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석탄기

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석탄기
Carboniferous
358.86 ± 0.19 Ma ~ 298.9 ± 0.15 Ma
약 3억 3000만 년 전 지구의 대륙 배치를 나타낸 Mollweide 지도
약 3억 3000만 년 전 석탄기의 전 지구 고지리 복원도
시대 구분
시간 단위기
시간층서 단위계
명칭·어원라틴어 carbo(석탄)와 ferre(나르다·지니다)를 합친 이름으로, 석탄층이 많이 발달한 데서 유래한다.
연대표
기아기세절백만 년 전
페름기시스우랄세아셀절이후
석탄기펜실베이니아기후기그젤절298.9–
303.7
카시모프절303.7–
307
중기모스크바절307–
315.2
전기바시키르절315.2–
323.4
미시시피기후기세르푸호프절323.4–
330.3
중기비제절330.3–
346.7
전기투르네절346.7–
358.86
데본기후기파멘절이전
경계
기저 정의국제 표준 층서 경계 및 지점 (GSSP) (비준)
해수면 고도미시시피기 동안 약 120 m에서 현재 수준까지 낮아진 뒤, 기 말까지 약 80 m로 꾸준히 높아짐[1] {{출처 필요}}
ICS 2026/06

석탄기(石炭紀, Carboniferous)는 고생대의 다섯 번째 기로, 데본기 다음 페름기 이전의 3억 5886만 년 전(±19만 년)부터 2억 9890만 년 전(±15만 년)까지이다.[2]

석탄기는 식물과 육상 동물이 모두 널리 정착한 시기였다. 데본기에 육기어류에서 진화한 초기 네발동물은 이 시기에 다섯 발가락을 가진 형태로 다양해졌고, 양서류가 육상 척추동물의 중요한 자리를 차지하는 한편 후기에는 단궁류와 용궁류를 포함한 양막류가 나타났다. 거미류·다지류·곤충도 크게 방산했으며, 광대한 숲과 습지가 오늘날의 석탄층이 된 식물 잔해를 남겼다. 후반에는 빙하 작용·해수면 하강·산맥 형성이 이어졌고, 기 말의 석탄기 열대우림 붕괴는 소규모 생물 위기를 일으켰다. 대기 산소 농도는 석탄기 내내 일정하지 않고 전기에는 낮다가 펜실베이니아기에 높아지는 변동을 보였다.[3]

구분과 명칭

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석탄기는 미시시피기와 펜실베이니아기로 나뉜다.[2] 미시시피기는 석탄기 전반, 펜실베이니아기는 후반에 해당하지만, 국제 층서학의 계층상 일반적인 기보다 낮은 하위 단위(아기·아계)인 예외적 단위다. ‘석탄기’라는 이름은 라틴어 carbō(석탄)와 ferō(나르다)에서 온 말로, 석탄층이 넓게 발달한 영국과 서유럽의 이 시기 지층을 가리킨다. 윌리엄 코니비어와 윌리엄 필립스는 1822년에 영국의 지층 계통을 바탕으로 이 이름을 정식 단위명으로 제시했다.[4][5] 다만 석탄의 형성·보존은 식생뿐 아니라 퇴적 분지, 해수면 변화, 매몰 조건의 영향을 함께 받는다.[6]

석탄기 층서의 체계화는 18세기 말에 시작되었다. 리처드 커완은 1799년에 Carboniferous를 형용사로 사용했고, 존 페어리는 1811년에 “Coal-measures or Carboniferous Strata”라는 표제를 썼다. 초기에는 고적색 사암·석탄기 석회암·밀스톤 그리트·석탄층이라는 네 지층 단위가 석탄기에 포함되었으며, 이들을 윌리엄 코니비어와 윌리엄 필립스가 1822년에 하나의 공식 단위로 묶고 필립스가 1835년에 석탄기 계통으로 정리했다. 고적색 사암은 뒤에 데본기 지층으로 재분류되었다.[7]

영국 제도와 서유럽의 지층이 비슷하다는 사실은 탄산염 퇴적이 우세한 하부 디낭절과 규산질 쇄설성 퇴적·석탄층이 많은 상부 실레지아세라는 유럽식 연대표의 발전으로 이어졌다. 북아메리카에서는 비슷한 지층을 석회암이 많은 미시시피기와 쇄설성 퇴적 및 석탄층이 많은 펜실베이니아기로 나누었고, 러시아에서는 하부·중부·상부 계열을 바탕으로 투르네절·모스크바절·우랄세 등의 체계가 발전했다. 국제 층서 위원회는 1975년에 미시시피기·펜실베이니아기와 투르네절·비제절·세르푸호프절·바시키르절·모스크바절·카시모프절·그젤절을 석탄기 공식 단위로 비준했다. 디낭절·실레지아세·나무르절·웨스트팔리아절·스테파니아절은 국제 단위로는 더 이상 기본 단위가 아니지만 서유럽의 지역 층서에서는 여전히 사용된다.[8][9]

미시시피기와 펜실베이니아기는 북아메리카의 암석층서 전통에서 발달한 석탄기의 하위 단위이다. 지역별 지층의 범위와 경계는 서로 다를 수 있다.[2]

국제 층서 위원회의 석탄기 절 하한 연대는 다음과 같다.[2]

하위 단위절하한 (Ma)
미시시피기투르네절358.86
비제절346.7
세르푸호프절330.3
펜실베이니아기바시키르절323.4
모스크바절315.2
카시모프절307.0
그젤절303.7

석탄기 상한인 페름기 하한은 298.90 Ma이다. 미시시피기·펜실베이니아기는 국제 층서 계층에서 일반적인 기보다 낮은 하위 단위이므로, 표의 ‘하위 단위’라는 표현은 시간 범위와 명칭의 관례를 함께 나타낸다.

유럽의 전통적인 석탄기 층서는 탄산염 퇴적이 우세한 디낭절과 규산질 쇄설성 퇴적 및 석탄층이 많은 실레지아세로 나누었고, 디낭절을 투르네절과 비제절로, 실레지아세를 나무르절·웨스트팔리아절·스테파니아절로 세분했다. 그러나 이 지역 단위들은 국제 층서표의 전 지구적 단위와 범위가 정확히 일치하지 않는다. 국제 층서학에서는 미시시피기·펜실베이니아기와 투르네절·비제절·세르푸호프절·바시키르절·모스크바절·카시모프절·그젤절을 함께 사용해 서로 다른 지역 기록을 대비한다.[10][11]

미시시피기에는 레아해를 거친 팔레오테티스해와 판탈라사해의 해양 연결 때문에 해성 화석군이 넓게 분포하여, 코노돈트·유공충·완족동물에 의한 지역 간 대비가 비교적 잘 이루어진다. 반면 펜실베이니아기에는 레아해의 폐쇄와 곤드와나 빙상 확대에 따른 해수면 변동으로 해양 분지가 더 고립되어, 같은 화석군의 변화가 진화보다는 환경 차이를 반영할 수 있다.[12]

