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Carbonífero

Origem: Wikipédia, a enciclopédia livre.
(Redirecionado de Carbónico)
Período Carbonífero
Há 358.9–298.9 milhões de anos
BERJAYA
Teor médio de o2 atmosférico durante o período ca. 32.5 Vol %[1]
(163 % do nível atual)
Teor médio do CO2 atmosférico durante o período ca. 800 ppm[2]
(3 vezes o nível pré-industrial)
Temperatura média da superfície durante o período ca. 14 °C[3]
(0 °C acima do nível atual)
Nível do mar (acima dos dias de hoje) Diminuição de 120 m até ao nível atual ao longo do Mississípico seguido de incremento paulatino até aos 80 m no final do período[4]
Período Carbonífero[5]
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Eventos-chave do período Carbonífero.
Escala do eixo: milhões de anos antes do presente.

Na escala de tempo geológico, o Carbonífero, Carbónico (português europeu) ou Carbônico (português brasileiro) é o período da Era Paleozoica do Éon Fanerozoico, compreendido entre há 358,86 milhões e 298,9 milhões de anos, aproximadamente.[9] O período Carbonífero sucede o período Devoniano e precede o período Permiano, ambos de sua era. Na América do Norte o período é dividido em dois, o Mississípico (há entre cerca de 358,86 milhões e 323,4 milhões de anos) e o Pensilvânico (há entre cerca de 323,4 milhões e 298,9 milhões de anos),[9] sendo que em alguns outros locais estes "períodos" são considerados como épocas e consequentes subdivisões do período Carbonífero.

O Carbonífero tem este nome devido às grandes quantidades de carvão mineral encontradas em formações rochosas da época na Inglaterra, onde foram datadas pela primeira vez as rochas deste período. Estas grandes formações de carvão têm origem, segundo creem os especialistas, nas grandes florestas e pântanos que cobriam a maior parte das terras emersas do período. Apesar disto, na América do Norte, a maioria das jazidas de carvão são datadas do Pensilvânico, enquanto as formações do Mississípico são formadas principalmente de rochas calcárias.

Etimologia e história

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O desenvolvimento de uma escala de tempo cronoestratigráfica para o Carbonífero começou no final do século XVIII. O termo "Carbonífero" foi usado pela primeira vez como um adjetivo pelo geólogo irlandês Richard Kirwan em 1799 e, mais tarde, utilizado em um título intitulado "Coal-measures or Carboniferous Strata" (Medidas de Carvão ou Estratos Carboníferos) por John Farey Sr. em 1811. Quatro unidades foram originalmente atribuídas ao Carbonífero, em ordem ascendente: o Arenito Vermelho Antigo (Old Red Sandstone), o Calcário Carbonífero, o Millstone Grit e as Coal Measures (Medidas de Carvão). Essas quatro unidades foram colocadas em uma unidade formal do Carbonífero por William Conybeare e William Phillips em 1822 e, em seguida, no Sistema Carbonífero por Phillips em 1835. O Arenito Vermelho Antigo foi posteriormente considerado de idade Devoniana.[10]

A semelhança nas sucessões entre as Ilhas Britânicas e a Europa Ocidental levou ao desenvolvimento de uma escala de tempo europeia comum, com o Sistema Carbonífero dividido no Dinantiano inferior, dominado pela deposição de carbonato, e o Silesiano superior, com deposição principalmente siliciclástica.[11] O Dinantiano foi dividido nos estágios Tournaisiano e Viseano. O Silesiano foi dividido nos estágios Namuriano, Vestfaliano e Stefaniano. O Tournaisiano tem a mesma duração que o estágio da Comissão Internacional de Estratigrafia (ICS), mas o Viseano é mais longo, estendendo-se até o Serpukhoviano inferior.[10]

Geólogos norte-americanos reconheceram uma estratigrafia semelhante, mas dividiram-na em dois sistemas em vez de um. Estes são a sequência inferior rica em carbonatos do Sistema Mississipiano e a sequência superior rica em siliciclásticos e carvão do Pensilvaniano. O Serviço Geológico dos Estados Unidos reconheceu oficialmente esses dois sistemas em 1953.[12] Na Rússia, na década de 1840, geólogos britânicos e russos dividiram o Carbonífero nas séries Inferior, Média e Superior com base em sequências russas. Na década de 1890, estas tornaram-se os estágios Dinantiano, Moscoviano e Uraliano. O Serpukhoviano foi proposto como parte do Carbonífero Inferior, e o Carbonífero Superior foi dividido em Moscoviano e Gzheliano. O Bashkiriano foi adicionado em 1934.[10]

Em 1975, a ICS ratificou formalmente o Sistema Carbonífero, com os subsistemas Mississipiano e Pensilvaniano da escala de tempo norte-americana, os estágios Tournaisiano e Viseano da europeia ocidental, e o Serpukhoviano, Bashkiriano, Moscoviano, Kasimoviano e Gzheliano da russa.[10] Com a ratificação formal do Sistema Carbonífero, os termos Dinantiano, Silesiano, Namuriano, Vestfaliano e Stefaniano tornaram-se redundantes, embora os três últimos ainda sejam de uso comum na Europa Ocidental.[11]

Geologia

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Estratigrafia

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Os estágios podem ser definidos globalmente ou regionalmente. Para a correlação estratigráfica global, a ICS ratifica os estágios globais com base em uma Seção e Ponto de Estratótipo de Fronteira Global (GSSP) de uma única formação (um estratótipo) que identifica o limite inferior do estágio. Devido à complexidade da geologia, apenas os limites do Sistema Carbonífero e três das bases dos estágios são definidos por seções e pontos de estratótipo globais.[13][10] As subdivisões da ICS, da mais recente para a mais antiga, são as seguintes:[14]

Série/Época Estágio/Idade Limite inferior (Ma)
Permiano Asseliano 298,9 ±0,15
Pensilvaniano Superior Gzheliano 303,7 ±0,1
Kasimoviano 307,0 ±0,1
Médio Moscoviano 315,2 ±0,2
Inferior Bashkiriano 323,2 ±0,4
Mississippiano Superior Serpukhoviano 330,9 ±0,2
Médio Viseano 346,7 ±0,4
Inferior Tournaisiano 358,9 ±0,4

Mississippiano

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O Mississippiano foi proposto por Alexander Winchell em 1870, recebendo o nome da extensa exposição de calcário do Carbonífero inferior no alto vale do Rio Mississippi.[12] Durante o Mississippiano, houve uma conexão marinha entre o Paleotétis e o Panthalassa através do Oceano Reico, resultando na distribuição quase mundial de faunas marinhas e permitindo correlações amplas usando a bioestratigrafia marinha.[13][10] No entanto, existem poucas rochas vulcânicas do Mississippiano, o que torna difícil obter datas radiométricas.[13]

O estágio Tournaisiano recebeu o nome da cidade belga de Tournai. Foi introduzido na literatura científica pelo geólogo belga André Dumont em 1832. O GSSP para a base do Sistema Carbonífero, Subsistema Mississippiano e Estágio Tournaisiano está localizado na seção La Serre em Montagne Noire, no sul da França. É definido pelo primeiro aparecimento do conodonte Siphonodella sulcata dentro da linhagem evolutiva de Siphonodella praesulcata para Siphonodella sulcata. Isso foi ratificado pela ICS em 1990. No entanto, em 2006, estudos posteriores revelaram a presença de Siphonodella sulcata abaixo do limite, e a presença de Siphonodella praesulcata e Siphonodella sulcata juntas acima de uma desconformidade local. Isso significa que a evolução de uma espécie para a outra, que define o limite, não é observada no local de La Serre, tornando a correlação precisa difícil.[10][15]

BERJAYA
Gráfico das subdivisões regionais do Período Carbonífero

O estágio Viseano foi introduzido por André Dumont em 1832 e recebeu o nome da cidade de Visé, na Província de Liège, Bélgica. Em 1967, a base do Viseano foi oficialmente definida como o primeiro calcário preto na fácies Leffe, na Seção Bastion, na Bacia de Dinant. Atualmente, considera-se que essas mudanças foram impulsionadas ecologicamente, em vez de causadas por mudanças evolutivas, e por isso esse local não foi usado para o GSSP. Em vez disso, o GSSP para a base do Viseano está localizado no Leito 83 da sequência de calcários cinza-escuros e folhelhos na seção Pengchong, em Guangxi, no sul da China. É definido pelo primeiro aparecimento do fusulinídeo Eoparastaffella simplex na linhagem evolutiva Eoparastaffella ovalis – Eoparastaffella simplex e foi ratificado em 2009.[10]

O estágio Serpukhoviano foi proposto em 1890 pelo estratígrafo russo Sergei Nikitin. Recebeu o nome da cidade de Serpukhov, perto de Moscou, e atualmente carece de um GSSP definido. O limite Viseano-Serpukhoviano coincide com um grande período de glaciação. A queda resultante no nível do mar e as mudanças climáticas levaram à perda de conexões entre bacias marinhas e ao endemismo da fauna marinha em toda a margem russa. Isso significa que as mudanças na biota são ambientais, e não evolutivas, dificultando uma correlação mais ampla.[10] Estão em andamento trabalhos nos Montes Urais e em Nashui, na província de Guizhou, no sudoeste da China, para encontrar um local adequado para o GSSP, com a definição proposta para a base do Serpukhoviano como o primeiro aparecimento do conodonte Lochriea ziegleri.[15]

