석탄기

3. 지질학

유럽과 동부 북아메리카의 탄산염암은 석회암, 사암, 셰일의 순서를 반복적으로 보여준다. 북아메리카에서는 석탄기 초기에 대부분 해양에서 퇴적된 석회암이 나타나는데, 이 때문에 북미의 석탄기는 미시시피기와 펜실베이니아기로 나뉜다. 석탄기의 석탄층은 산업혁명 기간 동안 연료로 사용되었으며, 아직도 경제적으로 중요하다. 한국에는 석탄기에서 트라이아스기까지 퇴적된 평안 누층군에 석탄이 포함되어 있으며, 영월탄전의 요봉층이 대표적인 석탄기 시대 지층이다.

지질학적으로 석탄기는 바리스칸 조산 운동 활동기에 해당한다. 데본기부터 존재했던 라이크 해(리크 해, 레이크 해, 미드로피안 해라고도 함)는 곤드와나 대륙과 유라메리카 대륙 사이에 끼여 말기에 소멸하였고, 이는 곧 다음 시대의 판게아 대륙이 된다. 라이크 해의 소멸과 함께 생물의 육상 진출도 진행되었다.

이 외에도 시베리아 대륙, 카자흐 대륙(카자흐스탄) 등의 작은 대륙들이 존재했다.

3. 1. 층서학

미시시피절은 1870년 알렉산더 윈첼(Alexander Winchell)에 의해 제안되었으며, 미시시피강 상류 계곡에서 널리 분포하는 하부 석탄기 석회암의 노출을 기반으로 명명되었다.^[6] 미시시피절 동안에는 팔레오-테티스해(Paleo-Tethys)와 판탈라사(Panthalassa) 사이에 레이크 해(Rheic Ocean)를 통한 해양 연결이 존재하여, 전 세계적인 해양 동물군의 분포가 이루어졌고, 해양 생층서를 이용한 광범위한 상관관계를 가능하게 했다.^[7][4] 그러나 미시시피절에는 화산암이 거의 없어 방사성 동위원소 연대 측정이 어렵다.^[7]

투르네시절은 벨기에의 도시 투르네(Tournai)의 이름을 따서 명명되었다. 1832년 벨기에 지질학자 앙드레 뒤몽에 의해 과학 문헌에 소개되었다. 석탄기계, 미시시피아절, 투르네시절의 기저에 대한 GSSP는 프랑스 남부 몽타뉴 누아르(Montagne Noire)의 라 세르(La Serre) 단면에 위치한다. 이는 진화 계열에서 ''Siphonodella praesulcata''에서 ''Siphonodella sulcata''로의 코노돈트 ''Siphonodella sulcata''의 첫 출현으로 정의된다. 이는 1990년 ICS에 의해 비준되었다. 그러나 2006년 추가 연구에서 경계 아래에서 ''Siphonodella sulcata''의 존재와 국부적인 부정합 위에서 ''Siphonodella praesulcata''와 ''Siphonodella sulcata''가 함께 존재하는 것이 밝혀졌다. 이는 한 종에서 다른 종으로의 진화, 즉 경계의 정의가 라 세르 지점에서는 관찰되지 않아 정확한 상관 관계가 어렵다는 것을 의미한다.^[4][9]

3. 2. 순환층 (Cyclothems)

3. 3. 석탄 형성

4. 고지리

석탄기에는 남반구의 대륙들이 곤드와나를 이루고 있었고, 북아메리카와 유럽이 합쳐진 로라시아 대륙이 곤드와나와 충돌하고 있었다. 이 충돌은 현재 북아메리카 동부 지역에서 일어났다. 동유라시아판은 유럽판과 합쳐지면서 우랄산맥을 형성했다. 이 시기에 판게아 대륙의 대부분이 합쳐졌지만, 현재의 동아시아 지역은 아직 떨어져 있었다.

유럽과 동부 북아메리카의 탄산염암은 석회암, 사암, 셰일의 순서를 반복하고 있다. 북아메리카의 석탄기 초기는 대부분 해양에서 퇴적된 석회암으로, 이 때문에 북미의 석탄기는 미시시피기와 펜실베이니아기로 나뉜다. 석탄기의 석탄층은 산업혁명 기간 동안 연료로 사용되었으며, 현재도 경제적으로 중요하다. 한국에는 석탄기에서 트라이아스기까지 퇴적된 평안 누층군에 석탄이 포함되어 있으며, 영월탄전의 요봉층이 대표적인 석탄기 지층이다.

