Der Chicxulub-Einschlag liegt vor dem Massensterben an der K-T-Grenze

Alter des Chicxulub-Einschlags

K-T-Grenze. Die K-T-Grenze wird bei 794,11 m, ≈50 cm über der Einschlagbrekzie, identifiziert (Abb. 2). Die Grenze ist gekennzeichnet durch einen 2 bis 3 cm dicken dunkelgraugrünen Mergelkalkstein mit einem 3 bis 4 mm dicken grünen glaukonitischen Ton (17), der eine Erosionsdiskonformität markiert. Das 50-cm-Intervall unterhalb der K-T-Grenze ist in umgekehrter Polarität C29r. Es ist klar, dass 7 cm oberhalb der K-T-Grenze der Kern normalerweise magnetisiert ist (in chron 29n). Die Änderung scheint mehr als 4 cm über der KT-Grenze aufzutreten, obwohl nur ein Datenpunkt auftritt. Stabile Kohlenstoffisotope zeigen die hohen δ13C-Werte des späten Maastrichtianers oberhalb der Brekzie, gefolgt von der charakteristischen negativen Exkursion an der K-T-Grenze. (Der niedrige Wert in der Dolomitprobe 21 ist auf diagenetische Effekte zurückzuführen.) Iridiumkonzentrationen liegen im Bereich der Hintergrundwerte und erreichen an der K-T-Grenze nur 0,29 ng/g (Abb. 2). Das Fehlen einer Ir-Anomalie und das kurze Intervall von C29r oberhalb der K-T-Grenze deuten auf eine Pause hin, wie auch durch Biostratigraphie angezeigt.

Die ersten tertiären (Danian) planktic Foraminiferen vorhanden sind 2 cm oberhalb der K-T Grenze grüner Ton und Diskonformität und zeigen Zone Pla (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis und Globoconusa daubjergensis sowie seltene überarbeitete Kreidearten). Im darüber liegenden fleckigen, bioturbierten 5-cm-Intervall (Proben 5 und 6) sind diese frühen Danian-Arten gemeinsam mit gut entwickelten Parasubbotina pseudobulloides, Subbotina triloculinoides und Globanomalina compressa, die für eine obere Pla-Assemblage charakteristisch sind und darauf hindeuten, dass das früheste Danian-Intervall (Zonen P0 und untere Pla) fehlt.

Das fehlende Intervall an der K-T-Grenze kann aus planktischen Foraminiferenansammlungen und Magnetostratigraphie abgeschätzt werden. Die frühen danischen Zonen P0 und Pla korrelieren mit C29r oberhalb der K-T-Grenze, die sich über die ersten 275 ky des Tertiärs erstreckt (19, 20). Bei Yax-1 wird dieses Intervall nur durch 6 cm der oberen Zone Pla und C29r repräsentiert, was darauf hindeutet, dass >250 ky fehlen und wahrscheinlich Teil des obersten Maastrichtianers sind. Dies könnte das Fehlen der charakteristischen Ir-Anomalie erklären, die die K-T-Grenze weltweit markiert.

Im Mergelkalkstein bei 6 cm über der K-T-Grenze tritt eine weitere abrupte Veränderung in der Artenassemblage zu größerer Größe auf, zusammen mit dem abrupten Auftreten der oberen Zone Plc (2) Assemblage (z. B. Abwesenheit von P. eugubina und Anwesenheit von Premurica inconstans, Eglobigerina trivialis und Globanomalina pentagona). Dies markiert eine weitere große Pause (794,05 m) mit Zone Plb und dem unteren Teil der Zone Plc (l) fehlt, wie auch durch die magnetische Polaritätsänderung von C29r zu C29n angezeigt.

K-T und frühe Danian Hiatuses dieser Größenordnungen wurden in der gesamten Karibik und im Golf von Mexiko (21) und in der Tiefsee weltweit (20) beobachtet und können mit verstärkten Tiefwasserströmungen während des frühen Paläozäns in Verbindung gebracht werden.