Pensilvaniano

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O Pensilvaniano foi proposto por J. J. Stevenson em 1888, recebendo o nome dos estratos ricos em carvão amplamente encontrados no estado da Pensilvânia.[12] O fechamento do Oceano Reico e a formação da Pangeia durante o Pensilvaniano, juntamente com a glaciação generalizada em Gondwana, levaram a grandes mudanças no clima e no nível do mar, o que restringiu a fauna marinha a áreas geográficas específicas, reduzindo assim as correlações bioestratigráficas globais.[13][10] Eventos vulcânicos extensos associados à montagem da Pangeia permitem mais datações radiométricas em relação ao Mississippiano.[13]

O estágio Bashkiriano foi proposto pela estratígrafa russa Sofia Semikhatova em 1934. Foi nomeado após Bashkiria, o então nome russo da república do Bashkortostan, nos Montes Urais meridionais da Rússia. O GSSP para a base do Subsistema Pensilvaniano e do Estágio Bashkiriano está localizado em Arrow Canyon, em Nevada, EUA, e foi ratificado em 1996. É definido pelo primeiro aparecimento do conodonte Declinognathodus noduliferus. Arrow Canyon situava-se em uma via marítima tropical rasa que se estendia do sul da Califórnia ao Alasca. O limite está dentro de uma sequência de ciclotemas de calcários transgressivos e arenitos finos, e argilitos regressivos e calcários brechados.[10]

O estágio Moscoviano deve seu nome aos calcários marinhos rasos e argilas coloridas encontradas ao redor de Moscou, na Rússia. Foi introduzido pela primeira vez por Sergei Nikitin em 1890. O Moscoviano atualmente carece de um GSSP definido. O fusulinídeo Aljutovella aljutovica pode ser usado para definir a base do Moscoviano nas margens norte e leste da Pangeia; no entanto, ele é restrito em termos de área geográfica, o que impede seu uso para correlações globais.[10] O primeiro aparecimento dos conodontes Declinognathodus donetzianus ou Idiognathoides postsulcatus foi proposto como marcador do limite, e locais potenciais nos Urais e em Nashui, Guizhou, no sudoeste da China, estão sendo considerados.[15]

O Kasimoviano é o primeiro estágio do Pensilvaniano Superior. Recebeu o nome da cidade russa de Kasimov e foi originalmente incluído na definição de Moscoviano de Nikitin em 1890. Foi reconhecido pela primeira vez como uma unidade distinta por A.P. Ivanov em 1926, que o chamou de Horizonte "Tiguliferina" em homenagem a um tipo de braquiópode. O limite do Kasimoviano cobre um período de nível do mar globalmente baixo, o que resultou em disconformidades em muitas sequências desta idade. Isso criou dificuldades para encontrar fauna marinha adequada que pudesse ser usada para correlacionar limites em todo o mundo.[10] O Kasimoviano atualmente carece de um GSSP definido; locais potenciais nos Urais meridionais, no sudoeste dos EUA e em Nashui, Guizhou, no sudoeste da China, estão sendo considerados.[15]

O Gzheliano recebeu o nome da aldeia russa de Gzhel (selo), Oblast de Moscou, perto de Ramenskoye, não longe de Moscou. O nome e a localidade-tipo foram definidos por Sergei Nikitin em 1890. O Gzheliano atualmente carece de um GSSP definido. O primeiro aparecimento dos fusulinídeos Rauserites rossicus e Rauserites stuckenbergi pode ser usado nas regiões do Mar Boreal e do Paleotétis, mas não nas margens da Pangeia oriental ou do Panthalassa.[10] Locais potenciais nos Urais e em Nashui, Guizhou, no sudoeste da China, para o GSSP estão sendo considerados.[15]

O GSSP para a base do Permiano está localizado no vale do rio Aidaralash, perto de Aqtöbe, Cazaquistão, e foi ratificado em 1996. O início do estágio é definido pelo primeiro aparecimento do conodonte Streptognathodus postfusus.[16]

Ciclotemas

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Um ciclotema é uma sucessão de rochas sedimentares não marinhas e marinhas, depositadas durante um único ciclo sedimentar, com uma superfície erosiva em sua base. Embora ciclotemas individuais tenham frequentemente apenas alguns metros a algumas dezenas de metros de espessura, as sequências de ciclotemas podem ter centenas a milhares de metros de espessura e conter de dezenas a centenas de ciclotemas individuais.[17] Os ciclotemas foram depositados ao longo de plataformas continentais, onde o gradiente muito suave das plataformas significava que mesmo pequenas mudanças no nível do mar levavam a grandes avanços ou recuos do oceano.[12] As litologias dos ciclotemas variam de sequências dominadas por argilitos e carbonatos a sequências dominadas por sedimentos siliciclásticos grosseiros, dependendo da paleotopografia, do clima e do suprimento de sedimentos para a plataforma.[18]

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Seção de falésia através da Formação Red Wharf Limestone do Serpukhoviano, País de Gales. Um calcário marinho na base da falésia é sobreposto por um arenito fluvial de cor alaranjada. A exposição subaérea do calcário durante um período de queda do nível do mar resultou na formação de uma superfície cárstica, que foi então preenchida pelas areias do rio. Um fino argilito siltoso estuarino sobrepõe o arenito que, por sua vez, é sobreposto por um segundo calcário marinho.

O principal período de deposição de ciclotemas ocorreu durante a Idade do Gelo do Paleozoico Tardio, do Mississippiano Superior ao Permiano Inferior, quando o avanço e o recuo das camadas de gelo levaram a mudanças rápidas no nível eustático do mar.[18] O crescimento das camadas de gelo fez com que o nível global do mar caísse, à medida que a água ficava retida nas geleiras. A queda do nível do mar expôs grandes extensões das plataformas continentais, através das quais sistemas fluviais erodiram canais e vales, e a vegetação decompôs a superfície para formar solos. Os sedimentos não marinhos depositados nesta superfície erosiva formam a base do ciclotema.[18] À medida que o nível do mar começava a subir, os rios fluíam através de paisagens cada vez mais encharcadas de pântanos e lagos. Turfeiras desenvolveram-se nestas condições úmidas e pobres em oxigênio, levando à formação de carvão.[11] Com a subida contínua do nível do mar, as linhas de costa migraram para o interior e deltas, lagoas e estuários desenvolveram-se; os seus sedimentos depositaram-se sobre as turfeiras. À medida que as condições totalmente marinhas se estabeleciam, os calcários sucediam a estes depósitos marinhos marginais. Os calcários foram, por sua vez, sobrepostos por folhelhos pretos de águas profundas quando o nível máximo do mar foi atingido.[12]

Idealmente, esta sequência seria invertida à medida que o nível do mar começasse a cair novamente; no entanto, as descidas do nível do mar tendem a ser prolongadas, enquanto as subidas são rápidas (as camadas de gelo crescem lentamente, mas derretem depressa). Portanto, a maioria de uma sequência de ciclotema ocorreu durante a descida do nível do mar, quando as taxas de erosão eram elevadas, o que significa que eram frequentemente períodos de não deposição. A erosão durante as quedas do nível do mar também poderia resultar na remoção total ou parcial de sequências de ciclotemas anteriores. Os ciclotemas individuais têm geralmente menos de 10 m de espessura porque a velocidade com que o nível do mar subiu deu apenas um tempo limitado para a acumulação de sedimentos.[18]

Durante o Pensilvaniano, os ciclotemas foram depositados em mares epicontinentais rasos nas regiões tropicais da Laurússia (atuais oeste e centro dos EUA, Europa, Rússia e Ásia Central) e nos crátons do Norte e do Sul da China.[12] As rápidas flutuações do nível do mar que representam correlacionam-se com os ciclos glaciais da Idade do Gelo do Paleozoico Tardio. O avanço e recuo das camadas de gelo em Gondwana seguiu um ciclo de Milankovitch de 100 mil anos e, portanto, cada ciclotema representa um ciclo de queda e subida do nível do mar ao longo de um período de 100 mil anos.[18]

Formação de carvão

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Formação Hyden sobre a Formação Pikeville no Pensilvaniano de Kentucky, EUA. A exposição apresenta rochas sedimentares ciclotêmicas do Grupo Breathitt da idade Pensilvaniana. A parte superior do corte da estrada é a Formação Hyden, consistindo de siliciclásticos mistos e carvão. A parte inferior é a Formação Pikeville, também com siliciclásticos mistos e carvão

O carvão forma-se quando a matéria orgânica se acumula em pântanos anóxicos e encharcados, conhecidos como turfeiras, e é então enterrada, comprimindo a turfa em carvão. A maioria dos depósitos de carvão da Terra foi formada durante o final do Carbonífero e início do Permiano. As plantas das quais se formaram contribuíram para mudanças na atmosfera da Terra no Carbonífero.[19]

Durante o Pensilvaniano, vastas quantidades de detritos orgânicos acumularam-se nas turfeiras que se formaram nas zonas úmidas equatoriais baixas e húmidas das bacias de antepaís das Montanhas Centrais da Pangeia na Laurússia, e ao redor das margens dos crátons do Norte e Sul da China.[19] Durante os períodos glaciais, o baixo nível do mar expunha grandes áreas das plataformas continentais. Grandes canais fluviais, com vários quilômetros de largura, estendiam-se por estas plataformas alimentando uma rede de canais menores, lagos e turfeiras.[11] Estas zonas úmidas foram então enterradas por sedimentos à medida que o nível do mar subia durante os períodos interglaciais. A contínua subsidência crustal das bacias de antepaís e das margens continentais permitiu que esta acumulação e soterramento de depósitos de turfa continuassem ao longo de milhões de anos, resultando na formação de espessas e extensas formações de carvão.[19] Durante os interglaciais quentes, pântanos de carvão menores, com plantas adaptadas a condições temperadas, formaram-se no cráton siberiano e na região da Austrália Ocidental de Gondwana.[12]

