El impacto de Chicxulub es anterior a la extinción masiva del límite K-T

Edad del impacto de Chicxulub

Límite K-T. El límite K-T se identifica a 794,11 m, ≈50 cm por encima de la brecha de impacto (Fig. 2). El límite se caracteriza por una piedra caliza jaspeada verde grisácea oscura de 2 a 3 cm de grosor con una arcilla glauconítica verde de 3 a 4 mm de espesor (17) que marca una disconformidad erosiva. El intervalo de 50 cm por debajo del límite K-T está en polaridad invertida C29r. Está claro que 7 cm por encima del límite K-T el núcleo normalmente está magnetizado (en chron 29n). El cambio parece ocurrir a más de 4 cm por encima del límite K-T, aunque solo se produce un punto de datos. Los isótopos de carbono estables muestran los altos valores δ13C del Maastrichtiense tardío por encima de la brecha, seguidos por la excursión negativa característica en el límite K-T. (El bajo valor en la muestra de dolomita 21 se debe a efectos diagenéticos.) Las concentraciones de iridio están dentro del rango de valores de fondo y solo alcanzan 0,29 ng/g en el límite K-T (Fig. 2). La ausencia de una anomalía Ir y el corto intervalo de C29r por encima del límite K-T sugieren un hiato, como también lo indica la bioestratigrafía.

Los Primeros foraminíferos planctónicos terciarios (danianos) están presentes 2 cm por encima del límite K-T arcilla verde y disconformidad e indican zona Pla (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis, y Globoconusa daubjergensis, además de raras especies del Cretácico reelaboradas). En el intervalo de 5 cm moteado y bioturbado suprayacente (muestras 5 y 6), estas especies danianas tempranas son comunes, junto con Parasubbotina pseudobulloides, Subbotina triloculinoides y Globanomalina compressa, que son características de un ensamblaje de Pla superior y sugieren que falta el intervalo daniano más temprano (zonas P0 y Pla inferior).

El intervalo faltante en el límite K-T se puede estimar a partir de conjuntos foraminíferos planctóticos y magnetoestratigrafía. Las zonas danianas tempranas P0 y Pla son correlativas con C29r por encima del límite K-T, que abarca aproximadamente los primeros 275 ky del Terciario (19, 20). En Yax-1, este intervalo está representado por solo 6 cm de la zona superior Pla y C29r, lo que indica que >faltan 250 ky y probablemente parte del maastrichtiense superior. Esto puede explicar la ausencia de la anomalía Ir característica que marca el límite K-T en todo el mundo.

En la caliza marly a 6 cm por encima del límite K-T, otro cambio abrupto ocurre en el ensamblaje de especies a un tamaño más grande, junto con la aparición abrupta del ensamblaje de la zona superior Plc (2) (por ejemplo, ausencia de P. eugubina y presencia de Premurica inconstans, Eoglobigerina trivialis y Globanomalina pentagona). Esto marca otro hiato importante (794,05 m) con la zona Plb y la parte inferior de la zona Plc(l) faltantes, como también se indica por el cambio de polaridad magnética de C29r a C29n.

K-T y hiatos danianos tempranos de estas magnitudes se han observado en todo el Caribe y el Golfo de México (21) y en las profundidades marinas a nivel mundial (20) y pueden estar vinculados a corrientes de aguas profundas intensificadas durante el Paleoceno Temprano.

Edad de la Unidad Entre la brecha y K-T. Foraminíferos plancticos dentro de las calizas dolomíticas y micríticas laminadas de 50 cm de espesor entre la brecha y el límite K-T proporcionan restricciones de edad críticas para la deposición de esta unidad, además de la magnetoestratigrafía. El examen de secciones delgadas revela que los intervalos laminados son ricos en foraminíferos planctónicos del maastrichtiense tardío, aunque invariablemente están recristalizados y mal conservados en estas calizas micríticas. El proceso de recristalización, sin embargo, conservó la morfología de la especie y la calcita de cáscara de color más claro en relación con la micrita circundante, aunque las imágenes con un aumento muy alto muestran la textura cristalina de la micrita. Por esta razón, el aumento de las especies es limitado (×100-200) y las imágenes a menudo son borrosas (Fig. 3). Mostramos especies representativas a partir de varios intervalos con un aumento que aún permite el reconocimiento de morfologías de especies características. Para ilustrar que estas formas son foraminíferos y para diferenciarlas de los sedimentos cristalinos, las mostramos incrustadas en la caliza micrítica circundante más oscura. No se conservan foraminíferos en las capas dolomíticas (por ejemplo, muestra 21) caracterizadas por rombos de dolomía.