Alter der Einheit zwischen Brekzie und K-T. Planktische Foraminiferen innerhalb der 50 cm dicken laminierten dolomitischen und mikritischen Kalksteine zwischen der Brekzie und der K-T-Grenze bieten neben der Magnetostratigraphie kritische Altersbeschränkungen für die Ablagerung dieser Einheit. Die Untersuchung von Dünnschnitten zeigt, dass die laminierten Intervalle reich an späten maastrichtschen planktischen Foraminiferen sind, obwohl sie in diesen mikritischen Kalksteinen ausnahmslos rekristallisiert und schlecht erhalten sind. Der Rekristallisationsprozess behielt jedoch die Speziesmorphologie und den helleren Schalencalcit relativ zum umgebenden Mikrit bei, obwohl die Bilder bei sehr hoher Vergrößerung die kristalline Mikrittextur zeigen. Aus diesem Grund ist die Vergrößerung der Arten begrenzt (× 100-200) und die Bilder sind oft unscharf (Abb. 3). Wir zeigen repräsentative Arten aus verschiedenen Intervallen in einer Vergrößerung, die noch die Erkennung charakteristischer Artenmorphologien erlaubt. Um zu veranschaulichen, dass es sich bei diesen Formen um Foraminiferen handelt, und um sie von kristallinen Sedimenten zu unterscheiden, zeigen wir sie eingebettet in den dunkleren umgebenden mikritischen Kalkstein. In den dolomitischen Schichten (z. B. Probe 21), die durch Dolomitrauten gekennzeichnet sind, sind keine Foraminiferen erhalten.

In allen laminierten mikritischen Kalksteinproben sind vielfältige und reichlich vorhandene planktische Foraminiferenansammlungen vorhanden, obwohl benthische Foraminiferen seltener vorkommen (meist Buliminelliden). Die Planktonassemblagen bestehen aus charakteristischen CF1-Arten der späten Maastricht-Zone, darunter Globotruncanita stuarti, G. insignis, G. arca, Globotruncanita falsocalcarata, Abathomphalus mayaroensis, R. contusa, Rosita walfishensis, R. rugosa, R. macrocephala, P. hantkeninoides, Globotruncanella petaloidea, Heterohelix, Hedbergella sp., und Globigerinelloides aspera (Abb. 2 und 3). Zone CF1 erstreckt sich über die letzten 300 ky der Kreidezeit und korreliert mit dem oberen Teil des Magnetochrons C29r unterhalb der K-T-Grenze. Diese Zone CF1-Assemblagen weisen daher darauf hin, dass die Ablagerung der 50 cm laminierte mikritische Kalksteine traten nach dem Chicxulub-Einschlag und vor dem Massenaussterben der K-T-Grenze auf.

Könnten alternativ die 50 cm dicken laminierten mikritischen Kalksteine und späten Maastrichter Foraminiferen eine Überarbeitung durch Rückspülung und Kraterfüllung nach Ablagerung der Einschlagbrekzie darstellen? Mikrofossile Beweise deuten darauf hin, dass dies aus mehreren Gründen nicht der Fall ist.

1. Rückspülung und Kraterfüllung erfordern hochenergetische Ströme, um Material zu erodieren und zu transportieren, einschließlich verschiedener Klasten und Faunenelemente aus der Einschlagbrekzie und den zugrunde liegenden Lithologien und ihren benthischen Foraminiferen im flachen Wasser. In den kritischen 50 cm zwischen der Brekzieneinheit und der K-T-Grenze gibt es weder Hinweise auf eine solche Überarbeitung noch auf sedimentäre Beweise für eine hochenergetische Ablagerungsumgebung (siehe unten).

2. Vor dem Einschlag war das Yucatan-Regal im Chicxulub-Gebiet eine flache Gezeitenumgebung, die keine planktischen Foraminiferenansammlungen unterstützte. Nach dem Aufprall sind diese Mikrofossilien reichlich vorhanden. Wenn sie erodiert und über große Entfernungen vom offenen Ozean transportiert wurden (z. B. Rückspülung), sollten die Beweise für hochenergetische Sedimentstrukturen und für verschiedene Klasten und verschiedene Arten aus verschiedenen älteren Altersintervallen klar sein. Es gibt keine Beweise für eines der oben genannten.

3. Planktische Foraminiferenassemblagen innerhalb des 50-cm-Intervalls sind von hoher Vielfalt mit kleinen und großen, dünn- und dickschaligen Arten, und alle sind charakteristisch für die neueste Maastrichtian Zone CF1 Alter. Solche gleichmäßigen Assemblagen, und das Fehlen älterer überarbeiteter Arten, kann nicht durch Rückspülung und Kraterfüllung erklärt werden, Sie stimmen jedoch mit der In-situ-Ablagerung in einer hemipelagischen Umgebung mit niedriger Energie überein.

4. Das Vorhandensein von Höhlen unterhalb der K-T-Grenze und in den vier glaukonitischen Schichten innerhalb des 50-cm-Intervalls unten zeigt an, dass die Ablagerung in einer normalen sedimentären Umgebung mit grabenden Organismen auf dem Meeresboden stattgefunden hat. Wenn diese Ablagerungen aus energiereicher Rückspülung und aktueller Nachbearbeitung bestanden, konnten die Höhlen nicht erhalten bleiben.