경계와 층서

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석탄기 하한의 표준 단면은 프랑스 몽타뉴 누아르의 라 세르(La Serre)에 있다. 1990년에 채택된 이 경계는 원래 코노돈트 Siphonodella sulcata의 첫 출현으로 정의되었으나, 그 표지 화석의 계통과 산출 층준에는 다른 지역과의 대비를 어렵게 하는 문제가 지적되어 왔다.[13][14] 상한은 카자흐스탄 악퇴베(Aqtöbe) 부근 아이다랄라시강 계곡의 기준 단면으로 정해져 있으며, 페름기 기저의 코노돈트 변화로 대비한다.[15]

석탄기 전체의 모든 절 경계가 전 지구적 층서 표준 단면과 점(GSSP)으로 정의된 것은 아니다. 지역에 따라 화산암이 적어 방사성 연대 측정이 어렵거나, 빙하성 해수면 하강으로 해양 분지가 서로 고립되어 같은 생물군의 변화가 진화가 아니라 환경 차이를 반영할 수 있기 때문이다. 따라서 국제 대비에는 코노돈트·방추충 등 화석의 첫 출현과 함께 여러 지역의 암상·동위원소·퇴적 주기가 국제 대비 자료로 사용된다.[16]

미시시피기

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미시시피기는 북아메리카 미시시피강 상류 계곡에 넓게 드러난 석회암층에서 이름을 얻었다. 이 시기에는 레아해를 통해 팔레오테티스해와 판탈라사해가 연결되어 해양 생물군이 넓게 분포했기 때문에, 해양 생물층서를 이용한 지역 간 대비가 비교적 용이했다. 다만 화산암이 적어 방사성 연대 자료는 제한적이다. 투르네절·비제절·세르푸호프절의 경계 가운데 석탄기 기저와 투르네절 기저는 프랑스 라 세르 단면에서, 비제절 기저는 중국 광시 펑충 단면에서 정의되었고, 세르푸호프절 기저의 GSSP는 아직 정해지지 않았다.[17][18]

투르네절 기저는 Siphonodella praesulcata에서 S. sulcata로 이어지는 코노돈트 계통의 첫 출현으로 정했지만, 라 세르 단면에서는 경계 아래에서도 S. sulcata가 보고되어 정확한 전 지구 대비에 어려움이 있다. 비제절 기저는 Eoparastaffella ovalis에서 E. simplex로 이어지는 방추충의 첫 출현을 사용한다. 세르푸호프절은 러시아의 세르푸호프에서 이름을 얻었으며, 빙하와 해수면 하강으로 해양 분지가 고립되어 생물군 변화가 환경 변화와 겹친다는 점이 경계 설정을 어렵게 한다.[19][20]

투르네절은 벨기에의 투르네에서, 비제절은 리에주주 비제에서 이름을 얻었다. 투르네절 기저를 정의하는 라 세르 단면은 프랑스 몽타뉴 누아르의 석회암·셰일 연속층에 있지만, 현지 단면에서는 경계 표지종의 출현 순서가 불완전하다. 비제절 기저의 펑충 GSSP는 중국 광시의 어두운 석회암과 셰일에 놓이며, Eoparastaffella simplex의 첫 출현을 사용한다. 세르푸호프절의 기저 표지로는 Lochriea ziegleri의 첫 출현이 제안되었으나, 우랄과 중국 구이저우의 후보 단면을 대상으로 아직 국제 표준 지점이 확정되지 않았다.[21][22]

펜실베이니아기

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펜실베이니아기는 미국 펜실베이니아주에 널리 분포하는 석탄층에서 이름을 얻었다. 펜실베이니아기에는 레아해가 닫히고 판게아가 조립되었으며, 곤드와나 빙상의 확장으로 해수면과 해양 생물군의 분포가 크게 변했다. 미시시피기에 비해 화산 활동과 화산재층이 많아 방사성 연대 측정 자료가 상대적으로 풍부하지만, 해양 분지의 고립으로 생물층서의 전 지구적 상관은 더 어려워졌다.[23][24]

펜실베이니아기는 바시키르절·모스크바절·카시모프절·그젤절로 나눈다. 바시키르절 기저 GSSP는 미국 네바다주 애로우캐니언의 얕은 열대 해로에 놓인 사이클로섬에서 Declinognathodus noduliferus의 첫 출현으로 정의한다. 모스크바절·카시모프절·그젤절의 기저 GSSP는 아직 확정되지 않았으며, 우랄과 중국 구이저우 등 여러 후보 단면이 비교되고 있다. 이 절들의 명칭과 경계 표지는 국제 층서표의 공식 단위로 쓰이지만, 지역 단면의 암상과 생물군은 서로 다를 수 있다.[25][26]

바시키르절은 러시아 남부의 바시키리아에서 이름을 얻었으며, 애로우캐니언 단면의 경계는 해침성 석회암과 후퇴성 이암·각력질 석회암이 반복되는 사이클로섬 안에 있다. 모스크바절은 러시아 모스크바 주변의 얕은 해성 석회암과 점토에서, 카시모프절은 모스크바주 카시모프에서, 그젤절은 모스크바 인근 그젤 마을에서 이름을 얻었다. 모스크바절 기저에는 북부·동부 판게아 주변에서 Aljutovella aljutovica가 사용되지만 분포가 제한되어 전 지구 표지로는 부족하며, 카시모프절과 그젤절도 해수면이 낮았던 시기에 불정합이 생겨 후보 단면 사이의 대비가 어렵다.[27]

지질과 생물

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석탄기에는 곤드와나의 빙하와 저위도 습지림이 함께 기록되며, 대륙 충돌은 판게아 형성으로 이어졌다. 습지 식생과 절지동물·양서류·양막류의 화석은 당시 육상 생태계를 연구하는 주요 자료다.[3]

석탄기 식생은 석송류·양치식물·유절류와 종자식물이 함께 이루었으며, 저위도 습지의 식물 잔해가 매몰·탄화되어 광범위한 석탄층을 만들었다. 곤충과 초기 양막류도 다양화했다. 석탄층의 분포와 산소·산불 기록은 분지별 퇴적 환경 및 기후 조건에 따라 달랐다.[3]

전기 석탄기의 식물상은 데본기 후기와 비슷한 석송류·유절류·양치식물·종자양치식물·코르다이테스류가 중심이었고, 후기에는 소철류와 볼치아목 같은 새로운 종자식물 계통이 나타났다. 레피도덴드론·시길라리아와 같은 석송류는 오늘날의 작은 석송과 달리 수십 m 높이의 나무로 자랐으며, 칼라미테스류와 나무고사리도 습지에서 큰 식생을 이루었다. 코르다이테스류와 초기 침엽수는 습지보다 배수가 좋은 지대를 이용해, 석탄기 식생이 하나의 균일한 숲이 아니었음을 보여 준다.[28][29]