Há um debate em curso sobre o motivo pelo qual este pico na formação dos depósitos de carvão da Terra ocorreu durante o Carbonífero. A primeira teoria, conhecida como a hipótese da evolução fúngica tardia, é que um atraso entre o desenvolvimento de árvores com a fibra de madeira lignina e a subsequente evolução de fungos capazes de degradar a lignina permitiu um período de tempo onde vastas quantidades de material orgânico à base de lignina se acumularam. A análise genética de fungos basidiomicetos, que possuem enzimas capazes de decompor a lignina, apoia esta teoria, sugerindo que estes fungos evoluíram no Permiano.[20][21] No entanto, depósitos significativos de carvão do Mesozoico e Cenozoico formaram-se após os fungos digestores de lignina já estarem bem estabelecidos, e a degradação fúngica da lignina pode já ter evoluído no final do Devoniano, mesmo que as enzimas específicas usadas pelos basidiomicetos ainda não existissem.[19] A segunda teoria é que o cenário geográfico e o clima do Carbonífero foram únicos na história da Terra: a ocorrência simultânea da posição dos continentes na zona equatorial húmida, a elevada produtividade biológica e as bacias sedimentares baixas, encharcadas e com subsidência lenta foram suficientes para explicar o pico na formação de carvão.[19]

Paleogeografia

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Durante o Carbonífero, houve um aumento na taxa de movimentos das placas tectônicas à medida que o supercontinente Pangeia se montava. Os próprios continentes formavam um círculo quase fechado ao redor do Oceano Paleotétis, com o massivo Oceano Pantalássico além dele. Gondwana cobria a região do Polo Sul. A seu noroeste estava a Laurússia. Esses dois continentes colidiram lentamente para formar o núcleo da Pangeia. Ao norte da Laurússia situavam-se a Sibéria e a Amúria. A leste da Sibéria, a Cazaquistânia, o Norte da China e o Sul da China formavam a margem norte do Paleotétis, com a Anâmia situada ao sul.[22]

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Posições aproximadas dos continentes no início do Carbonífero (c. 348 Ma). AM. Amúria; AN. Anâmia; AT. Terreno Alexander; ATA. Assembleia de terrenos Armoricanos; K. Cazaquistânia; MO. Oceano Mongol-Okhotsk; NC. Norte da China; OuO. Orógeno Ouachita; SC. Sul da China; SP. Patagônia do Sul; T. Tarim; UrO. Orógeno Uraliano; VaO. Orógeno Variscan; YTQ. Terrenos Yukon-Tanana e Quesnellia. Limites de placas: vermelho – subducção; branco – dorsais; amarelo – falhas transformantes.[23][24]
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Posições aproximadas dos continentes no final do Carbonífero (c. 302 Ma). AM. Amúria; AN. Anâmia; AT. Terreno Alexander; K. Cazaquistânia; MO. Oceano Mongol-Okhotsk; NC. Norte da China; PA. Oceano Paleoasiático; SC. Sul da China; SA. Oceano Slide Mountain-Angayucham; T. Tarim; YTQ. Terrenos Yukon-Tanana e Quesnellia. Limites de placas: vermelho – subducção; branco – dorsais; amarelo – falhas transformantes.[23][24]

Orogenia Variscana-Aleganiana-Ouachita

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As Montanhas Centrais da Pangeia foram formadas durante a orogenia Variscana-Aleganiana-Ouachita. Hoje, seus remanescentes estendem-se por mais de 10.000 km, desde o Golfo do México, a oeste, até a Turquia, a leste.[25] A orogenia foi causada por uma série de colisões continentais entre a Laurússia, Gondwana e a assembleia de terrenos armoricanos (grande parte da atual Europa Central e Ocidental, incluindo a Ibéria), à medida que o Oceano Reico se fechava e a Pangeia se formava. Esse processo de construção de montanhas começou no Devoniano Médio e continuou até o início do Permiano.[23]

Os terrenos armoricanos sofreram rifteamento e separaram-se de Gondwana durante o Ordoviciano Superior. Enquanto derivavam para o norte, o Oceano Reico fechava-se à sua frente, e eles começaram a colidir com o sudeste da Laurússia no Devoniano Médio.[23] A orogenia variscana resultante envolveu uma série complexa de colisões oblíquas com metamorfismo associado, atividade ígnea e deformação em grande escala entre esses terrenos e a Laurússia, estendendo-se pelo Carbonífero.[23]

Durante o Carbonífero médio, o setor sul-americano de Gondwana colidiu obliquamente com a margem sul da Laurússia, resultando na orogenia Ouachita.[23] O grande falhamento transcorrente que ocorreu entre a Laurússia e Gondwana estendeu-se para o leste, atingindo as Montanhas Apalaches, onde a deformação inicial na orogenia aleganiana foi predominantemente transcorrente. À medida que o setor da África Ocidental de Gondwana colidiu com a Laurússia durante o Pensilvaniano Superior, a deformação ao longo do orógeno aleganiano tornou-se uma compressão direcionada para o noroeste.[22][25]

Orogenia Uraliana

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A orogenia uraliana é um cinturão de dobras e empurrões de orientação norte-sul que forma a borda ocidental do Orógeno da Ásia Central.[26] A orogenia uraliana começou no Devoniano Superior e continuou, com alguns hiatos, até o Jurássico. Do Devoniano Superior ao início do Carbonífero, o arco de ilhas de Magnitogorsk, que ficava entre a Cazaquistânia e a Laurússia no Oceano Ural, colidiu com a margem passiva do nordeste da Laurússia (cráton de Báltica). A zona de sutura entre o antigo complexo de arco de ilhas e a margem continental formou a Falha Uraliana Principal, uma estrutura importante que percorre mais de 2.000 km ao longo do orógeno. A acreção do arco de ilhas estava completa no Tournaisiano, mas a subducção do Oceano Ural entre a Cazaquistânia e a Laurússia continuou até o Bashkiriano, quando o oceano finalmente fechou e a colisão continental começou.[26] O movimento transcorrente significativo ao longo desta zona indica que a colisão foi oblíqua. A deformação continuou no Permiano e, durante o final do Carbonífero e o Permiano, a região sofreu extensas intrusões de granitos.[23][26]

Laurússia

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O continente da Laurússia foi formado pela colisão entre a Laurentia, Báltica e Avalônia durante o Devoniano. No início do Carbonífero, alguns modelos mostram-no no equador, enquanto outros o situam mais ao sul. Em qualquer caso, o continente derivou para o norte, atingindo baixas latitudes no hemisfério norte no final do período.[22][24] A Montanha Central da Pangeia atraía ar úmido do Oceano Paleotétis, resultando em fortes precipitações e um ambiente tropical úmido. Extensos depósitos de carvão desenvolveram-se dentro das sequências de ciclotemas que dominaram as bacias sedimentares do Pensilvaniano, associadas ao crescente cinturão orogênico.[12][27]

A subducção da placa oceânica Pantalássica ao longo de sua margem ocidental resultou na orogenia de Antler no Devoniano Superior ao Mississippiano Inicial. Mais ao norte, ao longo da margem, o recuo da placa mergulhante (slab roll-back), iniciado no Mississippiano Inicial, levou ao rifteamento do terreno Yukon–Tanana e à abertura do Oceano Slide Mountain. Ao longo da margem norte da Laurússia, o colapso orogênico da orogenia Innuitiana levou ao desenvolvimento da Bacia de Sverdrup.[23]

Gondwana

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Grande parte de Gondwana situava-se na região polar sul durante o Carbonífero. Conforme a placa se movia, o Polo Sul derivava do sul da África, no início do período, para o leste da Antártida no final.[22] Depósitos glaciais (tilitos) são comuns em Gondwana e indicam múltiplos centros de gelo e movimentos de longa distância das geleiras.[17] A margem norte a nordeste de Gondwana (nordeste da África, Arábia, Índia e nordeste da Austrália Ocidental) era uma margem passiva ao longo da borda sul do Paleotétis, com deposição de ciclotemas incluindo pântanos de carvão na Austrália Ocidental durante intervalos mais temperados.[22] Os terrenos mexicanos, ao longo da margem noroeste de Gondwana, foram afetados pela subducção do Oceano Reico.[23] No entanto, eles ficavam a oeste da orogenia Ouachita e não foram impactados pela colisão continental, tornando-se parte da margem ativa do Pacífico.[25] A margem marroquina foi afetada por períodos de deformação transcorrente dextral generalizada, magmatismo e metamorfismo associados à orogenia variscana.[22]

Perto do final do Carbonífero, a extensão e o rifteamento na margem norte de Gondwana levaram à separação do terreno Cimeriano no início do Permiano e à abertura do Oceano Neotétis.[23] Ao longo da margem sudeste e sul de Gondwana (leste da Austrália e Antártida), a subducção de Pantalaça para o norte continuou. Mudanças no movimento relativo das placas resultaram na orogenia Kanimblana no início do Carbonífero. O magmatismo de arco continental continuou no final do Carbonífero e estendeu-se para se conectar com a zona de subducção proto-andina em desenvolvimento ao longo da margem ocidental sul-americana de Gondwana.[22]

Sibéria e Amúria

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Mares rasos cobriam grande parte do cráton siberiano no início do Carbonífero. Estes recuaram à medida que o nível do mar caiu no Pensilvaniano e, conforme o continente derivava para o norte para zonas mais temperadas, extensos depósitos de carvão formaram-se na Bacia de Kuznetsk.[27] As margens noroeste a leste da Sibéria eram margens passivas ao longo do Oceano Mongol-Okhotsk, do outro lado do qual ficava a Amúria. A partir do meio do Carbonífero, zonas de subducção com arcos magmáticos associados desenvolveram-se em ambas as margens desse oceano.[23]