Die Beweise deuten also darauf hin, dass die späten maastrichtischen planktalen Foraminiferenassemblagen in situ nach dem Einschlagereignis in einer energiearmen hemipelagischen Umgebung abgelagert wurden, die tief genug war (≈100 m), um planktale Foraminiferen zu unterstützen und aktive, grabende benthische Gemeinschaften zu unterstützen. Die Vertiefung könnte durch die Kratergrabung und den Meeresspiegelanstieg während des letzten Maastrichtian verursacht worden sein. Diese Interpretation kann anhand der Art der Sedimentablagerung weiter getestet werden.

Ablagerungsumgebung. Die Art und Ablagerungsumgebung des 50-cm-Intervalls zwischen den Diskonformitäten an der Spitze der Einschlagbrekzie und der K-T-Grenze liefert einen weiteren kritischen Test der In-situ-versus Rückspülabscheidung und damit des Alters des Einschlags, ob K-T oder Pre-K-T. Das 50-cm-Intervall besteht überwiegend aus laminierten mikritischen Kalksteinen mit Mikroschichten oder Flecken aus anhedralen Dolomitkristallen und einer 5 cm dicken Dolomitschicht an der Basis (Abb. 4). Die mikritischen Kalksteine weisen auf eine Ablagerung unter energiearmen, ruhigen Wasserbedingungen hin, während der Dolomit, der durch diagenetischen Ersatz des Vorläuferkalksteins durch die ursprüngliche laminierte Textur gebildet wurde, noch sichtbar ist.

Sedimentäre Strukturen weisen auf eine variable Ablagerungsgeschichte hin. Fünf dünne grüne tonige Mikroklasterschichten sind in laminierte Kalksteine eingebettet. 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, und 794,11 m; letzteres markiert die K-T-Grenze (Abb. 4). Die unlöslichen Reste dieser Intervalle zeigen, dass die Mikroklasten Glaukonitherkunft sind und/oder in situ Glaukonitüberzug aufweisen. Umwelt-rasterelektronenmikroskopische und XRD-Analysen von Mikroklasten und grünem Ton zeigen ein Glaukonit-XRD-Muster (17) (Abb. 5) ohne verändertes Glas vorhanden. Zum Vergleich haben wir vier Proben aus der Brekzie in Tiefen von 827,81, 851,02, 861,74 und 876,37 m analysiert. XRD-Analysen dieser Brekzienintervalle zeigen das Vorhandensein von Cheto-Smektit, das für verändertes Glas charakteristisch ist (22) (Abb. 5A). Glaukonit bildet sich an der Sediment-Wasser-Grenzfläche in Umgebungen mit sehr langsamer Detritusakkumulation. Die fünf mikroklastischen und grünen Tonschichten weisen daher auf lange Pausen in der insgesamt ruhigen Ablagerungsumgebung mit reduzierter Sedimentation und Bildung von Glaukonit hin, gefolgt von Sedimentwinnung, Klastenerzeugung, und kleinräumiger Transport durch geringe Stromaktivität.

Glas ist im gesamten 50-cm-Intervall sehr selten. Es wurden keine Brekzienklasten beobachtet. Bioturbation ist in und um die Mikroklastenschichten bei 794.19, 794.24 und 794.34 m üblich, und das Intervall unterhalb des K-T wird stark von wirbellosen Tieren eingegraben, von denen einige möglicherweise eingedrungen sind, um den größeren isolierten Bau bei 794.31 m zu bilden (Abb. 4). Dieser Befund legt nahe, dass eine aktive benthische Gemeinschaft während der Sedimentablagerung auf dem Meeresboden gedieh und gegen eine schnelle Ablagerung durch Rückspülung spricht.

Die Änderung des Neigungswinkels zwischen 794,34 und 794,52 m kann auf die Verdichtung / Absetzung des darunter liegenden Auswurfmaterials zurückzuführen sein, das die Neigung des Meeresbodens lokal verändert hat. Die winzigen extensionalen syn-sedimentären Wachstumsfehler um 794,50 m könnten ebenfalls durch diesen Prozess verursacht worden sein.