석탄기의 저위도 습지에는 Lepidodendron·Sigillaria와 같은 대형 석송류, 양치식물·속새류·종자양치식물 등이 함께 자랐다. 식물 잔해가 물에 잠긴 이탄습지에 쌓이고, 이어진 퇴적물에 빠르게 묻히는 과정이 되풀이되면서 석탄이 형성되었다. 석탄층에는 식물상과 함께 분지 침강, 하천·삼각주 퇴적, 해침과 해퇴의 기록도 남아 있다.[30]

석송류는 현생 석송과 가까운 계통이지만 크기와 생장 방식은 크게 달랐다. 레피도덴드론과 시길라리아는 줄기 높이가 약 30 m, 지름이 1 m를 넘는 나무였으며, 뿌리로 해석되는 스티그마리아가 습지 토양을 넓게 붙잡았다. 이들의 2차 생장은 목질부보다 피층에서 진행되어 줄기를 지지했고, 포자낭이 모인 레피도스트로부스가 번식 기관을 이루었다. 양치식물과 종자양치식물은 습지의 그늘진 층을, 코르다이테스류와 초기 침엽수는 배수가 좋은 고지대를 이용했다.[31]

유절류 가운데 칼라미테스는 속이 빈 마디 줄기가 약 20 m까지 자라는 나무 형태였고, 스페노필룸은 잎이 돌려난 가는 덩굴식물이었다. 코르다이테스는 띠 모양 잎과 종자를 가진 키 큰 식물로 습지 가장자리와 건조한 지대를 모두 이용했으며, 석탄기 후반에는 볼치아목의 초기 침엽수가 나타났다. 따라서 석탄기의 ‘열대우림’은 단일 식물군이 아니라 습지의 석송류·유절류, 수목성 양치식물, 배수 좋은 곳의 종자식물이 모자이크처럼 분포한 생태계였다.[32]

석탄기 석탄층이 특히 많은 까닭을 리그닌을 분해하는 균류의 진화가 늦었기 때문이라고만 설명하는 견해도 있었으나, 유전·화석 자료는 이 설명만으로는 중생대와 신생대의 석탄 형성까지 설명하기 어렵다는 점을 보여 준다. 적도 습윤대에 놓인 저지대 분지, 높은 유기물 생산성, 반복된 매몰과 지각 침강이 석탄 형성에 관여한 요인으로 제시된다.[33]

저위도 숲의 공중·지표에는 거미류·다지류·곤충이 풍부했다. 아르트로플레우라 같은 대형 다지류와 메가네우라로 대표되는 잠자리형 대형 비행 곤충은 석탄기 절지동물의 잘 알려진 사례다. 대형화에는 대기 산소, 호흡 생리, 기후, 식생, 포식 관계가 모두 관련될 수 있다.[34][35]

석탄기 대기 산소의 절대값은 목탄, 증발암의 기체 포유물, 황철석·유기물의 지구화학 자료와 모형을 결합해 추정한다. 자료와 방법에 따라 값은 다르지만, 석탄기 전반의 비교적 낮은 값에서 펜실베이니아기에 더 높은 값으로 변동하며 상승했다는 결과가 제시된다. 석탄기 대기 산소는 시기별로 변동했다.[36][37]

날개를 가진 곤충의 가장 이른 확실한 화석 기록은 미시시피기 중기에 이르며, 펜실베이니아기에는 대형 잠자리형 곤충을 비롯한 여러 계통이 화석 기록에 나타난다. 그러나 날개 곤충의 실제 기원은 화석으로 알려진 첫 출현보다 앞설 수 있고, 초기 기록의 공백은 곤충 몸체가 잘 보존되지 않는 환경 편향에도 좌우된다.[38]

해양에서는 완족동물·태형동물·산호·극피동물·암모노이드와 유공충이 다양했고, 특히 방추충을 포함한 유공충은 석탄기 후반의 해양 지층을 대비하는 데 중요하다. 후기 고생대 빙하기 동안 해양 생물의 다양화가 진행되었으며, 분류군별 변화와 지역별 보존 상태는 서로 달랐다.[39]

비제절부터 펜실베이니아기 초에 걸쳐 완족동물과 방추충 유공충의 다양성이 증가한 반면, 두족류와 유영성 코노돈트의 다양성은 감소했다. 이 석탄기–페름기 초기 해양 생물다양화 사건은 빙상 성장·후퇴와 해수면 변동이 만든 여러 얕은 바다의 연결성과 단절, 그리고 지역별 보존 조건이 함께 기록된 결과로 해석된다. 삼엽충은 데본기 말 이후 프로에티다목을 제외하면 드물어졌고, 바다나리는 미시시피기 중기부터 다양성이 점차 줄었다.[40][41]

석탄기 바다의 얕은 탄산염 환경에는 줄기 긴 바다나리와 완족동물·태형동물·산호·해면이 군집을 이루었으며, 유해가 쌓여 두꺼운 석회암층을 만들었다. 삼엽충은 데본기 뒤 이미 크게 줄어 프로에티다목만 남았고, 바다나리는 미시시피기 중기에 분류 다양성이 감소했다. 이런 변화와 해양 생물다양화는 같은 시기에도 분류군마다 다른 양상을 보였음을 보여 준다.[42]

해성 척추동물에는 상어와 그 근연군, 조기어류·육기어류가 포함됐다. 일부 연골어류는 해양의 패각을 부수는 치아에, 다른 계통은 담수 습지로의 진출에 적응했으며, 북아메리카의 Bandringa는 석탄기 상어 화석과 퇴적 환경의 관계를 보여 주는 사례다. 화석의 많은 부분이 이빨·지느러미 가시·피부 골편으로 남기 때문에, 각 분류군의 몸집과 다양성을 복원할 때에는 보존 편향을 고려한다.[43]

석탄기 육상 척추동물에는 물가와 습지에 의존한 여러 양서류와, 알을 육지에서 발달시킬 수 있었던 초기 양막류가 포함된다. 양막류의 초기 화석은 육상 서식 범위가 넓어지는 과정을 보여 주며, 각 계통의 분화 시점은 화석 기록과 분자 자료에서 서로 다르게 추정된다.[44]

건조한 환경에 적응한 양막류는 껍질을 가진 양막과 각질성 비늘·발톱 같은 형질을 바탕으로 물가에서 더 떨어진 환경을 이용할 수 있었다. 펜실베이니아기에는 초기 용궁류인 Hylonomus와 초기 단궁류인 Archaeothyris가 알려져 있으며, 양서류가 주로 차지하던 육상 척추동물 군집이 여러 계통으로 나뉘는 과정의 자료가 된다.[45]

해양 무척추동물

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석탄기 해양 무척추동물에는 유공충·산호·태형동물·개형충·완족동물·암모노이드·헤데렐로이드·마이크로콘키드와 극피동물이 포함된다. 비제절부터 석탄기 말까지 완족동물과 방추충 유공충의 분화가 두드러진 반면, 두족류와 유영성 코노돈트의 다양성은 감소했다. 이 상반된 변화가 나타난 시기를 석탄기–페름기 초기 해양 생물다양화 사건으로 부르며, 후기 고생대 빙하기의 해수면 변동과 얕은 바다의 연결·단절이 해석의 중요한 배경이다.[46]

