가까운 계통이 이미 존재했을 가능성을 보여 준다. 다만 줄기·잎·뿌리가 보존된 대형 식물 화석보다 훨씬 간접적인 자료이므로, 이를 현대 식물과 같은 규모의 육상 식생이 형성되었다는 증거로 해석하지는 않는다.[17]

비관다발식물에 가까운 초기 식생과 균근성 균류의 공생은 식물이 척박한 육상 기질에서 광물 영양분을 이용하는 데 기여했을 가능성이 있다. 위스콘신의 오르도비스기 퇴적암에서 보고된 균사와 포자는 그러한 초기 균류의 자료로 해석되지만, 당시의 전체 육상 식생을 직접 복원하는 표본은 아니다. 비관다발 식생이 풍화와 탄소 순환에 미친 잠재적 효과도 모형과 화석 자료에서 추정된다.[18][19]

곤드와나의 이동과 이아페투스해의 변화, 타코닉 조산운동은 이 시기 고지리와 지각 변형을 이해하는 데 중요한 기록이다. 지역별 퇴적 분지의 층서는 해수면·기후·조산운동의 영향을 함께 받았다.[20]

대륙 배치와 조산운동

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오르도비스기 동안 곤드와나는 적도 북쪽에서 남극까지 뻗어 있었고, 판탈라사해가 북반구를 중심으로 지구 표면의 절반 이상을 덮었다. 오르도비스기 초에는 오늘날의 북아메리카에 해당하는 로렌시아, 시베리아, 발티카가 곤드와나에서 5,000 km 이상 떨어져 있었으며, 서로도 멀리 떨어져 있어 저서성 생물군이 대륙별로 달랐다. 아발로니아는 곤드와나에서 갈라진 뒤 북쪽으로 이동하면서 곤드와나와 아발로니아 사이에 레아해를 열었고, 오르도비스기 말에는 발티카와 충돌했다. 아발로니아와 발티카 사이에는 토른퀴스트해가, 발티카와 시베리아 사이에는 아이기르해가 놓여 있었다. 중앙아시아에는 시베리아·발티카·곤드와나 사이에서 훗날 팔레오아시아해로 확장된 해역과 몽골-오호츠크해의 만입부가 있었지만, 당시의 섬호와 소대륙의 정확한 배치는 아직 제한된 자료에 의존한다.[21][22][23]

오르도비스기는 광범위한 지각 변동과 화산 활동의 시기였다. 산맥은 주로 대륙끼리의 충돌보다 섬호와 소대륙이 활동적인 대륙 가장자리에 붙는 과정에서 형성되었으며, 후호분지의 열개와 재충돌이 반복되었다. 로렌시아의 이아페투스해 가장자리에서는 적어도 두 화산섬호가 충돌해 타코닉 조산운동을 이어 갔고, 남중국에서도 섬호가 대륙에 붙었다. 약 4억 5,400만 년 전의 밀버그·빅 벤토나이트층은 등가 치밀암 부피가 최대 1,140 km³에 이르는 대규모 화산재 낙하였지만 생물상에는 뚜렷한 영향을 주지 않은 것으로 보인다.[24][25]

곤드와나 북서쪽 가장자리에서는 플로절 무렵 이베리아에서 시작된 지각 활동이 오르도비스기 말에는 오늘날의 튀르키예까지 이어졌다. 동쪽 가장자리에서는 섬호가 붙으면서 오스트레일리아 동부의 베남브란 조산운동이 일어났고, 약 4억 5,000만 년 전 현재의 아르헨티나에서는 파마티니아 조산운동과 후호 열개가 진행되었다. 곤드와나 내부는 이후 트라이아스기까지 비교적 안정적이었다. 오르도비스기 말 곤드와나가 남극을 가로질러 이동하면서 허난트절 빙하와 그에 수반된 생물 위기가 나타났다.[26][27]

동물상

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오르도비스기의 해양 동물상은 이후 고생대 해양 생태계의 기본 구성을 이루었다. 현탁물식자가 층을 이루는 군집이 널리 발달했고, 완족동물·두족류·극피동물처럼 탄산칼슘 껍데기나 골격을 만드는 분류군이 캄브리아기보다 다양해졌다. 오르도비스기 대방산 동안 해양 동물의 속 수가 크게 증가했지만, 증가 폭과 시기는 대륙과 해양 환경에 따라 달랐다.[28]