석탄기에는 판구조 운동이 활발하여 팡게아가 형성되었다. 대륙들은 고대 테티스해 주변에 거의 원형으로 배열되었고, 그 너머에는 거대한 판탈라사 해가 있었다. 곤드와나 대륙은 남극 지역을 덮고 있었고, 북서쪽에는 라우라시아 대륙이 있었다. 두 대륙은 서서히 충돌하여 팡게아의 핵심 부분을 형성했다. 라우라시아 대륙 북쪽에는 시베리아와 아무리아가 있었고, 시베리아 동쪽에는 카자흐스탄, 북중국, 남중국이 고대 테티스해 북쪽 가장자리를 형성했으며, 안남은 남쪽에 위치했다.^[15]

라우라시아 대륙은 데본기에 로렌시아, 발티카, 아발로니아의 충돌로 형성되었다. 석탄기 초에는 적도 부근에 위치했지만, 석탄기 말에는 북반구 저위도로 이동했다.^[15][16] 중앙 팡게아 산맥은 고테티스 해에서 습한 공기를 끌어들여 많은 강수량과 열대 습지 환경을 만들었다. 광범위한 석탄 매장지는 팡게아 산맥의 성장과 관련된 펜실베이니아기 퇴적 분지에서 발달했다.^[6][20]

석탄기 동안 곤드와나 대륙 대부분은 남극 지역에 위치했다. 판의 이동에 따라 남극은 석탄기 초기 남아프리카에서 석탄기 말에는 동남극으로 이동했다.^[15] 곤드와나 대륙 전역에 걸쳐 널리 분포하는 빙퇴석은 여러 빙하 중심지와 장거리 빙하 이동을 나타낸다.^[21]

초기 석탄기에는 시베리아 대륙의 상당 부분이 얕은 바다로 덮여 있었다. 페름기가 되면서 해수면이 낮아지고 대륙이 북쪽으로 이동하여 온대 지역으로 들어가면서 쿠즈네츠크 분지에 광범위한 석탄층이 형성되었다.^[20]

카자흐스탄 소대륙은 석탄기 동안 강하게 변형되었는데, 서쪽 가장자리가 우랄 조산 운동 동안 라우라시아와 충돌하고, 북동쪽 가장자리가 시베리아와 충돌했기 때문이다.^[18]

석탄기 동안 타림 크라톤은 북중국의 북서쪽 가장자리를 따라 위치했다. 중기 석탄기 동안 북쪽 타림과 카자흐스탄이 충돌했다.^[18][23]

남중국과 안남(동남아시아)은 데본기 동안 곤드와나에서 떨어져 나갔다.^[18]

4. 1. 초대륙 판게아의 형성

4. 2. 바리스칸-알레게니-우아치타 조산 운동

4. 3. 우랄 조산 운동

4. 4. 로라시아

4. 5. 곤드와나

4. 6. 시베리아와 아무리아

4. 7. 중앙 및 동아시아

5. 기후

석탄기 기후는 고생대 후기 빙하기(LPIA)의 지배를 받았다. 이는 페름기까지 지속된 가장 광범위하고 오래 지속된 빙하기였다.^[24][21] 초기에는 투르네시안절 온난기가 있었으나, 이후 유기물 매장량 증가와 해양 무산소 상태로 인해 대기 중 이산화탄소 농도가 감소하면서 기후가 차가워지고 남극 지역에 빙하가 형성되었다.^[35] 비세안절 온난기에는 빙하가 거의 사라졌으나, 후기 비세안기에 다시 기후가 차가워지면서 빙하기가 시작되었다.^[24][21] 이 시기에는 해수면 하강과 광범위한 부정합이 동반되었다.^[21] 빙하는 곤드와나 중위도에서 고위도까지 뻗어 있는 최대 30개의 빙하 중심지에서 확장되었다.^[21] 동위원소 기록은 이산화탄소 농도 감소가 중앙 판게아 산맥의 성장과 관련된 암석 풍화 작용 증가와 해류 순환 변화 등의 요인에 의해 촉발되었음을 나타낸다.^[35][25]

바시키리안절, 후기 모스코비안절, 그리고 최후의 카시모비안절에서 중기 그젤리안절에 이르는 기간 동안에는 온난기가 있었다.^[21] 초기 카시모비안기에는 짧은 기간의 강렬한 빙하기가 있었는데, 이때 대기 중 이산화탄소 농도가 급격히 감소했다가 화산 활동 등의 요인으로 다시 급증하여 온난한 기후가 되었다.^[26] 고생대 후기 빙하기는 석탄기-페름기 경계에서 절정에 달했다. 남아메리카, 아프리카, 남극, 오스트레일리아 등지에 광범위한 빙하 퇴적물이 발견되며, 이 시기에 이산화탄소 농도는 매우 낮게 유지되었다.^[21][26]