Im unteren Teil des 50-cm-Intervalls die schräge Einstreu in drei dünnen (1-cm) Schichten zwischen 794,45 und 794.53 m können von leicht bewegten Gewässern gebildet worden sein. Das Fehlen von Korngrößenänderungen deutet jedoch darauf hin, dass dies ein diagenetisches Merkmal sein könnte. Sedimente am Kernbruch (794,40 m) werden durch Bohrungen mechanisch gestört, aber ihre graugrüne Farbe deutet auf eine Glaukonitkomponente hin, wie in den grünen Schichten oben und unten.

Die Sedimentologie des 50-cm-Intervalls über der Suevit-Brekzie zeigt somit, dass die postimpakte Ablagerung in einer energiearmen Umgebung mit geringer Stromaktivität stattfand, was die Ablagerung von laminierten Kalksteinen begünstigte. Diese Umgebung wurde jedoch viermal für längere Zeit mit etwas aktiverer Winnowing-Aktivität vor der K-T-Grenze und erneut an der Grenze unterbrochen, was wahrscheinlich mit Änderungen des Meeresspiegels zusammenhängt. Jedes Mal, Sedimentation wurde reduziert, so dass die Bildung von Glaukonit, die dann durch Sediment winnowing gefolgt, clast Generation, und Transport vor der Rückkehr der niederenergetischen laminierten Sedimentablagerung.

Die Knappheit von Glas- oder Brekzienklasten in diesen Sedimenten, die niederenergetische Umgebung und die wiederholten Pausen und die Bildung von Glaukonit liefern keine Hinweise auf eine schnelle Ablagerung im Zusammenhang mit Rückspülung und Kraterfüllung für dieses 50 cm dicke Intervall.

Pre-K-T Alter von Chicxulub Auswirkungen. Das Alter des Chicxulub-Einschlags kann nun aus dem Yax-1-Kern basierend auf der stratigraphischen Position der Brekzie relativ zur K-T-Grenze bestimmt werden, die Art der Sedimentablagerung zwischen der Brekzie und der K-T-Grenze, und das Alter der planktischen Foraminiferenansammlungen innerhalb dieser Sedimente. Bei Yax-1 ist die Spitze der Brekzie durch eine Diskonformität gekennzeichnet, und die K-T-Grenze ist durch einen grünen glaukonitischen Ton markiert, der eine weitere Diskonformität bildet. Dazwischen liegen 50 cm laminierte dolomitische und mikritische Kalksteine, die von vier glaukonitischen Horizonten unterbrochen werden. Diese Sedimente weisen auf eine ruhige hemipelagische Umgebung hin, zeitweise unterbrochen durch leicht erhöhte Stromaktivität, die zu einer verringerten Sedimentablagerung führte, Winnowing, und Kurzstreckentransport. Die Bioturbation an diesen Horizonten und die K-T-Grenze weisen auf einen von Wirbellosen besiedelten Meeresboden hin.

Die planktischen Foraminiferenansammlungen in diesen Sedimenten sind charakteristisch für die Zone CF1, die sich über die letzten 300 ky des Maastricht erstreckt. Magnetostratigraphie zeigt C29r unterhalb der K-T-Grenze, die die letzten 570 ky des Maastrichtian überspannt. Auch die δ13C-Werte sind charakteristisch für den späten Maastrichter. Alle drei Altersproxies stimmen somit mit einem Alter vor K-T für die zugrunde liegende Einschlagbrekzie überein, während die Sedimentologie Rückspülung und Kraterfüllung für das 50-cm-Intervall zwischen der Brekzie und der K-T-Grenze ausschließt. Basierend auf diesen Daten ist der Chicxulub-Einschlag älter als die K-T-Grenze und trat irgendwann im frühen Teil der Zone CF1 und im mittleren Teil von C29r unterhalb der K-T-Grenze auf.

Weitere Hinweise auf das Alter vor K-T. Das aus Yax-1 ermittelte Prä-K-T-Alter ergänzt die sich ansammelnden Beweise für ein Prä-K-T-Alter für den Chicxulub-Einschlag im Nordosten Mexikos, wo in zahlreichen Orten Impaktauswurfschichten (Mikrotektite) entdeckt wurden, die in späten Maastricht-Mergeln eingebettet sind (23). Bei El Peñon und 25 km nordöstlich von Loma Cerca sind vier Mikrotektitschichten in 10 m pelagische Mergel eingebettet, ohne Anzeichen von Faltung oder Verwerfung. Planktische Foraminiferen weisen darauf hin, dass die Ablagerung während der späten Maastricht-Zone CF1 mit der ältesten Schicht nahe der Basis der Zone (23, 24) erfolgte (Abb. 6). Wir betrachten die unterste Mikrotektitschicht als den ursprünglichen Auswurf aus dem Chicxulub-Einschlag, während die oberen Schichten durch Strömungen wiederholt überarbeitet zu werden scheinen, wie durch gemeinsame Mergelklasten und benthische Foraminiferen und Trümmer im flachen Wasser angezeigt. Basierend auf Biostratigraphie und Sedimentakkumulationsraten wurde die älteste Mikrotektitschicht an diesen mexikanischen Standorten ≈300 ky vor der K-T-Grenze abgelagert, was auch darauf hindeutet, dass der Chicuxulub-Einschlag vor der K-T-Grenze liegt.