방추충과 그 근연 유공충은 석탄기 해성층에서 눈에 띄는 대형 유공충 군집을 이루었고, 완족동물 중에서는 생산목이 특히 풍부했다. 일부 Gigantoproductus류는 완족동물로서는 매우 큰 껍데기를 가졌으며, 태형동물·산호·해면은 얕은 탄산염 대륙붕에서 암초와 군집을 형성했다. 바다나리는 미시시피기 중기까지 매우 풍부했지만 이후 분류 다양성이 줄었고, 바다나리 유해가 쌓여 두꺼운 석회암층을 이루기도 했다.[47][48]

석탄기 해양 무척추동물의 다양화에는 완족동물·방추충 유공충·산호·태형동물·극피동물이 참여했다. 방추충의 Fusulina와 근연 속은 러시아·중국·일본·북아메리카에 널리 분포해 석탄기 후반 지층을 대비하는 데 중요하며, Fenestella·Polypora·Archimedes 같은 태형동물은 부채꼴 또는 나선형 군체를 만들었다. 암모노이드에서는 곧은 껍데기의 초기 형태가 줄고 감긴 고니아타이트류가 흔해졌으며, 이매패류·복족류도 연안과 얕은 바다에서 점차 다양해졌다.[49][50]

육상 절지동물

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육상에서는 공기를 호흡하는 곤충·다지류·거미류가 이미 다양하게 분화했다. Arthropleura는 최대 약 2.6 m에 이른 것으로 알려진 대형 다지류이며, 미시시피기 중기에는 날개곤충의 가장 이른 확실한 화석 기록이 나타난다. 펜실베이니아기의 메가네우라류를 포함한 메가니소프테라류는 날개폭이 약 75 cm에 이르는 대형 포식성 곤충이었다. 다만 몸체가 잘 보존되는 퇴적 환경이 제한되어, 화석으로 확인되는 최초 출현 시점은 실제 기원보다 늦을 수 있다.[51][52]

석탄기 절지동물 화석은 사르브뤼켄·코메트리 탄전과 캐나다 노바스코샤의 화석 수목 내부에서 특히 잘 보존된다. 곤충에서는 고시하목·팔레오딕티옵테로이데아·원시 바퀴벌레형 곤충·초기 메뚜기형 계통이 나타났고, 거미류·삼각거미류·전갈류도 숲 바닥과 나무줄기에 살았다. Pulmonoscorpius는 석탄기 전기의 약 70 cm 크기 전갈로 알려져 있으며, 대형화는 산소 농도뿐 아니라 먹이량·습도·포식자 압력과도 관련될 수 있다.[53][54]

어류와 사지동물의 분화

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석탄기 바다에는 상어와 Ctenacanthiformes를 비롯한 연골어류가 많았고, 일부 경골어류와 육기어류는 하천과 석탄 습지로 진출했다. Bandringa 같은 상어류의 화석은 담수성 석탄 습지와 상어의 생활 환경을 함께 보여 준다. 연골어류의 한 계통인 Holocephali에서는 석탄기 동안 여러 형태가 분화했으며, Stethacanthus의 등지느러미처럼 번식이나 종내 신호와 관련되었을 가능성이 있는 특수한 구조도 나타난다.[55]

연골어류 가운데 Psammodus는 완족동물과 갑각류의 껍데기를 부수는 포장형 치아를 가졌고, 일부 크테나칸티목은 대형 포식자로 자랐다. 반대로 크세나칸티목과 Bandringa 같은 속은 석탄 습지의 담수로 들어갔다. 경골어류와 육기어류도 연안에서 강으로 이동했으며, 리조돈트류는 담수에서 큰 몸집으로 자랐다. 에우게네오돈트류의 이빨 소용돌이와 이노프테리기류의 넓은 가슴지느러미는 데본기 말 판피어류가 사라진 뒤 빈 생태적 지위를 여러 계통이 채운 사례다.[56]

양서류는 석탄기 중기에 매우 다양했으며 물속·반수생·육상 생활 형태가 함께 나타났다. 석탄기 후반의 열대우림 붕괴와 건조화는 습한 환경에 의존하던 양서류에 불리하게 작용한 반면, 양막류는 양막란과 각질성 비늘·발톱으로 물에서 떨어진 환경을 이용할 수 있었다. 펜실베이니아기에는 가장 이른 용궁류인 Hylonomus와 가장 이른 단궁류인 Archaeothyris가 나타났고, 이후 양막류의 여러 계통이 페름기에 분화했다.[57]

석탄기 양서류에는 긴 몸과 넓은 머리를 가진 대형 수생형, 작은 레포스폰딜류, 성체가 육상에서 살았을 가능성이 있는 템노스폰딜류가 함께 포함된다. Loxomma·Eogyrinus·Proterogyrinus는 하천과 호수에서, Ophiderpeton·Amphibamus는 반수생 환경에서, Dendrerpeton은 육상에 가까운 숲 바닥에서 살았던 것으로 해석된다. 양막류는 건조한 환경에서도 알을 보호할 수 있는 양막과 각질성 피부를 갖추면서 습지 밖으로 확산했으며, 석탄기 말에는 용궁류·단궁류·이궁류의 초기 계통이 이미 분화했다.[58][59]

민물·석호 생태계

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석탄기의 하천·호수·석호에는 민물 이매패류와 작은 갑각류가 살았고, 일부 협각류는 담수와 기수 환경에 적응했다. 해수면이 오르면 얕은 바다의 생물군이 얇은 해성층으로 유입되기도 했으며, 석탄층 사이의 해성 박층에는 육상 습지와 연안 환경의 연결이 기록되어 있다.[60]

민물과 석호의 생물군에는 탄화된 나무와 함께 보존된 이매패류, 개형충·패충류와 같은 작은 갑각류, 전갈·협각류의 친척인 광익류가 포함된다. 해수면 상승 때에는 완족동물과 해양성 이매패류가 하천·석호 퇴적층의 얇은 해성 박층에 나타나며, 이러한 층은 반복된 해침과 해퇴를 기록한다. 민물 화석은 바다 화석보다 보존 환경의 영향을 크게 받기 때문에, 특정 분지의 풍부한 산출을 석탄기 전체의 민물 생물상으로 일반화하기 어렵다.[61]

담수·기수 이매패류에는 Anthraconaia, Naiadites, Carbonicola 같은 속이 있었고, Candona, Carbonita, Darwinula와 같은 작은 갑각류도 호수와 석호 퇴적층에 남았다. 광익류 가운데 Adelophthalmus, Megarachne, Hibbertopterus는 담수 또는 기수 환경에 적응했으며, 일부는 양서성 생활을 했을 가능성이 있다. 일시적인 해침이 일어나면 링굴라류·오르비쿨로이데아류 같은 해양 완족동물이 석탄층 사이의 얇은 해성 박층에 나타나, 육상 습지와 연안 바다가 반복적으로 연결되었음을 보여 준다.[62]