A margem sudoeste da Sibéria foi local de um orógeno acrecionário complexo e duradouro. Os complexos acrecionários de Altai da Sibéria e do Sul da China, do Devoniano ao início do Carbonífero, desenvolveram-se sobre uma zona de subducção com mergulho para leste, enquanto mais ao sul, o arco Zharma-Saur formou-se ao longo da margem nordeste da Cazaquistânia.[28] No final do Carbonífero, todos esses complexos haviam sofrido acreção ao cráton siberiano, como evidenciado pela intrusão de granitos pós-orogênicos em toda a região. Como a Cazaquistânia já havia se unido à Laurússia, a Sibéria era efetivamente parte da Pangeia por volta de 310 Ma, embora grandes movimentos transcorrentes continuassem entre ela e a Laurússia no Permiano.[23]

Ásia Central e Oriental

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O microcontinente da Cazaquistânia é composto por uma série de complexos acrecionários do Devoniano e anteriores. Foi fortemente deformado durante o Carbonífero, pois sua margem ocidental colidiu com a Laurússia durante a orogenia uraliana e sua margem nordeste colidiu com a Sibéria. O movimento transcorrente contínuo entre a Laurússia e a Sibéria levou o microcontinente, anteriormente alongado, a dobrar-se em um oroclinal.[23]

Durante o Carbonífero, o cráton de Tarim situava-se ao longo da borda noroeste do Norte da China. A subducção ao longo da margem cazaquistanesa do Oceano Turquestão resultou na colisão entre o norte de Tarim e a Cazaquistânia em meados do Carbonífero, conforme o oceano fechava. O cinturão de dobras e empurrões de Tian Shan do Sul, que se estende por mais de 2.000 km desde o Uzbequistão até o noroeste da China, é o remanescente desse complexo acrecionário e forma a sutura entre a Cazaquistânia e Tarim.[23][29] Um arco magmático continental sobre uma zona de subducção com mergulho para o sul situava-se ao longo da margem norte do Norte da China, consumindo o Oceano Paleoasiático.[22] A subducção para o norte do Paleotétis sob as margens sul do Norte da China e Tarim continuou durante o Carbonífero, com o bloco de Qinling do Sul sofrendo acreção ao Norte da China durante o Carbonífero médio a tardio.[23] Não há sedimentos preservados do início do Carbonífero no Norte da China. No entanto, depósitos de bauxita imediatamente acima da desconformidade regional do Carbonífero médio indicam condições tropicais quentes e são sobrepostos por ciclotemas que incluem carvões extensos.[22]

O Sul da China e a Anâmia (Sudeste Asiático) separaram-se de Gondwana durante o Devoniano.[23] Durante o Carbonífero, estavam separados um do outro e do Norte da China pelo Oceano Paleoasiático, com o Paleotétis a sudoeste e o Pantalaça a nordeste. Sedimentos de ciclotemas com carvão e evaporitos foram depositados nas margens passivas que cercavam ambos os continentes.[22]

Clima

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O clima do Carbonífero foi dominado pela Idade do Gelo do Paleozoico Tardio (LPIA, do inglês Late Paleozoic Ice Age), o período de icehouse (casa de gelo) mais extenso e duradouro do Fanerozoico, que durou do final do Devoniano ao Permiano (365 Ma–253 Ma). As temperaturas começaram a cair durante o final do Devoniano, com uma glaciação de curta duração no final do Famenniano até a fronteira Devoniano-Carbonífero, antes do Intervalo Quente do Tournaisiano Inicial. Seguindo-se a isso, uma redução nos níveis de CO2 atmosférico, causada pelo aumento do soterramento de matéria orgânica e pela anoxia oceânica generalizada, levou ao resfriamento climático e à glaciação em toda a região polar sul. Durante o Intervalo Quente do Viseano, as geleiras quase desapareceram, recuando para os proto-Andes na Bolívia e oeste da Argentina, e para as cadeias montanhosas Pan-Africanas no sudeste do Brasil e sudoeste da África.

A fase principal da LPIA (c. 335–290 Ma) começou no final do Viseano, à medida que o clima esfriava e os níveis de CO2 atmosférico caíam. O seu início foi acompanhado por uma queda global no nível do mar e por desconformidades generalizadas de vários milhões de anos. Esta fase principal consistiu numa série de períodos glaciais discretos de vários milhões de anos de duração, durante os quais o gelo se expandiu a partir de até 30 centros de gelo que se estendiam pelas latitudes médias a altas de Gondwana, no leste da Austrália, noroeste da Argentina, sul do Brasil e África central e austral.

Registros de isótopos indicam que esta queda nos níveis de CO2 foi desencadeada por fatores tectônicos, com o aumento do intemperismo das crescentes Montanhas Centrais da Pangeia e a influência das montanhas na precipitação e no fluxo de água superficial. O fechamento da passagem oceânica entre os oceanos Reico e Tétis no início do Bashkiriano também contribuiu para o resfriamento climático, alterando os padrões de circulação oceânica e de fluxo de calor.

Períodos mais quentes com volume de gelo reduzido dentro do Bashkiriano, do final do Moscoviano e do final do Kasimoviano ao Gzheliano médio são inferidos a partir do desaparecimento de sedimentos glaciais, do aparecimento de depósitos de deglaciação e de subidas nos níveis do mar.

No Kasimoviano inicial, houve um período intenso de glaciação de curta duração (<1 milhão de anos), com as concentrações de CO2 atmosférico caindo para níveis tão baixos quanto 180 ppm. Isso terminou subitamente quando um aumento rápido nas concentrações de CO2 para c. 600 ppm resultou em um clima mais quente. Este aumento rápido de CO2 pode ter sido devido a um pico no vulcanismo piroclástico e/ou a uma redução no soterramento de matéria orgânica terrestre.

A LPIA atingiu o seu pico ao longo da fronteira Carbonífero-Permiano. Depósitos glaciais generalizados são encontrados na América do Sul, África ocidental e central, Antártida, Austrália, Tasmânia, Península Arábica, Índia e nos blocos Cimerianos, indicando mantos de gelo transcontinentais em todo o sul de Gondwana que atingiam o nível do mar. Em resposta ao soerguimento e à erosão das rochas de embasamento mais máficas das Montanhas Centrais da Pangeia nesta época, os níveis de CO2 caíram para 175 ppm e permaneceram abaixo de 400 ppm por 10 Ma.

Temperaturas

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As temperaturas ao longo do Carbonífero refletem as fases da LPIA. Nos extremos, durante o Máximo Glacial Permo-Carbonífero (299–293 Ma), a temperatura média global (TMG) era de c. 13 °C (55 °F), a temperatura média nos trópicos c. 24 °C (75 °F) e nas regiões polares c. -23 °C (-10 °F); enquanto durante o Intervalo Quente do Tournaisiano Inicial (358–353 Ma), a TMG era de c. 22 °C (72 °F), nos trópicos c. 30 °C (86 °F) e nas regiões polares c. 1,5 °C (35 °F). No geral, para a Idade do Gelo, a TMG era de c. 17 °C (62 °F), com temperaturas tropicais de c. 26 °C e temperaturas polares de c. -9,0 °C (16 °F).

Níveis de oxigênio atmosférico

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Existe uma variedade de métodos para reconstruir os níveis de oxigênio atmosférico do passado, incluindo o registro de carvão vegetal, inclusões gasosas em halita, taxas de soterramento de carbono orgânico e pirita, isótopos de carbono de material orgânico, balanço de massa de isótopos e modelagem direta. Dependendo da preservação do material de origem, algumas técnicas representam momentos no tempo (ex: inclusões gasosas em halita), enquanto outras possuem uma faixa de tempo mais ampla (ex: o registro de carvão vegetal e pirita). Os resultados destes diferentes métodos para o Carbonífero variam. Por exemplo: a ocorrência crescente de carvão vegetal produzido por incêndios florestais desde o final do Devoniano até o Carbonífero indica níveis crescentes de oxigênio, com cálculos mostrando níveis de oxigênio acima de 21% durante a maior parte do Carbonífero; inclusões gasosas em halita de sedimentos datados de 337–335 Ma fornecem estimativas para o Viseano de c. 15,3%, embora com grandes incertezas; e registros de pirita sugerem níveis de c. 15% no início do Carbonífero, para mais de 25% durante o Pensilvaniano, antes de caírem para baixo de 20% no final. No entanto, embora os números exatos variem, todos os modelos mostram um aumento global nos níveis de oxigênio atmosférico, partindo de um mínimo entre 15 e 20% no início do Carbonífero até máximos de 25–30% durante o Período. Este não foi um aumento constante, mas incluiu picos e vales que refletem as condições climáticas dinâmicas da época. Como as concentrações de oxigênio atmosférico influenciaram o grande tamanho corporal dos artrópodes e de outra fauna e flora durante o Carbonífero é também um tema de debate contínuo.

Efeitos do clima na sedimentação

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A mudança climática refletiu-se em mudanças nos padrões de sedimentação em escala regional. Nas águas relativamente quentes do Mississippiano Inicial a Médio, a produção de carbonatos ocorreu em profundidade através das encostas continentais de mergulho suave da Laurússia e do Norte e Sul da China (arquitetura de rampa carbonatada) e evaporitos formaram-se nas regiões costeiras da Laurússia, Cazaquistânia e norte de Gondwana.