오르도비스기 무척추동물은 고지리적 분화가 뚜렷했다. 열대의 얕은 바다가 발달한 로렌시아와 발티카는 곤드와나와 서로 다른 삼엽충 생물상을 보였고, 곤드와나에서도 열대 지역과 온대 지역의 생물상이 달랐다. 중기 이후 해양 분류군이 여러 지역으로 퍼지면서 지역 간 차이는 일부 줄었지만, 후기까지 대륙별 생물상은 구별되었다.[29][30]

삼엽충은 오르도비스기에 빠르게 분화했으며, 포식 압력과 해저 환경에 대응해 가시·결절·특수한 머리방패를 발달시킨 계통이 나타났다. 일부 삼엽충은 유영 생활에 적응했고, 다른 계통은 진흙 바닥을 파고드는 주둥이나 긴 눈자루를 발달시켰다. 완족동물·태형동물·연체동물·극피동물도 다양한 천해 환경으로 퍼졌으며, 두족류는 열대의 얕은 바다에서 여러 해양 환경으로 분포를 넓혔다.[31][32]

필석류는 오르도비스기 바다에서 번성했으며, 산드뷔절의 높은 해수면 동안 Nemagraptus gracilis 생물군이 넓은 지역에 분포했다. 키티노조아는 캄브리아기 말에 나타난 뒤 트레마도크절에 빠르게 다양화해 생층서 대비에 이용된다. 후기 오르도비스기에는 턱 있는 척추동물의 초기 계통이 나타났을 가능성이 제시되지만, 척추동물 화석의 희소성과 계통 배치의 수정 가능성을 고려해야 한다.[33][34][35]

육상 식생과 미생물

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녹조류는 캄브리아기 말부터 흔했으며, 육상식물은 중기에서 후기 오르도비스기에 녹조류에서 갈라져 나온 비관다발성 식물로 처음 나타난 것으로 추정된다. 오르도비스기 퇴적암에서 발견되는 포자는 선태식물과 비슷한 형태를 보인다. 위스콘신의 약 4억 6000만 년 전 지층에서 발견된 균사와 포자는 초기 육상식물과 균근성 균류의 공생을 보여 주는 자료로 해석되지만, 당시 육상 식생이 현대의 숲과 같은 규모였다는 뜻은 아니다.[36][37]

스트로마톨라이트와 미생물암은 원생누대보다 덜 널리 분포했지만, 제한된 석호와 대륙붕 환경에서는 오르도비스기에도 계속 형성되었다. 태국의 후기 오르도비스기 미생물암은 미생물 매트와 탄산염 퇴적 환경이 수심과 고지리 변화에 민감했음을 보여 준다.[38]

고지리와 기후

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오르도비스기 초의 곤드와나는 적도에서 남극 부근까지 걸쳐 있었고, 로렌시아·발티카·시베리아는 곤드와나와 넓은 바다로 떨어져 있었다. 아발로니아는 곤드와나에서 갈라져 북쪽으로 이동하면서 레아해를 열었고, 말기에는 발티카에 가까워졌다. 로렌시아 동쪽 가장자리에서는 섬호의 충돌과 타코닉 조산운동이 이어졌다.[39]

초기의 온난한 기후는 중기로 갈수록 냉각 경향을 보였고, 말기의 곤드와나 빙상 확대는 해수면 저하와 함께 허난트절의 멸종에 영향을 주었다. 다만 해수면과 빙상의 변화 시기·규모는 지역별 퇴적 기록에 따라 차이가 있다.[40]

말기 멸종은 해수면 저하와 재상승이 동반된 여러 단계의 생태계 변화로 남아 있다. 빙상이 커지면서 얕은 대륙붕 바다가 줄어들어 많은 해양 서식처가 사라졌고, 이후 해수면 변동은 이미 줄어든 생물군에 다시 영향을 주었다. 생존한 분류군의 실루리아기 초기 회복은 피난처에 남아 있던 소수 집단과 대륙붕의 재확대가 함께 작용한 결과로 해석되며, 단일한 멸종률이나 단일 원인으로 환원하지 않는다.[41][42]

지구화학과 미생물

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오르도비스기의 탄산염은 해수의 마그네슘·칼슘 비와 해수면, 초기 속성작용의 영향을 함께 기록한다. 상부 오르도비스기 탄산염의 탄소 동위 원소 이상은 전 지구 해수의 단일 신호라기보다, 대륙붕·내해·외해의 퇴적 환경과 유기탄소 매몰이 겹친 결과일 수 있다. 동위 원소 층서는 생물층서·암상·자기층서와 결합하면 해석의 불확실성이 줄어든다.[43]