균류와 유기물 분해

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육상 식생과 동물의 규모가 커지면서 균류도 다양해졌고, 육상과 해양에서 서로 다른 균류 기록이 남았다. 목질의 리그닌을 분해하는 균류가 페름기에 본격적으로 진화했다는 가설은 석탄기 석탄량의 원인으로 제시되었지만, 중생대·신생대에도 두꺼운 석탄층이 형성되었고 리그닌 분해 능력의 기원 시점에도 논쟁이 남아 있다. 적도 저지대의 습윤 기후, 높은 식물 생산성, 분지 침강과 반복된 매몰이 석탄 형성에 관여한 요인으로 제시된다.[63][64]

석탄기 후기에 보존된 포자·균사·균류성 유기물은 오늘날의 자낭균류·담자균류를 포함한 여러 계통이 이미 존재했을 가능성을 보여 준다. 균류는 식물 잔해와 토양 유기물을 분해하고 식물 뿌리와 공생하면서 영양염 순환에 관여했지만, 미세 화석만으로 특정 현대 분류군의 계통이나 리그닌 분해 능력을 확정하기는 어렵다. 석탄층의 양은 균류의 부재보다 습지 생산성, 산소가 부족한 퇴적 환경, 빠른 매몰과 분지 침강의 결합으로 설명하는 편이 타당하다.[65][66]

해양 지구화학

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대륙이 판게아로 모이면서 중앙 판게아 산맥의 융기와 규산염 풍화가 강화되었고, 해양으로 유입되는 이온과 탄산염 매몰이 증가했다. 열대에 넓게 놓인 대륙에는 습지림이 발달하여 유기탄소를 매몰했고, 해령의 길이와 해저 확장 속도 감소는 해수와 해양 지각 사이의 물질 교환을 바꾸었다. 이 과정들이 겹쳐 석탄기 후반의 대기 이산화 탄소 감소와 후기 고생대 빙하기의 배경이 되었다.[67]

해수의 마그네슘·칼슘 비와 스트론튬 동위원소비는 탄산염 침전과 풍화의 변화를 추적하는 지표다. 미시시피기에는 아라고나이트 골격을 만드는 해면·산호와 아라고나이트 침전이 넓게 나타났지만, 빙상 변동과 해수 순환 변화로 같은 분지에서도 탄산염 생산 환경이 달라졌다. 이러한 지구화학 지표는 층서 대비에 유용하지만, 동위원소 곡선 하나만으로 기후나 생물 다양성의 원인을 단정할 수는 없다.[68][69]

판게아를 이루는 대륙의 열대 지역 분포는 넓은 습지림이 확장할 수 있는 육지를 제공했다. 중앙 판게아 조산대의 융기와 이 습지림의 확산은 대기 이산화탄소의 제거를 늘려 지구 평균 기온을 낮추고 해수의 pH를 높였으며, 후기 고생대 빙하기가 시작되는 데 기여한 것으로 해석된다.[70][71]

판게아가 조립되는 동안 중앙 판게아 조산대가 융기하면서 대륙 풍화와 바다로의 퇴적물 공급이 커졌다. 이 과정과 해저 확장계의 변화는 해수의 마그네슘·칼슘 비와 탄산염 광물의 침전을 바꾸는 요인으로 해석된다. 석탄기 초에는 해수의 Mg2+/Ca2+ 비가 높아지기 시작했고, 미시시피기 중엽에는 방해석해가 아라고나이트해로 바뀌었다. 해수의 칼슘 농도는 해양의 pH와 밀접하게 관련되어 pH가 높아질수록 낮아졌으며, 대륙 풍화의 증가는 해양으로 유입되는 마그네슘의 양을 늘렸다. 해저 중앙 해령에서 해수가 새로 생긴 암석권과 반응할 때 마그네슘은 해수에서 제거되고 칼슘은 공급되는데, 중앙 해령계의 길이와 부피가 줄어든 것도 Mg2+/Ca2+ 비를 더 높이는 요인이 되었다.[72][73]

해수의 Mg2+/Ca2+ 비는 생물의 광물화 방식에도 영향을 준다. 석탄기의 아라고나이트해는 아라고나이트를 분비하는 생물을 유리하게 했으며, 이 시기의 주요 암초 형성 생물에는 아라고나이트질 해면과 산호가 포함되었다.[74]

석회암과 화석 껍데기에 남은 스트론튬·탄소·산소 동위 원소비는 풍화, 유기탄소 매몰, 빙상 변동, 해양 순환의 변화를 비교하는 자료가 된다. 미시시피기부터 펜실베이니아기까지의 기록에서는 장기적인 기후 냉각과 여러 차례의 빙하 작용에 대응하는 변화가 보고되었다. 다만 탄소·산소 동위 원소값은 반폐쇄성 내해와 외해의 염분·증발 조건, 퇴적 뒤의 변질에도 영향을 받으므로, 특정 지역 단면의 값을 전 지구 해수의 값으로 곧바로 일반화하지 않는다.[75][76]

해수의 스트론튬 동위원소

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해수의 87Sr/86Sr 비는 대륙 풍화로 공급되는 스트론튬과 중앙 해령·맨틀 기원으로 공급되는 스트론튬이 섞인 결과다. 전자는 상대적으로 87Sr이 많고 후자는 적기 때문에, 이 비는 대륙 풍화와 해저 화성 활동의 상대적 영향을 추적하는 데 이용된다. 석탄기에는 대륙 풍화 기원의 신호가 전반적으로 우세했지만, 그 값은 시기별로 변했다.[77]

투르네절의 87Sr/86Sr 비는 약 0.70840에서 시작해 비제절을 거치며 약 0.70771까지 낮아졌고, 세르푸호프절부터 그젤절 하부까지 다시 약 0.70827로 높아졌다. 이후 석탄기-페름기 경계에서는 약 0.70814로 낮아졌다. 세르푸호프절 무렵에는 중앙 판게아 산맥의 화강암질 기반암이 융기해 풍화에 노출되었고, 석탄기 말의 하강은 건조화에 따른 대륙 풍화 감소와 관련된 것으로 해석된다.[78][79]

산소·탄소 동위원소

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18O와 13C 동위원소비는 같은 시기의 전 세계 바다에서 비교적 균질하게 섞이는 87Sr/86Sr와 달리, 반폐쇄성 내해와 외해의 염분·증발 차이 같은 지역 요인의 영향을 크게 받는다. 따라서 중국 남부의 외해 기록과 로라시아의 내해 기록은 서로 다른 값을 보일 수 있지만, 석탄기 전체의 장기 추세는 비교할 수 있다.[80]