A partir do final do Viseano, o resfriamento climático restringiu a produção de carbonatos a profundidades inferiores a c. 10 m, formando plataformas carbonatadas com topos planos e lados íngremes. No Moscoviano, o avanço e recuo das camadas de gelo levou à deposição de ciclotemas com sequências mistas de carbonato-siliciclástico depositadas em plataformas e prateleiras continentais.

O derretimento sazonal das geleiras resultou em águas próximas do congelamento em torno das margens de Gondwana. Isto é evidenciado pela ocorrência de glendonita (um pseudomorfo de ikaite; uma forma de calcita depositada em águas glaciais) em sedimentos marinhos rasos de grão fino.

A trituração glacial e a erosão de rochas siliciclásticas em Gondwana e nas Montanhas Centrais da Pangeia produziram vastas quantidades de sedimentos de tamanho silte. Redistribuídos pelo vento, estes formaram depósitos generalizados de loess em toda a Pangeia equatorial.

Efeitos do clima na biodiversidade

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A fase principal da LPIA foi considerada uma crise para a biodiversidade marinha, com a perda de muitos gêneros, seguida de baixa biodiversidade. No entanto, estudos recentes da vida marinha sugerem que as rápidas mudanças climáticas e ambientais que acompanharam o início da fase glacial principal resultaram numa radiação adaptativa com um rápido aumento no número de espécies.

As condições climáticas oscilantes também levaram a repetidas reestruturações das florestas tropicais da Laurússia entre zonas úmidas e ecossistemas sazonalmente secos, e ao aparecimento e diversificação de espécies de tetrápodes. Houve uma grande reestruturação das florestas úmidas durante o intervalo glacial do Kasimoviano, com a perda de licopsídeos arborescentes (semelhantes a árvores) e outros grupos de zonas úmidas, e um declínio geral na biodiversidade. Estes eventos são atribuídos à queda nos níveis de CO2 para abaixo de 400 ppm. Embora referido como o colapso das florestas tropicais do Carbonífero, este foi uma substituição complexa de um tipo de floresta tropical por outro, não um desaparecimento completo da vegetação florestal.

Ao longo do intervalo da fronteira Carbonífero-Permiano, uma queda rápida nos níveis de CO2 e condições cada vez mais áridas em baixas latitudes levaram a uma mudança permanente para uma vegetação de bosque sazonalmente seca. Os tetrápodes adquiriram novas adaptações terrestres e houve uma radiação de amniotas adaptados a terras secas.

Geoquímica

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À medida que os continentes se reuniam para formar a Pangeia, o crescimento das Montanhas Centrais da Pangeia levou ao aumento do intemperismo e da sedimentação de carbonato no fundo do oceano, enquanto a distribuição dos continentes através dos paleotrópicos significou que vastas áreas de terra estavam disponíveis para a propagação de florestas tropicais úmidas. Juntos, esses dois fatores aumentaram significativamente a remoção (drawdown) de CO2 da atmosfera, baixando as temperaturas globais, aumentando o pH do oceano e desencadeando a Idade do Gelo do Paleozoico Tardio. O crescimento do supercontinente também alterou as taxas de expansão do fundo oceânico e levou a uma diminuição no comprimento e no volume dos sistemas de dorsais meso-oceânicas.

Razões de isótopos de magnésio/cálcio na água do mar

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Durante o início do Carbonífero, a razão Mg2+/Ca2+ na água do mar começou a subir e, no Mississippiano Médio, os mares de aragonita substituíram os mares de calcita. A concentração de cálcio na água do mar é controlada em grande parte pelo pH do oceano e, à medida que este aumentou, a concentração de cálcio foi reduzida. Ao mesmo tempo, o aumento do intemperismo elevou a quantidade de magnésio que entrava no ambiente marinho. Como o magnésio é removido da água do mar e o cálcio é adicionado ao longo das dorsais meso-oceânicas, onde a água do mar reage com a litosfera recém-formada, a redução no comprimento dos sistemas de dorsais aumentou ainda mais a razão Mg2+/Ca2+. A razão Mg2+/Ca2+ dos mares também afeta a capacidade dos organismos de realizar a biomineralização. Os mares de aragonita do Carbonífero favoreceram aqueles que secretavam aragonita, e os construtores de recifes dominantes da época eram esponjas e corais aragoníticos.

Composição isotópica de estrôncio na água do mar

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A composição isotópica de estrôncio (87Sr/86Sr) da água do mar representa uma mistura de estrôncio derivado do intemperismo continental, que é rico em 87Sr, e de fontes do manto (por exemplo, dorsais meso-oceânicas), que são relativamente empobrecidas em 87Sr. Razões 87Sr/86Sr acima de 0,7075 indicam que o intemperismo continental é a principal fonte de 87Sr, enquanto razões abaixo indicam que as fontes derivadas do manto são o principal contribuidor.

Os valores de 87Sr/86Sr variaram ao longo do Carbonífero, embora tenham permanecido acima de 0,775, indicando que o intemperismo continental dominou como fonte de 87Sr durante todo o período. O 87Sr/86Sr durante o Tournaisiano era de c. 0,70840; diminuiu através do Viseano para 0,70771 antes de aumentar durante o Serpukhoviano até o Gzheliano basal, onde estabilizou em 0,70827, antes de diminuir novamente para 0,70814 na fronteira Carbonífero-Permiano. Estas variações refletem a influência mutável do intemperismo e do suprimento de sedimentos para os oceanos vindos das crescentes Montanhas Centrais da Pangeia. No Serpukhoviano, rochas do embasamento, como o granito, foram soerguidas e expostas ao intemperismo. O declínio em direção ao final do Carbonífero é interpretado como uma diminuição no intemperismo continental devido a condições mais áridas.

Razões de isótopos de oxigênio e carbono na água do mar

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Ao contrário das razões isotópicas Mg2+/Ca2+ e 87Sr/86Sr, que são consistentes em todos os oceanos do mundo em um dado momento, os valores de δ18O e δ13C preservados no registro fóssil podem ser afetados por fatores regionais. Os registros de δ18O e δ13C do Carbonífero mostram diferenças regionais entre o cenário de águas abertas do Sul da China e os mares epicontinentais da Laurússia. Estas diferenças devem-se a variações na salinidade da água do mar e na evaporação entre mares epicontinentais em relação às águas mais abertas. No entanto, tendências de grande escala ainda podem ser determinadas. O δ13C subiu rapidamente de c. 0 a 1‰ (partes por mil) para c. 5 a 7‰ no Mississippiano Inicial e permaneceu alto durante a Idade do Gelo do Paleozoico Tardio (c. 3–6‰) até o início do Permiano. Da mesma forma, a partir do Mississippiano Inicial, houve um aumento de longo prazo nos valores de δ18O à medida que o clima esfriava.

Ambos os registros de δ13C e δ18O mostram mudanças isotópicas globais significativas (conhecidas como excursões) durante o Carbonífero. As excursões positivas de δ13C e δ18O do Tournaisiano médio duraram entre 6 e 10 milhões de anos e foram também acompanhadas por uma excursão positiva de c. 6‰ nos valores de δ15N da matéria orgânica, uma excursão negativa no δ238U do carbonato e uma excursão positiva no δ34S do sulfato associado ao carbonato. Estas mudanças na geoquímica da água do mar são interpretadas como uma diminuição no CO2 atmosférico devido ao aumento do soterramento de matéria orgânica e à anoxia oceânica generalizada, desencadeando o resfriamento climático e o início da glaciação.

A excursão positiva de δ18O na fronteira Mississippiano-Pensilvaniano ocorreu ao mesmo tempo que as quedas globais do nível do mar e os depósitos glaciais generalizados no sul de Gondwana, indicando resfriamento climático e acúmulo de gelo. O aumento em 87Sr/86Sr pouco antes da excursão de δ18O sugere que o resfriamento climático, neste caso, foi causado pelo aumento do intemperismo continental das crescentes Montanhas Centrais da Pangeia e pela influência da orogenia na precipitação e no fluxo de água superficial, em vez do aumento do soterramento de matéria orgânica. Os valores de δ13C mostram mais variação regional, e não está claro se há uma excursão positiva de δ13C ou um reajuste de valores inferiores anteriores.

Durante o Kasimoviano inicial, houve um período glacial curto (< 1 Ma) e intenso, que chegou a um fim repentino à medida que as concentrações de CO2 atmosférico subiram rapidamente. Houve um aumento constante nas condições áridas em regiões tropicais e uma grande redução na extensão das florestas tropicais, conforme mostrado pela perda generalizada de depósitos de carvão a partir desta época. A redução resultante na produtividade e no soterramento de matéria orgânica levou ao aumento dos níveis de CO2 atmosférico, que foram registrados por uma excursão negativa de δ13C e uma diminuição acompanhante, porém menor, nos valores de δ18O.

Vida

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Plantas

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Gravura retratando algumas das plantas mais significativas do Carbonífero

As plantas terrestres do Carbonífero Inferior, algumas das quais foram preservadas em bolas de carvão, eram muito semelhantes às do final do Devoniano precedente, mas novos grupos também apareceram nesta época. As principais plantas do início do Carbonífero eram as Equisetales (cavalinhas), Sphenophyllales (plantas trepadeiras), Lycopodiales (licopódios), Lepidodendrales (árvores de escamas), Filicales (samambaias), Medullosales (informalmente incluídas nas "samambaias com sementes", um agrupamento de vários grupos de gimnospermas primitivas) e as Cordaitales. Estas continuaram a dominar ao longo do período, mas durante o final do Carbonífero, vários outros grupos surgiram, como as Cycadophyta (cicadáceas), as Callistophytales (outro grupo de "samambaias com sementes") e as Voltziales.

