Carbonífero
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. 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 e o Pensilvânico, sendo que em alguns outros locais estes "períodos" são considerados como épocas e consequentes subdivisões do período Carbonífero.
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. 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. 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.
Estratigrafia
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. As subdivisões da ICS, da mais recente para a mais antiga, são as seguintes: 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. 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. No entanto, existem poucas rochas vulcânicas do Mississippiano, o que torna difícil obter datas radiométricas.
Ciclotemas
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. 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. 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.
Formação de 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. 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. 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. 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. 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.
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.
Orogenia Variscana-Aleganiana-Ouachita
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. 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. 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. 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.
Orogenia Uraliana
A orogenia uraliana é um cinturão de dobras e empurrões de orientação norte-sul que forma a borda ocidental do Orógeno da Ásia Central. 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. 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.
Laurússia
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. 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. 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.
Gondwana
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. Depósitos glaciais (tilitos) são comuns em Gondwana e indicam múltiplos centros de gelo e movimentos de longa distância das geleiras. 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. Os terrenos mexicanos, ao longo da margem noroeste de Gondwana, foram afetados pela subducção do Oceano Reico. No entanto, eles ficavam a oeste da orogenia Ouachita e não foram impactados pela colisão continental, tornando-se parte da margem ativa do Pacífico. A margem marroquina foi afetada por períodos de deformação transcorrente dextral generalizada, magmatismo e metamorfismo associados à orogenia variscana.
Sibéria e Amúria
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. 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. 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. 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.
Ásia Central e Oriental
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. 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. 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. 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. 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.
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.
Temperaturas
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
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
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.
Efeitos do clima na biodiversidade
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.
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
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
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
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.
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.
Plantas
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.
Invertebrados marinhos
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). 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.
Invertebrados de água doce e lagunares
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
Restos fósseis de insetos que respiram ar, miriápodes e aracnídeos são conhecidos do Carbonífero. No entanto, a sua diversidade quando surgem mostra que estes artrópodes eram bem desenvolvidos e numerosos. 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).
Peixes
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. 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.
Tetrápodes
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. 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. 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).
Lacuna de Romer
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. 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
Antes do fim do Carbonífero, ocorreu um evento de extinção. Em terra, este evento é referido como o colapso das florestas tropicais do Carbonífero. 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. 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.