13C 값은 석탄기 전기에 약 0~1‰에서 약 5~7‰로 빠르게 높아졌고, 후기 고생대 빙하기 동안 대체로 3~6‰의 높은 값이 유지되었다. 18O 값도 석탄기 전기부터 기후 냉각과 함께 장기적으로 높아졌다. 투르네절 중기의 양의 13C·18O 변동은 수백만 년 지속되었으며, 유기물 매몰 증가와 광범위한 해양 무산소화로 대기 이산화탄소가 감소하고 빙하 작용이 시작된 과정과 관련된 것으로 해석된다.[81][82]

미시시피기-펜실베이니아기 경계의 양의 18O 변동은 전 세계 해수면 하강과 곤드와나 남부의 빙하성 퇴적물 확대와 같은 시기에 나타나 기후 냉각과 빙상 성장을 반영하는 것으로 해석된다. 카시모프절 초기에는 짧고 강한 빙하기 뒤 대기 이산화탄소가 빠르게 증가했고, 열대 지역의 건조화와 열대우림 감소가 이어졌다. 이때 유기물 생산·매몰의 감소는 음의 13C 변동과 더 작은 18O 하강으로 기록되지만, 지역별 13C 값의 차이 때문에 전 지구적 변동의 크기는 확정하기 어렵다.[83][84]

고지리와 암석

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곤드와나는 남반구에서 빙하를 경험했고, 로라시아와의 충돌 및 동유라시아 지괴의 결합은 바리스칸·우랄 조산운동과 판게아 형성의 일부가 되었다. 유럽·북아메리카의 석회암·사암·셰일과 해양 석회암은 서로 다른 해수면·퇴적 환경을 기록하며, 북아메리카의 미시시피기·펜실베이니아기 구분도 이러한 층서 차이에서 비롯되었다.

석탄기 초에는 로라시아와 곤드와나가 가까워지면서 레아해가 닫혀 갔고, 바리스칸·알레게니·와시타 조산운동으로 이어지는 넓은 조산대가 형성되었다. 우랄해에서는 카자흐스탄 지괴와 로라시아의 수렴이 진행되었으며, 이 충돌과 변형은 페름기까지 계속되었다. 이러한 조산운동은 판게아 조립의 한 과정이었고, 산맥의 융기와 풍화는 퇴적 분지와 장기 기후 변화에도 영향을 주었다.[85][86]

판게아 중앙부의 조산대

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레아해가 닫히는 동안 곤드와나 북쪽 가장자리와 로라시아 남쪽 가장자리에 있던 여러 지괴가 비스듬히 충돌했다. 이 과정에서 형성된 바리스칸·알레게니·와시타 조산대는 오늘날 멕시코만에서 이베리아반도와 중부 유럽을 거쳐 튀르키예까지 이어지는 판게아 중앙 산맥의 암석 기록을 남겼다. 충돌은 한 번의 직선적인 사건이 아니라 섭입, 지괴의 회전·전진, 변성 작용과 화성 활동이 겹친 여러 단계의 과정이었다.[87][88]

곤드와나와 로라시아가 충돌한 남아메리카 구간에서는 중기 석탄기부터 와시타 조산운동이 진행되었고, 북아메리카 동부에서는 주로 주향 이동과 압축 변형이 알레게니 조산대에 기록되었다. 곤드와나 서아프리카 부문이 로라시아에 접근한 후기 펜실베이니아기에는 변형 방향이 북서쪽을 향한 압축으로 바뀌었다. 이러한 지역별 차이는 판게아 조립이 동일한 방식으로 전 대륙에 작용한 것이 아님을 보여 준다.[89][90]

우랄 조산운동

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우랄 조산운동은 중앙아시아 조산대 서쪽 가장자리를 이루는 남북 방향의 습곡·충상 단층대이다. 데본기 후기부터 카자흐스탄 지괴와 로라시아 사이의 우랄해에서 섭입과 섬호의 충돌이 시작되었고, 투르네절 무렵 마그니토고르스크 섬호의 부가가 완료되었다. 우랄해의 나머지 부분은 바시키르절 무렵 닫히기 시작했으며, 비스듬한 대륙 충돌과 주향 이동이 페름기까지 이어졌다. 주 봉합대인 주 우랄 단층은 2000 km 이상 연속되는 구조로 복원된다.[91]

시베리아와 중앙·동아시아 지괴

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시베리아 강괴의 얕은 바다는 석탄기 초에 넓었으나, 펜실베이니아기 해수면 하강과 대륙의 북상으로 물러났다. 그 결과 쿠즈네츠크 분지에는 온대 기후의 석탄층이 발달했다. 시베리아 남서부와 알타이 지역에서는 섭입대 위에 형성된 부가 복합체가 성장했고, 석탄기 후반에는 충돌 뒤 화강암 관입이 일어나 여러 지괴가 시베리아 강괴에 결합했다. 카자흐스탄 지괴가 이미 로라시아에 붙어 있었기 때문에 약 3억 1000만 년 전에는 시베리아가 판게아의 일부로 연결되었지만, 두 대륙 사이의 주향 이동은 페름기까지 계속되었다.[92][89]

중앙아시아에서는 카자흐스탄 지괴의 서쪽 가장자리가 우랄 조산운동으로 로라시아와 충돌하고, 북동쪽 가장자리는 시베리아와 충돌했다. 타림 강괴와 카자흐스탄 지괴 사이의 튀르키스탄해가 닫히면서 남톈산 습곡·충상 단층대가 형성되었고, 이 구조는 오늘날 우즈베키스탄에서 중국 서북부까지 이어진다. 북중국 강괴의 남쪽에서는 팔레오테티스해가 섭입했고, 중기~후기 석탄기에는 친링 지괴의 일부가 북중국에 부가되었다. 남중국과 안남 지괴는 곤드와나에서 떨어져 나온 뒤 팔레오아시아해·팔레오테티스해·판탈라사해 사이에 놓여, 수동형 대륙 가장자리에서 석탄층과 증발암을 포함한 사이클로섬을 퇴적했다.[93][89][94]

로라시아는 석탄기 동안 저위도로 이동했고, 중앙 판게아 조산대가 팔레오테티스해에서 온 습윤 공기의 이동에 영향을 주었다. 이에 따라 적도 부근의 여러 퇴적 분지에는 습지림과 사이클로섬 퇴적이 넓게 발달했다. 반대로 곤드와나의 남부에는 여러 빙하 중심이 형성되어 빙퇴석과 빙하성 퇴적물이 널리 남았으며, 해수면 변동은 두 반구의 퇴적 기록을 함께 바꾸었다.[95]

석탄기 대륙은 열리는 팔레오테티스해를 거의 둘러싼 고리처럼 배치되었고, 그 바깥의 북반구 대부분은 판탈라사해가 차지했다. 곤드와나는 남극을 덮는 남쪽 대륙으로 남아 있었으며, 북서쪽의 로라시아와 천천히 충돌해 판게아의 중심을 이루었다. 로라시아 북쪽에는 시베리아·아무리아가, 시베리아 동쪽의 팔레오테티스해 가장자리에는 카자흐스탄·북중국·남중국 강괴가 놓였고, 안남 지괴는 그 남쪽에 위치했다.[96]