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Licopsídeo antigo in situ, provavelmente Sigillaria, com raízes estigmarianas anexadas, Formação Joggins, Canadá.
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Base de um licopsídeo mostrando a conexão com raízes estigmarianas bifurcadas

As licófitas do Carbonífero da ordem Lepidodendrales, que são primas (mas não ancestrais) do minúsculo licopódio de hoje, eram árvores enormes com troncos de 30 metros de altura e até 1,5 metros de diâmetro. Estas incluíam o Lepidodendron (com o seu cone chamado Lepidostrobus), Anabathra, Lepidophloios e Sigillaria.[30] As raízes de várias destas formas são conhecidas como Stigmaria. Ao contrário das árvores atuais, o seu crescimento secundário ocorria no córtex, que também fornecia estabilidade, em vez de ocorrer no xilema.[31] As Cladoxylopsida eram árvores de grande porte, ancestrais das samambaias, que surgiram pela primeira vez no Carbonífero.[32]

As frondes de algumas samambaias do Carbonífero são quase idênticas às de espécies vivas. Provavelmente muitas espécies eram epífitas. Samambaias fósseis e "samambaias com sementes" incluem Pecopteris, Cyclopteris, Neuropteris, Alethopteris e Sphenopteris; Megaphyton e Caulopteris eram samambaias arbóreas.[30]

As Equisetales incluíam a forma gigante comum Calamites, com um diâmetro de tronco de 30 a 60 cm (24 in) e uma altura de até 20 m (66 ft). Sphenophyllum era uma planta trepadeira delgada com verticilos de folhas, que provavelmente estava relacionada tanto com as calamites quanto com os licopódios.[30]

Cordaites, uma planta alta (de 6 a mais de 30 metros) com folhas em forma de fita, era aparentada com as cicadáceas e coníferas; os órgãos reprodutivos semelhantes a armentos, que produziam óvulos/sementes, são chamados de Cardiocarpus. Pensava-se que estas plantas viviam em pântanos. As verdadeiras árvores coníferas (Walchia, da ordem Voltziales) aparecem mais tarde no Carbonífero[30] e preferiam terrenos mais altos e secos.

Invertebrados marinhos

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Nos oceanos, os grupos de invertebrados marinhos são os Foraminifera, corais, Bryozoa, Ostracoda, braquiópodes, amonoides, hedereloides, microconquídeos e equinodermos (especialmente crinoides). A diversidade de braquiópodes e foraminíferos fusulinídeos aumentou drasticamente a partir do Viseano, continuando até o final do Carbonífero, embora a diversidade de cefalópodes e conodontes nectônicos tenha declinado. Esta radiação evolutiva ficou conhecida como o Evento de Biodiversificação Marinha do Carbonífero-Eopermiano (CPBE).[33] Pela primeira vez, os foraminíferos assumiram um papel proeminente nas faunas marinhas. O grande gênero em forma de fuso Fusulina e seus parentes eram abundantes no que é hoje a Rússia, China, Japão e América do Norte; outros gêneros importantes incluem Valvulina, Endothyra, Archaediscus e Saccammina (esta última comum na Grã-Bretanha e na Bélgica). Alguns gêneros do Carbonífero ainda são extantes. Os primeiros priapulídeos verdadeiros surgiram durante este período.[30]

As conchas microscópicas de radiolários são encontradas em quertes desta idade no Culm de Devon e Cornualha, e na Rússia, Alemanha e outros lugares. As esponjas são conhecidas a partir de espículas e cordas de ancoragem,[30] e incluem várias formas, como as esponjas calcárias Cotyliscus e Girtycoelia, a demosponja Chaetetes e o gênero de esponjas de vidro coloniais incomuns Titusvillia. Tanto os corais solitários quanto os construtores de recifes diversificam-se e florescem; estes incluem formas rugosas (por exemplo, Caninia, Corwenia, Neozaphrentis), heterocorais e tabuladas (por exemplo, Chladochonus, Michelinia). Os conularídeos estavam bem representados por Conularia.

Os Bryozoa são abundantes em algumas regiões; os fenestelídeos incluem Fenestella, Polypora e Archimedes, assim chamado por ter a forma de um Parafuso de Arquimedes. Os braquiópodes também são abundantes;[34] incluem os productídeos, alguns dos quais atingiram tamanhos muito grandes para braquiópodes e possuíam conchas muito espessas (por exemplo, o Gigantoproductus com 30 cm (12 in) de largura), enquanto outros, como Chonetes, eram mais conservadores na forma. Atiridídeos, espiriferídeos, rinconelídeos e terebratulídeos também são muito comuns. Formas inarticuladas incluem Discina e Crania. Algumas espécies e gêneros tiveram uma distribuição muito ampla, com apenas pequenas variações.

Anelídeos como Serpulites são fósseis comuns em alguns horizontes. Entre os moluscos, os bivalves continuam a aumentar em número e importância. Gêneros típicos incluem Aviculopecten, Posidonomya, Nucula, Carbonicola, Edmondia e Modiola. Os gastrópodes também são numerosos, incluindo os gêneros Murchisonia, Euomphalus e Naticopsis.[30] Os cefalópodes nautiloides são representados por nautilídeos firmemente enrolados, com formas de concha reta e curvada tornando-se cada vez mais raras. Goniatites amonoides, como o Aenigmatoceras, são comuns.

Os trilobitas são mais raros do que em períodos anteriores, numa tendência constante de extinção, representados apenas pelo grupo dos proetídeos. Os Ostracoda, uma classe de crustáceos, eram abundantes como representantes do meiobento; gêneros incluíam Amphissites, Bairdia, Beyrichiopsis, Cavellina, Coryellina, Cribroconcha, Hollinella, Kirkbya, Knoxiella e Libumella. Os crinoides foram extremamente numerosos durante o Carbonífero, embora tenham sofrido um declínio gradual na diversidade durante o Mississippiano Médio.[35] Densos "bosques" submarinos de crinoides de hastes longas parecem ter florescido em mares rasos, e os seus restos foram consolidados em espessas camadas de rocha. Gêneros proeminentes incluem Cyathocrinus, Woodocrinus e Actinocrinus. Equinoides como Archaeocidaris e Palaeechinus também estavam presentes. Os blastoides, que incluíam as Pentreinitidae e Codasteridae e assemelhavam-se superficialmente aos crinoides pela posse de longos pedúnculos presos ao fundo do mar, atingiram o seu máximo desenvolvimento nesta época.[30]

Invertebrados de água doce e lagunares

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Os invertebrados de água doce do Carbonífero incluem vários moluscos bivalves que viviam em águas salobras ou doces, como Anthraconaia, Naiadites e Carbonicola; diversos crustáceos, como Candona, Carbonita, Darwinula, Estheria, Acanthocaris, Dithyrocaris e Anthrapalaemon. Os euripterídeos também eram diversos, representados por gêneros como Adelophthalmus, Megarachne (originalmente interpretado erroneamente como uma aranha gigante, daí o seu nome) e o especializado e muito grande Hibbertopterus. Muitos destes eram anfíbios. Frequentemente, um retorno temporário das condições marinhas resultava na descoberta de gêneros marinhos ou de água salobra, como Lingula, Orbiculoidea e Productus, em camadas finas conhecidas como bandas marinhas.

Invertebrados terrestres

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Restos fósseis de insetos que respiram ar,[36] miriápodes e aracnídeos[37] são conhecidos do Carbonífero. No entanto, a sua diversidade quando surgem mostra que estes artrópodes eram bem desenvolvidos e numerosos.[38][39][40] Alguns artrópodes atingiram tamanhos gigantescos, como o Arthropleura, semelhante a uma centopeia com até 2,6 metros (8,5 ft) de comprimento, sendo o maior invertebrado terrestre conhecido de todos os tempos. No Mississippiano Médio, surgem os mais antigos insetos alados conhecidos, seguidos pelos enormes Protodonata predadores (libélulas-gigantes), que incluem o Meganeura, um inseto semelhante a uma libélula com uma envergadura de cerca de 75 cm (30 in) — o maior inseto voador que já habitou o planeta. Outros grupos são os Syntonopterodea (parentes das efeméridas atuais), os abundantes e muitas vezes grandes sugadores de seiva Palaeodictyopteroidea, os diversos herbívoros Protorthoptera e numerosos Dictyoptera basais (ancestrais das baratas).[36]

Muitos insetos foram obtidos nos campos de carvão de Saarbrücken e Commentry, e nos troncos ocos de árvores fósseis na Nova Escócia. Alguns campos de carvão britânicos produziram bons espécimes: o Archaeoptilus, do campo de carvão de Derbyshire, tinha uma asa grande com 4,3 cm (2 in) de parte preservada, e alguns espécimes (Brodia) ainda exibem vestígios de cores brilhantes nas asas. Nos troncos de árvores da Nova Escócia, foram encontrados caracóis terrestres (Archaeozonites, Dendropupa).[41]

Peixes

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Muitos peixes habitavam os mares carboníferos; predominantemente elasmobrânquios (tubarões e seus parentes). Estes incluíam alguns, como o Psammodus, com dentes de pavimentação adaptados para esmagar as conchas de braquiópodes, crustáceos e outros organismos marinhos. Outros grupos de elasmobrânquios, como os Ctenacanthiformes, atingiram tamanhos grandes, com alguns gêneros como o Saivodus chegando a cerca de 6–9 metros (20–30 ft). Outros peixes tinham dentes perfurantes, como os Symmoriida; alguns, os petalodontes, tinham dentes de corte cicloides peculiares. A maioria dos outros peixes cartilaginosos era marinha, mas outros, como os Xenacanthida e vários gêneros como o Bandringa, invadiram as águas doces dos pântanos carboníferos.[42] Entre os peixes ósseos, os Palaeonisciformes encontrados em águas costeiras também parecem ter migrado para os rios. Os peixes sarcopterígios também eram proeminentes, e um grupo, os rizodontes, atingiu tamanhos muito grandes.