해양의 미생물 생산성과 유기물 매몰은 산소·탄소 순환의 중요한 조절 요인이었다. 오르도비스기 중·후기의 대륙풍화와 영양염 공급은 식물성 플랑크톤과 미생물 생산성을 높였을 수 있지만, 유기물이 분해되는 수괴에서는 산소가 소모되어 국지적인 저산소 환경이 형성되었다. 이러한 과정은 생물다양화와 말기 생물 위기의 환경적 배경을 설명하는 데 사용되지만, 동위원소 값 하나만으로 특정 생물군의 증가·감소 원인을 정할 수는 없다.[44][45]

육상에서는 삼분형 포자와 미세한 균사 화석이 관다발식물보다 앞선 식생과 균류의 존재를 시사한다. 이러한 비관다발 식생·균류의 생물막은 노출된 퇴적면의 풍화와 토양 형성에 관여했을 가능성이 있지만, 오르도비스기에 오늘날과 같은 숲이나 넓은 육상 식생이 있었다는 뜻은 아니다. 표본이 적고 보존 환경이 제한되어 있어, 육상 미생물 기록은 해양 화석과 별도로 해석한다.[46][47]

기후와 해수면

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오르도비스기 전기는 매우 따뜻한 온실 기후로 시작했지만, 전기 말부터 냉각이 진행되어 중기에는 보다 온화한 기후가 나타났다. 산드뷔절 무렵에는 초기 고생대 빙실 상태가 시작되었을 가능성이 있고, 다리윌절까지 빙하가 존재했을 가능성도 제시된다. 카티절 초에는 일시적인 온난화 사건인 보다 사건(Boda event)이 유럽의 생물초와 생물군 방산을 남겼으며, 허난트절에는 다시 냉각이 심해졌다.[48][49][50]

오르도비스기 전기에는 해수면이 계속 상승해 넓은 대륙붕 퇴적분지가 형성되었고, 중기에는 상승세가 완만해졌다. 말기에는 약 300만 년 동안 냉각과 곤드와나 빙상 성장에 따라 해수면이 하강했으며, 허난트절 빙기에는 빙상 규모 변화로 해수면이 다시 오르내렸다. 해수면 곡선은 전 지구적인 장기 추세를 나타내지만, 개별 분지의 침강·융기와 퇴적물 공급이 겹쳐 지역 기록과 완전히 일치하지 않을 수 있다.[51][52]

후기 오르도비스기 빙하에 앞서 대기 이산화 탄소가 감소했다는 추정이 있지만, 그 원인에는 규산염 풍화 증가·육상 식생의 초기 확산·화산 활동 등 여러 설명이 제시되며 하나로 확정되지 않았다. 곤드와나가 남극 부근을 지나가면서 빙상이 형성되었고, 허난트절의 급격한 냉각과 해수면 하강이 열대 대륙붕 생물군에 큰 압력을 주었다.[53]

스트로마톨라이트와 미생물암은 원생누대만큼 널리 분포하지는 않았지만, 제한된 석호·대륙붕 환경에서는 오르도비스기 말까지 형성되었다. 태국의 후기 오르도비스기 미생물암 기록은 미생물 매트와 탄산염 퇴적 환경이 당시의 고지리·수심 변화에 민감했음을 보여 준다. 이 기록을 근거로 오르도비스기 전체의 해양 산소 상태를 하나로 정할 수는 없다.[54]

키티노조아는 캄브리아기 말에 출현한 미세화석군으로, 오르도비스기 전기에 발트해와 남중국에서 빠르게 다양화하고 넓은 해역으로 퍼졌다. 이들의 산출은 암모나이트가 없던 시기의 해성층 대비에 보조 지표가 되지만, 수심·위도·보존 환경에 따른 분포 편향이 크다.[55][56]

중기 오르도비스기에는 단단한 바닥과 패각에 구멍을 내거나 긁는 생물침식이 급격히 다양해졌다. Trypanites·Petroxestes와 같은 흔적은 산호·태형동물·완족동물의 탄산염 기질에 남아 있으며, 포식·부착·굴착이 해양 생태계의 중요한 상호작용으로 자리 잡았음을 보여 준다.[57]