석탄기의 기온은 장주기 빙하기(LPIA)의 시기에 따라 달랐다. 페름-석탄기 최대 빙하기에는 지구 평균 기온이 약 13°C였고, 초기 투르네시안 온난기에는 약 22°C였다.^[24] 변화하는 기후는 퇴적 패턴의 지역적 변화에 반영되었다. 미시시피절 초기부터 중기까지는 비교적 따뜻한 해역에서 탄산염 생성이 이루어졌고, 증발암이 형성되었다.^[21][6] 비제절 후기부터 기후가 추워짐에 따라 탄산염 생성은 얕은 수심으로 제한되었다. 모스코비절까지 빙상의 성장과 쇠퇴는 순환층 퇴적을 초래했다.^[21][24] 빙하의 계절적 융해는 곤드와나 주변부에 근빙점 해수를 만들었다.^[24] 곤드와나와 중앙 판게아 산맥에서의 빙하 마모와 침식은 로스 퇴적물을 형성했다.^[32]

석탄기 후기 빙하기(LPIA)는 해양 생물다양성에 영향을 미쳤다. 급격한 기후 및 환경 변화는 종의 수가 급격히 증가하는 적응 방산으로 이어졌다.^[21] 진동하는 기후 조건은 로라시아 열대림의 반복적인 구조 조정을 초래했고, 사지동물 종의 출현과 다양화로 이어졌다.^[25][33] 카시모비안절 빙하기 동안 습지 숲의 주요 구조 조정이 있었는데, 이는 CO₂ 수준 감소에 기인한다.^[21][25][26] 석탄기-페름기 경계를 지나면서 CO₂ 수준의 급격한 감소와 건조한 조건은 계절적으로 건조한 나무숲 식생으로의 영구적인 변화를 초래했다.^[25][26]

대륙들이 모여 판게아를 형성함에 따라 중앙 판게아 산맥의 성장은 해저에서 풍화 작용과 탄산염 퇴적물의 증가를 초래했고, 광대한 면적의 육지가 열대 우림의 확산에 이용 가능하게 되었다.^[34][6] 이 두 가지 요인은 대기 중 이산화탄소(CO₂) 감소를 크게 증가시켜 전 세계 기온을 낮추고, 해양의 pH를 높이며, 후기 고생대 빙하기를 촉발했다.^[34]

Mg/Ca 및 Sr/Sr 동위원소 비율은 전 세계 해양에서 일관되지만, 화석 기록에 보존된 δO 및 δC는 지역적 요인의 영향을 받을 수 있다.^[35] 석탄기 δO 및 δC 기록은 남중국과 라우라시아 해역 사이에 지역적 차이를 보인다.^[35] δC는 초기 미시시피절에서 급격히 증가했고, 후기 고생대 빙하기 동안 높은 수치를 유지했다.^[35] 초기 미시시피절부터 기후가 식으면서 δO 값이 장기적으로 증가했다.^[21] δC와 δO 기록 모두 석탄기 동안 상당한 전 지구적 동위원소 변화를 보여준다.^[35] 중 투르네시절의 양의 δC 및 δO 이탈은 유기물 매몰 증가와 해양 무산소 상태로 인한 대기 중 CO₂ 감소, 기후 냉각 및 빙하 작용의 시작으로 해석된다.^[35] 미시시피절-펜실베이니아절 경계의 양의 δO 이탈은 기후 냉각과 빙축적을 나타낸다.^[35] 카시모비안 초기에는 짧은 강렬한 빙하기가 있었는데, 열대 지역에서 건조한 조건이 증가하고 열대 우림의 범위가 감소했다.^[21][36]

많은 지역은 연중 기온 변화가 거의 없이 습윤한 열대 기후였지만, 남극에서는 빙하가 형성되는 등 냉각화가 진행되고 있었다.^[52]

5. 1. 대기 중 산소 농도

6. 생물

석탄기에는 다양한 생물들이 번성하였다.

해양에서는 유공충류, 산호류, 태형동물, 개형충류, 완족류, 암모노이드류, 헤데렐로이드류, 마이크로콘키드류, 그리고 극피동물 중 해백합류가 주요 무척추동물 그룹이었다.^[37] 완족류와 푸줄리나 유공충류의 다양성은 비제절부터 석탄기 말까지 급증했지만, 두족류와 부유성 코노돈트의 다양성은 감소했다.