곤드와나와 로라시아 사이의 충돌은 한 번의 사건이 아니라 여러 지괴가 비스듬히 접근하고 회전한 연속 과정이었다. 중앙 판게아 산맥은 멕시코만에서 이베리아반도·중부 유럽을 거쳐 튀르키예까지 1만 km 이상 이어졌으며, 바리스칸·알레게니·와시타 조산운동이 각 구간에서 서로 다른 시기에 진행되었다. 아르모리카 지괴군이 곤드와나에서 떨어져 북쪽으로 이동한 뒤 로라시아와 충돌하면서 변성 작용·화성 활동·대규모 주향 이동이 겹쳤다.[97][98]

곤드와나의 남극은 석탄기 초 남아프리카 부근에서 기 말 동남극 쪽으로 이동했다. 빙하성 퇴적물은 남부 대륙 여러 곳에 넓게 분포하며, 서로 다른 빙하 중심에서 운반된 빙력과 빙하성 퇴적 구조가 함께 나타난다. 곤드와나 북동쪽의 아라비아·인도·서오스트레일리아는 팔레오테티스해의 남쪽 수동형 대륙 가장자리를 이루었고, 따뜻한 간빙기에는 오스트레일리아 서부에도 온대 습지와 석탄층이 형성되었다.[99][100]

사이클로섬과 석탄층의 형성

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석탄기 해성층에는 석회암·셰일·사암과 비해성 퇴적층이 한 퇴적 주기 안에서 반복되는 사이클로섬(cyclothem)이 나타난다. 사이클로섬은 대륙붕의 경사가 매우 완만한 곳에서 작은 해수면 변화가 해안선을 크게 전진·후퇴시킬 때 형성되며, 암상은 고지형·기후·퇴적물 공급에 따라 이질적이다. 얕은 대륙붕의 각 사이클은 수 m에서 수십 m 두께지만, 여러 사이클이 겹친 연속체는 수백~수천 m에 이르고 수십~수백 개의 주기를 포함할 수 있다.[101]

후기 미시시피기부터 페름기 초기까지 이어진 후기 고생대 빙하기에는 곤드와나 빙상의 성장·융해가 빠른 해수면 변화를 일으켰다. 빙상이 커지면 바닷물이 얼음에 갇혀 해수면이 내려가고 대륙붕이 드러나 하천이 골짜기와 침식면을 만들었다. 해수면이 다시 오르면 물에 잠긴 저지대에 이탄 습지와 호수가 발달하고, 이어 삼각주·석호·하구 퇴적층이 쌓였다. 완전한 해양 조건이 회복되면 얕은 바다의 석회암이, 최대 해침 때에는 더 깊은 바다의 흑색 셰일이 앞선 퇴적층을 덮었다. 해수면 하강은 오래 지속되지만 상승은 빠른 경향이 있어, 한 사이클의 대부분은 하강 국면의 침식·퇴적 중단으로 이루어지고 이전 사이클의 일부가 제거되기도 한다.[102]

펜실베이니아기에는 로라시아 중앙 판게아 산맥의 전호 분지와 남·북중국 강괴 가장자리에 있던 저지대 열대 습지에 유기물이 축적되었다. 빙하기에는 대륙붕이 넓게 노출되어 수 km 너비의 큰 하천과 작은 지류·호수·이탄지가 발달했고, 간빙기에 해수면이 오르면 이 습지가 퇴적물에 묻혔다. 전호 분지와 대륙 가장자리의 지속적인 침강이 수백만 년 동안 매몰을 반복시켜 두껍고 넓은 석탄층을 만들었다. 시베리아 강괴와 곤드와나 서부 오스트레일리아의 온대 습지에도 간빙기 동안 별도의 석탄층이 형성되었다.[103]

석탄은 물에 잠기고 산소가 부족한 이탄 습지에서 유기물이 쌓인 뒤, 퇴적물에 매몰되어 압축·탄화되면서 형성된다. 석탄기 후반과 페름기 전기에 지구의 석탄 매장량 대부분이 만들어졌지만, 석탄 형성은 석탄기에만 한정되지 않는다. 식물 생산성이 높고, 지표가 낮으며, 천천히 침강하는 분지가 반복적으로 이탄을 묻을 수 있었던 판게아의 열대 위치가 이 시기의 석탄량을 크게 만든 주요 조건이었다.[104]

후기 석탄기의 여러 사이클로섬은 곤드와나 빙상의 성장·후퇴와 연관된 약 10만 년 규모의 해수면 주기를 보존하는 것으로 해석된다. 그러나 모든 분지에서 하나의 궤도 주기가 같은 두께와 암상으로 남는 것은 아니며, 침식·퇴적 중단·지역적 침강 때문에 일부 주기는 불완전하거나 사라질 수 있다.[105]

사이클로섬의 전형적인 순서는 해수면 하강 때 드러난 침식면, 하천·범람원 퇴적층, 이탄 습지의 석탄층, 해침에 따른 삼각주·석호 퇴적층, 얕은 바다의 석회암, 최대 해침기의 흑색 셰일로 이어진다. 해수면이 다시 낮아질 때에는 이전 순서의 일부가 침식되거나 퇴적이 중단되어, 실제 지층에는 완전한 순서보다 불완전한 사이클이 더 흔하다. 암상과 두께는 고지형·기후·퇴적물 공급에 따라 달라지므로, 모든 사이클로섬이 동일한 환경을 뜻하지는 않는다.[106]

펜실베이니아기의 사이클로섬은 로라시아의 열대 내해뿐 아니라 북중국·남중국 강괴의 가장자리에도 발달했다. 곤드와나 빙상의 성장과 후퇴는 약 10만 년 주기의 궤도 변화와 비슷한 리듬을 보였지만, 빙상 반응 시간과 각 분지의 침강 속도가 달라 사이클의 시작·끝이 완전히 동시적이지는 않았다. 이 주기성은 석탄기 기후와 빙상 역학을 연결하는 중요한 자료이면서도, 한 분지의 층서 주기를 곧바로 전 지구 해수면 변화로 해석해서는 안 된다.[107][108]

석탄기 후반의 적도 습지림은 기후의 건조화와 분지의 단절로 여러 지역에서 줄어들었다. 이 변화는 식물 군집과 양서류·양막류의 분포를 바꾸었지만, 시기와 강도는 유럽·북아메리카 등 각 분지의 퇴적 기록에서 서로 다르게 나타난다.[109]

주요 생물 위기

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로머의 간극

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석탄기 전반 약 1,500만 년에는 육상 화석이 드문 ‘로머의 간극’이 놓인다. 이 공백에는 보존 조건의 차이도 작용하지만, 대기 산소 감소와 육상 생태계의 변화가 관련되었을 가능성이 제시되어 왔다. 이후의 화석 기록에서는 진보한 양서류와 파충류형 사지동물이 더 흔해진다.[110]