오르도비스기 말기의 생물 위기와 회복

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오르도비스기 말의 생물 위기는 허난트절 전후에 두 번의 주요 감소가 겹친 장기 사건으로 해석된다. 첫 번째 단계에서는 곤드와나 빙상의 성장과 해수면 하강으로 열대 대륙붕의 서식처가 줄었고, 두 번째 단계에서는 빙상 소멸과 해수면 재상승 과정에서 서늘한 물에 적응한 생물군이 큰 영향을 받았다. 지역별 멸종률과 시점은 서로 달라, 단일한 전 지구 멸종률로 환산할 때에는 생층서·퇴적 환경의 차이가 결과에 영향을 준다.[58][59]

빙하기 동안 산소가 더 깊은 수심까지 공급되면서 얕은 바다에서 밀려난 일부 저서성 생물군이 깊은 바다로 퍼졌다는 해석이 있다. 실루리아기 초의 생물상 회복에는 대륙붕이 다시 물에 잠긴 과정과 함께, 멸종기에 피난처에 남아 있던 소수 계통이 다시 나타나는 ‘라자루스 분류군’ 현상이 포함된다. 저장성의 안지 생물군은 이러한 회복 직후의 유리해면·필석류 군집과 드문 절지동물 기록을 보여 주지만, 모든 지역의 회복 속도를 대표하지는 않는다.[60][61]

대한민국의 기록

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한반도에서는 조선 누층군의 두위봉층, 막골층, 직운산층 등이 오르도비스기 퇴적 기록을 제공한다.[62]

같이 보기

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각주

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  1. ↑ Haq, B. U.; Schutter, SR (2008). “A Chronology of Paleozoic Sea-Level Changes”. 《Science》 322 (5898): 64–68. Bibcode:2008Sci...322...64H. doi:10.1126/science.1161648. PMID 18832639.
  2. 1 2 3 4 “International Chronostratigraphic Chart v2026/06” (PDF) (영어). 국제 층서 위원회. 2026년 8월 12일에 확인함.
  3. ↑ Lapworth, Charles (1879). “On the Tripartite Classification of the Lower Palaeozoic Rocks”. 《Geological Magazine》 6 (1): 1-15. doi:10.1017/S0016756800158181.
  4. ↑ 이동찬; 최덕근; 기원서 (2023). “International Chronostratigraphic Chart (국제지질연대층서표) 한글판”. 《지질학회지》 59 (1): 193-202. doi:10.14770/jgsk.2023.006.
  5. ↑ Cooper, R. A.; Sadler, P. M.; Hammer, Ø.; Gradstein, F. M. (2012). 〈The Ordovician Period〉. Elsevier. 489-523쪽. doi:10.1016/B978-0-444-59425-9.00020-2. ISBN 978-0-444-59425-9. |제목=이(가) 없거나 비었음 (도움말)
  6. ↑ “The Ordovician Period” (영어). 국제 층서 위원회 오르도비스기 층서 소위원회. 2026년 8월 23일에 확인함.
  7. ↑ Cooper, R. A.; Sadler, P. M.; Hammer, Ø.; Gradstein, F. M. (2012). 〈The Ordovician Period〉. Elsevier. 489-523쪽. doi:10.1016/B978-0-444-59425-9.00020-2. |제목=이(가) 없거나 비었음 (도움말)
  8. ↑ Harper, David A. T.; Hammarlund, Emma U.; Rasmussen, Christian M. Ø. (2014). “End Ordovician extinctions: A coincidence of causes”. 《Gondwana Research》 25 (3): 1294-1307. doi:10.1016/j.gr.2012.12.021.
  9. ↑ Lindskog, Anders; Costa, Mariana M.; Rasmussen, Christian M. Ø. (2017). “Refined Ordovician timescale reveals no link between asteroid breakup and biodiversification”. 《Nature Communications》 8. doi:10.1038/ncomms14066. PMC 5286199. PMID 28117834.
  10. ↑ Tomkins, Andrew G.; Martin, Erin L.; Cawood, Peter A. (2024). “Evidence suggesting that earth had a ring in the Ordovician”. 《Earth and Planetary Science Letters》 646. doi:10.1016/j.epsl.2024.118991.
  11. ↑ Jones, David S.; Brothers, R. William; Ahm, Anne-Sofie Crüger (2020). “Sea level, carbonate mineralogy, and early diagenesis controlled δ13C records in Upper Ordovician carbonates”. 《Geology》 48 (2): 194-199. doi:10.1130/G46861.1.
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