담수에는 이매패류 연체동물(*Anthraconaia*, 나이아디테스(Naiadites), 카르보니콜라 등)과 갑각류(*칸도나(Candona)*, 카르보니타, 다윈룰라(Darwinula), 에스테리아, *Acanthocaris*, *Dithyrocaris*, *Anthrapalaemon* 등)가 서식했다. 광익류 또한 다양했으며, *아델로프탈무스(Adelophthalmus)*, *메가라크네(Megarachne)*, *히베르토프테루스(Hibbertopterus)*와 같은 속으로 대표된다.

바다에는 많은 어류가 서식했는데, 주로 상어와 그 친척인 상어목이었다. 크테나칸투스목(Ctenacanthiformes)과 같은 상어목 그룹은 크게 자랐으며, ''사이보두스(Saivodus)''와 같은 일부 속은 약 6m에서 9m에 달했다.^[44] 경골어류 중에서는 연안 해역에서 발견되는 팔레오니스키폼스(Palaeonisciformes)도 강으로 이동한 것으로 보인다. 육기어류도 두드러졌으며, 리조돈트(Rhizodont) 그룹 중 하나는 매우 큰 크기에 달했다.

육지에서는 양치식물이 번성하였고, 곤충과 양서류가 번영하였다. 양서류로부터 육상 생활에 적응한 유양막류가 출현하여 용궁류(조류를 포함한 파충류 계통)와 단궁류(포유류 계통)로 분기되었다. 당시 파충류로는 히로노무스 등이 알려져 있다. 팔레오딕티옵테라와 바퀴벌레의 조상 프로토파스마 등 날개를 가진 곤충이 처음으로 출현하여, 역사상 최초로 하늘로 진출한 생물이 되었다.

데본기에서 이어진 절지동물의 거대화도 현저하여, 몸길이 45cm의 거대한 바다전갈(메갈로크네), 날개폭 70cm의 거대한 잠자리(메가뉴라), 몸길이 2m의 거대한 지네(아르트로플레우라) 등이 발견되고 있다. 반대로 삼엽충은 쇠퇴하여 프로에투스목만 남게 되었다. 말기에는 빙하기가 도래하여 많은 생물이 멸종하였다.

거대한 양치류 (석송(레피도덴드론)은 지름 2m, 높이 38m)가 습지대에 대숲을 형성하고 있었다.

미국 일리노이주의 메존크릭 동물군에는 완족류, 해백합과 투리몬스트럼·그레가리움(투리몬스툼) 등 기이한 형태의 동물이 포함되어 있다.

후기에는 에다포사우루스 등의 단궁류(포유류형 파충류)가 번성해 간다.

6. 1. 육상 식물

6. 2. 육상 동물

6. 3. 해양 동물

6. 4. 균류

7. 멸종 사건

석탄기에는 여러 번의 멸종 사건이 있었다. 이 사건들은 주로 해양 생물에게 큰 영향을 미쳤으며, 일부는 육상 생물에게도 영향을 주었다.

석탄기 기후는 고생대 후기 빙하기(LPIA, Late Paleozoic Ice Age)의 지배를 받았다. 고생대 후기 빙하기는 후기 데본기부터 페름기(3억 6,500만 년 전~2억 5,300만 년 전)까지 지속되었다.^[24][21] 후기 데본기 동안 기온이 하락하면서, 후기 파메니안기부터 데본기-석탄기 경계까지 짧은 기간의 빙하기가 있었다.^[21] 이후 초기 투르네시안 온난기가 찾아왔고,^[24] 유기물 매장량 증가와 광범위한 해양 무산소 상태로 인한 대기 중 이산화탄소 농도 감소로 인해 기후가 차가워지고 남극 지역에 빙하가 형성되었다.^[35]

고생대 후기 빙하기의 주요 단계(약 3억 3,500만 년 전~2억 9,000만 년 전)는 후기 비세안기에 시작되었는데, 기후가 차가워지고 대기 중 이산화탄소 농도가 감소했으며, 전 세계적으로 해수면 하강과 수백만 년에 걸친 광범위한 부정합이 동반되었다.^[21]

초기 카시모비안기에는 짧은 기간(100만 년 미만) 동안 강렬한 빙하기가 있었는데, 이때 대기 중 이산화탄소 농도는 180ppm까지 떨어졌다.^[26] 이후 이산화탄소 농도가 약 600ppm으로 급증하면서 갑자기 온난한 기후로 바뀌었다.^[26]

고생대 후기 빙하기는 석탄기-페름기 경계에서 절정에 달했다. 이 시기에 중앙 판게아 산맥의 보다 마피성 기반암의 융기와 침식에 대한 반응으로 이산화탄소 농도는 175ppm까지 떨어졌고, 1,000만 년 동안 400ppm 이하로 유지되었다.^[26]

7. 1. 로머의 간극

7. 2. 석탄기 열대우림 붕괴

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