Diversos y abundantes conjuntos de foraminíferos plancíticos están presentes en todas las muestras de piedra caliza micrítica laminada, aunque los foraminíferos bentónicos son menos comunes (en su mayoría buliminélidos). Los conjuntos planctónicos consisten en especies características de la zona CF1 del Maastrichtiense tardío, incluyendo 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., y Globigerinelloides aspera (Figs. 2 y 3). La zona CF1 abarca los últimos 300 ky del Cretácico, correlativo con la parte superior del magnetocrón C29r por debajo del límite K-T. Por lo tanto, estos conjuntos de CF1 de zona indican que la deposición de los 50 cm de calizas micríticas laminadas ocurrió después del impacto de Chicxulub y antes de la extinción masiva del límite K-T.

Alternativamente, ¿podrían las calizas micríticas laminadas de 50 cm de espesor y los foraminíferos del maastrichtiense Tardío representar una reelaboración por lavado a contracorriente y relleno de cráteres después de la deposición de la brecha de impacto? La evidencia de microfósiles sugiere que este no es el caso por varias razones.

1. El relleno de cráteres y retrolavados requiere corrientes de alta energía para erosionar y transportar material, incluidos diversos clastos y elementos de fauna de la brecha de impacto y las litologías subyacentes y sus foraminíferos bentónicos de aguas poco profundas. No existe evidencia de tal reelaboración en los 50 cm críticos entre la unidad de brecha y el límite K-T, ni tampoco hay evidencia sedimentaria de un entorno de deposición de alta energía (véase más adelante).

2. Antes del impacto, la plataforma yucateca en el área de Chicxulub era un entorno submareal poco profundo que no soportaba conjuntos foraminíferos plancticos. Después del impacto, estos microfósiles están abundantemente presentes. Si fueron erosionados y transportados a grandes distancias desde el océano abierto (por ejemplo, retrolavado), la evidencia de estructuras sedimentarias de alta energía y de diversos clastos y especies de diferentes intervalos de edad debería ser clara. No existe evidencia de nada de lo anterior.

3. Los conjuntos foraminíferos planctónicos dentro del intervalo de 50 cm son de gran diversidad con especies pequeñas y grandes, de cáscara fina y gruesa, y todos son característicos de la última edad de CF1 de la zona maastrichtiense. Estos conjuntos uniformes, y la ausencia de especies más antiguas reelaboradas, no pueden explicarse por el retrolavado y el relleno de cráteres, pero son consistentes con la deposición in situ en un entorno hemipelágico de baja energía.

4. La presencia de madrigueras por debajo del límite K-T y en las cuatro capas glauconíticas dentro del intervalo de 50 cm a continuación indica que la deposición se produjo en un entorno sedimentario normal con organismos excavadores en el fondo del océano. Si estos depósitos consistieran en retrolavado de alta energía y reelaboración de corriente, las madrigueras no podrían haberse conservado.

Por lo tanto, la evidencia indica que los conjuntos foraminíferos plancticos del maastrichtiense tardío se depositaron in situ después del evento de impacto en un entorno hemipelágico de baja energía que era lo suficientemente profundo (≈100 m) como para soportar foraminíferos plancticos y comunidades bentónicas activas de madrigueras. La profundización puede haber sido causada por la excavación del cráter y el aumento del nivel del mar durante el último maastrichtiense. Esta interpretación puede probarse más a fondo sobre la base de la naturaleza de la deposición de sedimentos.

Ambiente Deposicional. La naturaleza y el entorno de deposición del intervalo de 50 cm entre las disconformidades en la parte superior de la brecha de impacto y el límite K-T proporciona otra prueba crítica de deposición in situ versus deposición de retrolavado y, por lo tanto, la edad del impacto, ya sea K-T o pre-K-T. El intervalo de 50 cm consiste predominantemente en calizas micríticas laminadas con microlapas o parches de cristales de dolomita anhédricos y una capa de dolomita de 5 cm de espesor en la base (Fig. 4). Las calizas micríticas indican deposición en condiciones de agua silenciosa y de baja energía, mientras que la dolomía formada por el reemplazo diagenético de la piedra caliza precursora con la textura laminada original sigue siendo visible.