석탄기 열대우림 붕괴

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카시모프절 무렵의 습지림 변화는 흔히 ‘석탄기 열대우림 붕괴’라고 불린다. 그러나 이는 모든 열대 식생이 한꺼번에 사라졌다는 뜻이 아니라, 빙하 작용과 건조화에 따라 습지림이 계절성 건조림과 다른 식생으로 재편된 지역별 과정이었다. 이 변화는 양서류의 다양성 감소와 건조 환경에 적응한 양막류의 분화에 영향을 주었지만, 시기와 양상은 유라메리카의 각 분지에서 동일하지 않았다.[111]

기후와 생태계 변화

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대기 산소의 변동

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석탄기 대기 산소 농도는 화석 숯의 산출, 암염에 갇힌 기체, 유기탄소와 황철석의 매몰량, 탄소 동위원소 수지, 지구화학 모형 등 서로 다른 자료로 추정한다. 각 방법은 보존된 물질과 시간 범위가 달라 수치가 일치하지 않는다. 예를 들어 암염 기체는 특정 퇴적 시기의 대기를 기록하지만 숯과 황철석 자료는 더 긴 시간의 평균을 반영할 수 있다.[112][113]

여러 자료를 종합하면 석탄기 전반의 산소 농도는 오늘날보다 낮은 약 15–20% 범위에서 시작해 펜실베이니아기에 25–30%에 이르는 고농도 구간을 거친 뒤 기 말에 다시 낮아졌을 가능성이 있다. 이는 일정한 상승이 아니라 빙상·습지·산불·유기탄소 매몰의 변화에 따라 고점과 저점이 반복된 과정이다. 일부 연구는 비제절 무렵의 암염 기체에서 약 15%라는 추정값을 제시하지만 오차가 크며, 황철석 자료는 펜실베이니아기의 25% 이상을 허용한다.[114][115]

석탄기 대기 조성의 변화는 대형 절지동물의 호흡과 산불의 확산에 영향을 주었을 수 있지만, 절지동물의 몸집을 산소 농도 하나로 설명할 수는 없다. 식생의 생산성, 습지의 면적, 기온, 포식 관계와 보존 편향도 함께 고려해야 하며, 오늘날의 산소 농도와 직접 비교하는 수치도 재구성 방법에 따라 달라진다.[116]

석탄기는 데본기 말부터 시작된 후기 고생대 빙하기의 한가운데에 해당한다. 곤드와나 남부의 빙상은 여러 차례 성장·후퇴했고, 그에 따른 전 지구 해수면 변화가 유라메리카의 얕은 바다와 적도 습지에 반복적인 해침·해퇴를 일으켰다. 빙상과 해수면의 주기는 한 번의 전 지구적 사건이라기보다 궤도 요인, 대기 이산화탄소, 빙상 역학, 지역 분지의 침강이 결합한 결과로 해석된다.[117][118]

기온의 범위와 변동

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기후 재구성 모형에서 석탄기 전기의 투르네절 온난기에는 전 지구 평균 기온이 약 22 °C, 열대가 약 30 °C로 추정되며, 극지방도 평균 0 °C 안팎이었다. 페름기–석탄기 빙기 최성기에는 전 지구 평균이 약 13 °C, 열대가 약 24 °C, 극지가 약 −23 °C까지 낮아진 것으로 계산된다. 이 값은 여러 대리자료와 모형을 종합한 범위이며, 특정 분지의 기온을 직접 측정한 값이 아니다. 석탄기에는 빙상과 대기 이산화탄소 변화에 따라 온난 간격과 냉각 간격이 반복되었다.[119]

저위도에서는 습윤한 열대 우림과 계절성 건조림이 시기·위치에 따라 교대했다. 토양·식물 화석·석탄층과 탄산염·흑색 셰일의 반복은 강수량과 지하수면이 크게 변했음을 보여 주지만, 한 분지의 퇴적 주기를 석탄기 전체의 기후 곡선으로 그대로 옮길 수는 없다. 후기 펜실베이니아기에는 건조화와 빙상 변동이 겹치면서 습지림이 여러 고립된 지역으로 나뉘었고, 그 결과 식물상과 양서류·양막류 군집의 지역 차이가 커졌다.[120]

기후가 퇴적에 미친 영향

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미시시피기 전기부터 중기까지 비교적 따뜻한 바다에서는 로라시아와 남·북중국 대륙 가장자리의 완만한 탄산염 경사면을 따라 탄산염 생산이 깊은 곳까지 이어졌고, 로라시아·카자흐스탄·곤드와나 북부의 연안에는 증발암이 발달했다. 비제절 후반부터 기후가 냉각되면서 탄산염 생산은 수심 약 10 m보다 얕은 평탄한 탄산염 대륙붕으로 제한되었고, 모스크바절 무렵에는 빙상의 성장과 쇠퇴가 탄산염과 쇄설성 퇴적물이 섞인 사이클로섬을 만들었다.[121][122]

곤드와나 빙상의 계절적 융해로 빙상 가장자리의 얕은 바다에는 거의 결빙점에 가까운 물이 유입되었으며, 세립질 해성 퇴적층에서 이카이트의 방해석 가상형인 글렌도나이트가 산출된다. 빙하가 곤드와나와 중앙 판게아 산맥의 규산질 암석을 갈아 만든 실트는 바람에 운반되어 적도 판게아에 넓은 황토층을 남겼다.[123]

대기 산소와 이산화탄소의 장기 변화는 식생의 순생산·유기탄소 매몰과 풍화에 영향을 받았다. 여러 지구화학 자료와 모형은 석탄기 후반에 산소 농도가 높아졌을 가능성을 지지하지만, 정확한 값과 최고 시점은 자료 유형에 따라 달라진다. 대형 절지동물의 출현과 식물 생산성은 산소 농도뿐 아니라 기후·서식지·호흡 생리와 관련된다.[124][125]

기후가 생물다양성에 미친 영향

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후기 고생대 빙하기의 주된 빙상 성장기는 해양 생물의 여러 속이 줄어든 뒤 낮은 다양성이 이어진 시기로 해석되어 왔다. 한편 빙상의 본격적 성장에 수반된 빠른 기후·환경 변화가 일부 해양 생물군의 적응방산과 종 수 증가를 동반했다는 연구도 있다.[126]

기후의 반복적 변동은 로라시아의 열대림을 습지림과 계절적으로 건조한 숲 사이에서 여러 차례 재편했으며, 사지동물의 출현과 다양화에도 영향을 주었다. 카시모프절의 빙기에는 수목성 석송류와 다른 습지 식물군이 줄고 전체 다양성이 낮아졌지만, 이른바 석탄기 열대우림 붕괴는 열대우림 식생 전체가 사라진 사건이라기보다 한 유형의 열대림이 다른 유형으로 바뀐 과정으로 이해된다.[127][128]

대한민국의 기록

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평안 누층군에는 석탄기부터 트라이아스기에 이르는 퇴적 기록과 석탄층이 포함되며, 영월탄전의 요봉층은 석탄기에 형성된 지층이다.[129]

같이 보기

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각주

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