Ein Prä-K-T-Alter für den Chicxulub-Einschlag wurde erstmals von Lopez Ramos (25) vorgeschlagen, basierend auf reichlich vorhandenen planktischen Foraminiferen aus dem späten Maastricht in Mergeln und Kalksteinen über der Einschlagbrekzie von PEMEX well C1 in der Nähe des Zentrums des Chicxulub-Kraters (Abb. 1). Diese späte maastrichtische Einheit, die über der Einschlagbrekzie liegt, wurde ebenfalls von Ward et al. (9) in Bohrloch Sacapuc-1 basierend auf elektrischen Log-Korrelationen und bestimmt ≈18 m dick. Bisher biostratigraphisch, magnetostratigraphisch, stabiles Isotop, oder Iridiumdaten unterstützen kein K-T-Grenzalter für den Chicxulub-Einschlag.

Multiple Impacts and Mass Extinction

Das Prä-K-T-Alter des Chicxulub-Einschlags unterstützt ein Multiple-Impact-Szenario mit Einschlüssen während des späten Maastrichtian, bei ≈300 ky vor der K-T-Grenze und an der K-T-Grenze (Abb. 6). Während des späten Maastrichtian in der Nordsee (Silverpit-Krater) (26) und der Ukraine (Boltysh-Krater) (27) gibt es auch Hinweise auf kleinere Einschlagskrater. Darüber hinaus wurden spätmaastrichtische Ir- und PGE-Anomalien aus dem Oman gemeldet (28). Ein weiterer Einschlag könnte in der frühen Danian-Zone (P. eugubina-Zone, vor ≈ 64,9 Millionen Jahren) aufgetreten sein, wie Ir- und PGE-Anomaliemuster in Abschnitten aus Mexiko, Guatemala und Haiti nahelegen (24, 29, 30).

Der spätmaastrichtische Chicxulub-Einschlag fiel mit dem großen Deccan-Vulkanismus (31, 32), der Treibhauserwärmung (vor 65,4-65,2 Millionen Jahren) (33) und einem allmählichen Rückgang der Artenvielfalt während der letzten 700 ky vor der K-T-Grenze zusammen, jedoch ohne größere Artensterben (11, 34) (Abb. 6). Eine Verlagerung zu ökologisch generalistisch dominierten Assemblagen in planktischen Foraminiferen spiegelt jedoch den großen biotischen Stress wider, der mit diesen späten Umweltveränderungen in Maastricht verbunden ist, obwohl der biotische Stress hauptsächlich auf den großen Vulkanismus zurückzuführen zu sein scheint (35). Das Massensterben fiel mit dem K-T Boundary Impact und dem Deccan-Vulkanismus zusammen und eliminierte alle tropischen und subtropischen Arten, die zu diesem Zeitpunkt alle selten waren, mit einer kombinierten relativen Häufigkeit von durchschnittlich <15% der gesamten Foraminiferenpopulation (13). Dieser Befund legt nahe, dass der K-T-Grenzeinschlag (und der Vulkanismus) der Strohhalm gewesen sein könnten, der dem Kamel den Rücken brach, und nicht der katastrophale Tod einer gesunden, blühenden Gemeinschaft.

Mit zunehmenden Beweisen für ein Prä-K-T-Alter des Chicxulub-Einschlags aus Mikrotektitschichten im Nordosten Mexikos (23, 24), Chicxulub-Kern Yax-1 und früheren Bohrlöchern C1 und Sacapuc-1 (9, 25) bleibt die Lage des K-T-Einschlagkraters unbekannt. Der Shiva-Krater in Indien wurde als möglicher Kandidat vorgeschlagen (36). Biotische Effekte großer Einschläge müssen neu bewertet werden, insbesondere diejenigen, die mit dem späten Chicxulub-Einschlag in Maastricht verbunden sind, und von biotischen Effekten unterschieden werden, die durch Deccan-Vulkanismus und Treibhauserwärmung verursacht werden.