A maioria das espécies de peixes marinhos do Carbonífero foi descrita principalmente a partir de dentes, espinhos de barbatanas e ossículos dérmicos,[30] enquanto peixes de água doce menores foram preservados inteiros. Os peixes de água doce eram abundantes e incluem os gêneros Ctenodus, Uronemus, Acanthodes, Cheirodus e Gyracanthus. Os Chondrichthyes (especialmente holocéfalos como os Stethacanthidae) passaram por uma grande radiação evolutiva durante o Carbonífero.[43] Acredita-se que esta radiação ocorreu porque o declínio dos placodermos no final do Devoniano deixou muitos nichos ecológicos desocupados, permitindo que novos organismos evoluíssem para preenchê-los.[43] Como resultado desta radiação evolutiva, os holocéfalos do Carbonífero assumiram uma grande variedade de formas bizarras, incluindo o Stethacanthus, que possuía uma barbatana dorsal em forma de escova plana com um conjunto de dentículos no topo.[43] Acredita-se que a barbatana incomum do Stethacanthus fosse usada em rituais de acasalamento.[43]

Outros grupos, como os Eugeneodontida, preencheram os nichos deixados pelos grandes placodermos predadores. Estes peixes eram únicos por possuírem apenas uma, no máximo duas, fileiras de dentes em suas mandíbulas superior ou inferior, na forma de elaborados espirais de dentes.[44] Os primeiros membros dos Helicoprionidae, uma família de eugeneodontídeos caracterizada pela presença de um espiral de dentes circular na mandíbula inferior, surgiram durante o início do Carbonífero. Talvez a radiação mais bizarra de holocéfalos nesta época tenha sido a dos Iniopterygiformes, uma ordem que se assemelhava muito aos peixes-voadores modernos, que poderiam ter "voado" na água com as suas barbatanas peitorais massivas e alongadas. Eram ainda caracterizados por grandes órbitas oculares, estruturas em forma de clava na cauda e espinhos nas pontas das barbatanas.

Tetrápodes

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Os anfíbios do Carbonífero eram diversos e comuns no meio do período, mais do que são hoje; alguns tinham até 6 metros de comprimento, e aqueles totalmente terrestres quando adultos tinham pele escamosa.[45] Incluíam grupos de tetrápodes basais classificados em livros antigos sob a denominação Labyrinthodontia. Estes tinham corpo longo, cabeça coberta por placas ósseas e membros geralmente fracos ou pouco desenvolvidos.[41] Os maiores tinham mais de 2 metros de comprimento. Eram acompanhados por um conjunto de anfíbios menores incluídos nos Lepospondyli, muitas vezes com apenas cerca de 15 cm (6 in) de comprimento. Alguns anfíbios do Carbonífero eram aquáticos e viviam em rios (Loxomma, Eogyrinus, Proterogyrinus); outros podem ter sido semiaquáticos (Ophiderpeton, Amphibamus, Hyloplesion) ou terrestres (Dendrerpeton, Tuditanus, Anthracosaurus).

O colapso das florestas tropicais do Carbonífero retardou a evolução dos anfíbios, que não conseguiam sobreviver tão bem nas condições mais frias e secas. Os amniotas, no entanto, prosperaram devido a adaptações específicas.[46] Uma das maiores inovações evolutivas do Carbonífero foi o ovo amniótico, que permitiu a postura de ovos num ambiente seco, bem como escamas e garras queratinizadas, permitindo uma maior exploração da terra por certos tetrápodes. Estes incluíam os primeiros répteis sauropsídeos (Hylonomus) e o primeiro sinapsídeo conhecido (Archaeothyris). Os sinapsídeos tornaram-se rapidamente gigantes e diversificados no Permiano, apenas para a sua dominância cessar durante o Mesozoico. Os sauropsídeos (répteis e, mais tarde, aves) também se diversificaram, mas permaneceram pequenos até o Mesozoico, durante o qual dominaram a terra, bem como a água e o céu, até a sua dominância cessar no Cenozoico.

Os répteis passaram por uma grande radiação evolutiva em resposta ao clima mais seco que precedeu o colapso da floresta tropical.[46][47] No final do Carbonífero, os amniotas já se tinham diversificado em vários grupos, incluindo várias famílias de sinapsídeos pelicossauros, Protorothyrididae, Captorhinidae, Sauria e Araeoscelidia.

Fungos

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À medida que as plantas e os animais cresciam em tamanho e abundância nesta época, os fungos terrestres diversificaram-se ainda mais. Fungos marinhos ainda ocupavam os oceanos. Todas as classes modernas de fungos estavam presentes no final do Carbonífero.[48]

Eventos de extinção

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Lacuna de Romer

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Os primeiros 15 milhões de anos do Carbonífero tiveram fósseis terrestres muito limitados. Embora se discuta há muito tempo se a lacuna é resultado da fossilização ou se refere a um evento real, trabalhos recentes indicam que houve uma queda nos níveis de oxigênio atmosférico, sugerindo algum tipo de colapso ecológico.[49] A lacuna viu o desaparecimento dos labirintodontes ictiostegalídeos semelhantes a peixes do Devoniano e o surgimento dos anfíbios temnospôndilos e reptiliomorfos mais avançados, que tipificam a fauna de vertebrados terrestres do Carbonífero.

Colapso das florestas tropicais do Carbonífero

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Antes do fim do Carbonífero, ocorreu um evento de extinção. Em terra, este evento é referido como o colapso das florestas tropicais do Carbonífero.[46] Vastas florestas tropicais entraram em colapso subitamente à medida que o clima mudou de quente e úmido para frio e árido. Isso foi provavelmente causado por uma glaciação intensa e uma queda no nível do mar.[50] As novas condições climáticas não foram favoráveis ao crescimento da floresta tropical e aos animais dentro delas. As florestas tropicais reduziram-se a ilhas isoladas, cercadas por habitats sazonalmente secos. Florestas imensas de licopsídeos com uma mistura heterogênea de vegetação foram substituídas por uma flora muito menos diversa, dominada por samambaias arbóreas.

Os anfíbios, os vertebrados dominantes na época, saíram-se mal durante este evento, com grandes perdas na biodiversidade; os répteis continuaram a diversificar-se através de adaptações fundamentais que lhes permitiram sobreviver no habitat mais seco, especificamente o ovo com casca dura e escamas, ambos os quais retêm melhor a água do que os seus equivalentes anfíbios.[46]

Galerias

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Ver também

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Referências

  1. ↑ Imagem:Sauerstoffgehalt-1000mj.svg
  2. ↑ Imagem:Phanerozoic Carbon Dioxide.png
  3. ↑ Imagem:All palaeotemps.png
  4. ↑ Haq, B. U.; Schutter, SR (2008). «A Chronology of Paleozoic Sea-Level Changes». Science. 322 (5898): 64–68. PMID 18832639. doi:10.1126/science.1161648
  5. ↑ International Comission on Stratigraphy (Agosto de 2012). «International Chronostratigraphic Chart» (PDF). www.stratigraphy.org. Consultado em 27 de maio de 2013
  6. ↑ SAHNEY, S.; BENTON, M.J.; FALCON-LANG, H.J. (2010). «Rainforest collapse triggered Pennsylvanian tetrapod diversification in Euramerica». Geology. 38 (12): 1079–1082. doi:10.1130/G31182.1
  7. ↑ SCHELLENBERG, S.A. (2002). ETTER, W.; HAGADORN, J.W.; TANG, C.M.; BOTTJER, D.J., eds. Exceptional Fossil Preservation: A Unique View on the Evolution of Marine Life. [S.l.]: Columbia University Press. pp. 185–203. ISBN 978-0-231-10254-4
  8. 1 2 WARD, P.; LABANDEIRA, C.; LAURIN, M.; BERNER, R.A. (2006). «Confirmation of Romer's Gap as a low oxygen interval constraining the timing of initial arthropod and vertebrate terrestrialization». PNAS. 103 (45): 16818–16822. doi:10.1073/pnas.0607824103
  9. 1 2 «International Commission on Stratigraphy». stratigraphy.org. Consultado em 24 de maio de 2025
  10. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 Davydov, V.I.; Korn, D.; Schmitz, M.D.; Gradstein, F.M.; Hammer, O. (2012), «The Carboniferous Period», ISBN 978-0-444-59425-9, Elsevier, The Geologic Time Scale (em inglês), pp. 603–651, doi:10.1016/b978-0-444-59425-9.00023-8, consultado em 17 de junho de 2021
  11. 1 2 3 4 Woodcock, Nigel H.; Strachan, R. A., eds. (2012). Geological history of Britain and Ireland 2nd ed. Chichester: Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4051-9381-8
  12. 1 2 3 4 5 6 7 8 Stanley, Steven; Luczaj, John (2015). Earth System History 4th ed. New York: W.H.Freeman and Company. ISBN 978-1-319-15402-8
  13. 1 2 3 4 5 Lucas, Spencer G.; Schneider, Joerg W.; Nikolaeva, Svetlana; Wang, Xiangdong (2022). «The Carboniferous timescale: an introduction». Geological Society, London, Special Publications (em inglês). 512 (1): 1–17. Bibcode:2022GSLSP.512....1L. ISSN 0305-8719. doi:10.1144/SP512-2021-160
  14. ↑ Cohen, K.M., Finney, S.C., Gibbard, P.L. & Fan, J.-X. (2013; atualizado) The ICS International Chronostratigraphic Chart. Episodes 36: 199–204.
  15. 1 2 3 4 5 «International Commission on Stratigraphy». stratigraphy.org. Consultado em 12 de novembro de 2023
  16. ↑ Davydov, V.I., Glenister, B.F., Spinosa, C., Ritter, S.M., Chernykh, V.V., Wardlaw, B.R. & Snyder, W.S. 1998. Proposal of Aidaralash as Global Stratotype Section and Point (GSSP) for base of the Permian System. Episodes, 21, 11–17.
  17. 1 2 Montañez, Isabel Patricia (julho de 2022). «Current synthesis of the penultimate icehouse and its imprint on the Upper Devonian through Permian stratigraphic record». Geological Society, London, Special Publications (em inglês). 512 (1): 213–245. Bibcode:2022GSLSP.512..213M. ISSN 0305-8719. doi:10.1144/SP512-2021-124
  18. 1 2 3 4 5 Fielding, Christopher R. (1 de junho de 2021). «Late Palaeozoic cyclothems – A review of their stratigraphy and sedimentology». Earth-Science Reviews. 217. Bibcode:2021ESRv..21703612F. ISSN 0012-8252. doi:10.1016/j.earscirev.2021.103612
  19. 1 2 3 4 5 Nelsen, Matthew C.; DiMichele, William A.; Peters, Shanan E.; Boyce, C. Kevin (19 de janeiro de 2016). «Delayed fungal evolution did not cause the Paleozoic peak in coal production». Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 113 (9): 2442–2447. Bibcode:2016PNAS..113.2442N. PMC 4780611Acessível livremente. PMID 26787881. doi:10.1073/pnas.1517943113Acessível livremente
  20. ↑ Floudas, Dimitrios; Binder, Manfred; Riley, Robert; Barry, Kerrie; Blanchette, Robert A.; Henrissat, Bernard; Martínez, Angel T.; Otillar, Robert; Spatafora, Joseph W.; Yadav, Jagjit S.; Aerts, Andrea; Benoit, Isabelle; Boyd, Alex; Carlson, Alexis; Copeland, Alex (1 de junho de 2012). «The Paleozoic Origin of Enzymatic Lignin Decomposition Reconstructed from 31 Fungal Genomes». Science. 336 (6089): 1715–1719. Bibcode:2012Sci...336.1715F. ISSN 0036-8075. OSTI 1165864. PMID 22745431. doi:10.1126/science.1221748. hdl:10261/60626Acessível livremente
  21. ↑ Biello, David. «White Rot Fungi Slowed Coal Formation». Scientific American (em inglês). Consultado em 6 de janeiro de 2024
  22. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Torsvik, Trond; Cocks, L.Robin (2017). Earth History and Palaeogeography. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-1-107-10532-4
  23. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 Domeier, Mathew; Torsvik, Trond H. (1 de maio de 2014). «Plate tectonics in the late Paleozoic». Geoscience Frontiers. 5 (3): 303–350. Bibcode:2014GeoFr...5..303D. ISSN 1674-9871. doi:10.1016/j.gsf.2014.01.002
  24. 1 2 3 Cao, Wenchao; Zahirovic, Sabin; Flament, Nicolas; Williams, Simon; Golonka, Jan; Müller, R. Dietmar (4 de dezembro de 2017). «Improving global paleogeography since the late Paleozoic using paleobiology». Biogeosciences (em English). 14 (23): 5425–5439. Bibcode:2017BGeo...14.5425C. ISSN 1726-4170. doi:10.5194/bg-14-5425-2017
  25. 1 2 3 Nance, R. Damian; Gutiérrez-Alonso, Gabriel; Keppie, J. Duncan; Linnemann, Ulf; Murphy, J. Brendan; Quesada, Cecilio; Strachan, Rob A.; Woodcock, Nigel H. (março de 2010). «Evolution of the Rheic Ocean». Gondwana Research (em inglês). 17 (2–3): 194–222. Bibcode:2010GondR..17..194N. doi:10.1016/j.gr.2009.08.001
  26. 1 2 3 Puchkov, Victor N. (janeiro de 2009). «The evolution of the Uralian orogen». Geological Society, London, Special Publications (em inglês). 327 (1): 161–195. Bibcode:2009GSLSP.327..161P. ISSN 0305-8719. doi:10.1144/SP327.9
  27. 1 2 Kent, D.V.; Muttoni, G. (1 de setembro de 2020). «Pangea B and the Late Paleozoic Ice Age». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 553. Bibcode:2020PPP...55309753K. doi:10.1016/j.palaeo.2020.109753. hdl:2434/742688. Consultado em 17 de setembro de 2022
  28. ↑ Xu, Yan; Han, Bao-Fu; Liao, Wen; Li, Ang (março de 2022). «The Serpukhovian–Bashkirian Amalgamation of Laurussia and the Siberian Continent and Implications for Assembly of Pangea». Tectonics (em inglês). 41 (3). Bibcode:2022Tecto..4107218X. ISSN 0278-7407. doi:10.1029/2022TC007218
  29. ↑ Alexeiev, Dmitriy V.; Cook, Harry E.; Djenchuraeva, Alexandra V.; Mikolaichuk, Alexander V. (janeiro de 2017). «The stratigraphic, sedimentological and structural evolution of the southern margin of the Kazakhstan continent in the Tien Shan Range during the Devonian to Permian». Geological Society, London, Special Publications (em inglês). 427 (1): 231–269. Bibcode:2017GSLSP.427..231A. ISSN 0305-8719. doi:10.1144/SP427.3
  30. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 Howe 1911, p. 311.
  31. ↑ Westfälische Wilhelms-Universität Münster 2012.
  32. ↑ Hogan 2010.
  33. ↑ Shi, Yukun; Wang, Xiangdong; Fan, Junxuan; Huang, Hao; Xu, Huiqing; Zhao, Yingying; Shen, Shuzhong (setembro de 2021). «Carboniferous-earliest Permian marine biodiversification event (CPBE) during the Late Paleozoic Ice Age». Earth-Science Reviews. 220. Bibcode:2021ESRv..22003699S. doi:10.1016/j.earscirev.2021.103699. Consultado em 24 de agosto de 2022
  34. ↑ Pérez-Huerta, Alberto; Sheldon, Nathan D. (30 de janeiro de 2006). «Pennsylvanian sea level cycles, nutrient availability and brachiopod paleoecology». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 230 (3–4): 264–279. Bibcode:2006PPP...230..264P. doi:10.1016/j.palaeo.2005.07.020. Consultado em 31 de março de 2023
  35. ↑ Ausich, William I.; Kammer, Thomas W.; Baumiller, Tomasz K. (8 de fevereiro de 2016). «Demise of the middle Paleozoic crinoid fauna: a single extinction event or rapid faunal turnover?». Paleobiology. 20 (3): 345–361. doi:10.1017/S0094837300012811. Consultado em 21 de abril de 2023
  36. 1 2 Garwood & Sutton 2010.
  37. ↑ Garwood, Dunlop & Sutton 2009.
  38. ↑ Graham, Jeffrey B.; Aguilar, Nancy M.; Dudley, Robert; Gans, Carl (11 de maio de 1995). «Implications of the late Palaeozoic oxygen pulse for physiology and evolution». Nature. 375 (6527): 117–120. Bibcode:1995Natur.375..117G. doi:10.1038/375117a0. hdl:2027.42/62968. Consultado em 6 de novembro de 2022
  39. ↑ Cannell, Alan; Blamey, Nigel; Brand, Uwe; Escapa, Ignacio; Large, Ross (agosto de 2022). «A revised sedimentary pyrite proxy for atmospheric oxygen in the Paleozoic: Evaluation for the Silurian-Devonian-Carboniferous period and the relationship of the results to the observed biosphere record». Earth-Science Reviews (em inglês). 231. 104062 páginas. Bibcode:2022ESRv..23104062C. ISSN 0012-8252. doi:10.1016/j.earscirev.2022.104062
  40. ↑ Verberk & Bilton 2011.
  41. 1 2 Howe 1911, p. 312.
  42. ↑ Sallan, Lauren Cole; Coates, Michael I. (janeiro de 2014). «The long-rostrumed elasmobranch Bandringa Zangerl, 1969, and taphonomy within a Carboniferous shark nursery». Journal of Vertebrate Paleontology (em inglês). 34 (1): 22–33. Bibcode:2014JVPal..34...22S. ISSN 0272-4634. doi:10.1080/02724634.2013.782875
  43. 1 2 3 4 Martin 2008.
  44. ↑ Lebedev, O.A. (2009). «A new specimen of Helicoprion Karpinsky, 1899 from Kazakhstanian Cisurals and a new reconstruction of its tooth whorl position and function». Acta Zoologica. 90: 171–182. ISSN 0001-7272. doi:10.1111/j.1463-6395.2008.00353.x
  45. ↑ Stanley 1999, pp. 411–412.
  46. 1 2 3 4 Sahney, Benton & Falcon-Lang 2010.
  47. ↑ Kazlev 1998.
  48. ↑ Blackwell et al. 2008.
  49. ↑ Ward et al. 2006.
  50. ↑ Heckel 2008.

Bibliografia

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Ligações externas

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  • Museu da UNESP
  • 2006: Série de televisão da emissora ITV Prehistoric Park, episodio 5.
  • Revista DINOSSAUROS!, 1996, Editora Globo, Fascículo 68, páginas 1614-1617
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