Las estructuras sedimentarias indican un historial deposicional variable. Cinco capas finas de microclasto arcilloso verde están incrustadas en calizas laminadas en 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, y 794,11 m; este último marca el límite K-T (Fig. 4). Los residuos insolubles de estos intervalos revelan que los microclastos son de origen glauconita y / o tienen revestimiento de glauconita in situ. el microscopio electrónico de barrido ambiental y los análisis de DRX de microclastos y arcilla verde revelan un patrón de DRX de glauconita (17) (Fig. 5) sin vidrio alterado presente. Para la comparación, hemos analizado cuatro muestras de las brechas a profundidades de 827,81, 851,02, 861,74 y 876,37 m. Los análisis XRD de estos intervalos de brechas muestran la presencia de esmectita de Ceto, que es característica del vidrio alterado (22) (Fig. 5A). La glauconita se forma en la interfaz sedimento-agua en ambientes con acumulación de detritos muy lenta. Por lo tanto, las cinco capas de microclastos y arcilla verde indican largas pausas en el entorno de deposición tranquilo general con sedimentación reducida y la formación de glauconita seguida de evisceración de sedimentos, generación de clastos y transporte a pequeña escala por actividad corriente menor.

El vidrio es muy raro en todo el intervalo de 50 cm. No se observaron clastos de brecha. La bioturbación es común en y alrededor de las capas de microclastos a 794,19, 794,24 y 794,34 m, y el intervalo por debajo del K-T está fuertemente excavado por invertebrados, algunos de los cuales pueden haber penetrado para formar la madriguera aislada más grande a 794,31 m (Fig. 4). Este hallazgo sugiere que una comunidad bentónica activa prosperó en el fondo oceánico durante la deposición de sedimentos y argumenta en contra de la deposición rápida por retrolavado.

El cambio en el ángulo de inmersión entre 794,34 y 794,52 m puede deberse a la compactación/sedimentación del material eyectado subyacente que cambió localmente la pendiente del fondo marino. Las pequeñas fallas de crecimiento sinsedimentarias extensionales de alrededor de 794,50 m también pueden haber sido causadas por este proceso.

En la parte inferior del intervalo de 50 cm, la ropa de cama oblicua en tres capas delgadas (1 cm) entre 794,45 y 794.53 m pueden haber estado formados por aguas ligeramente agitadas. Sin embargo, la ausencia de cambios de tamaño de grano sugiere que esto podría ser una característica diagenética. Los sedimentos en la rotura del núcleo (794,40 m) son alterados mecánicamente por la perforación, pero su color verde grisáceo sugiere un componente de glauconita como en las capas verdes por encima y por debajo.

La sedimentología del intervalo de 50 cm que cubre la brecha suevita indica que la deposición postimpacta ocurrió en un ambiente de baja energía con poca actividad actual, lo que favoreció la deposición de calizas laminadas. Pero este entorno se interrumpió cuatro veces durante períodos prolongados con una actividad de avivamiento ligeramente más activa antes del límite K-T y de nuevo en el límite, lo que probablemente estaba relacionado con los cambios en el nivel del mar. Cada vez, la sedimentación se redujo, lo que permitió la formación de glauconita, que luego fue seguida por el arrastre de sedimentos, la generación de clastos y el transporte antes del regreso de la deposición de sedimentos laminados de baja energía.

La escasez de clastos de vidrio o brechas en estos sedimentos, el entorno de baja energía y las pausas repetidas y la formación de glauconita no proporcionan evidencia de deposición rápida relacionada con el lavado a contracorriente y el relleno de cráteres para este intervalo de 50 cm de espesor.

Edad Pre-K-T de Impacto Chicxulub. La edad del impacto de Chicxulub ahora se puede determinar a partir del núcleo de Yax-1 sobre la base de la posición estratigráfica de la brecha en relación con el límite K-T, la naturaleza de la deposición de sedimentos entre la brecha y el límite K-T, y la edad de los conjuntos foraminíferos planctónicos dentro de estos sedimentos. En Yax – 1, la parte superior de la brecha está marcada por una disconformidad y el límite K-T está marcado por una arcilla glauconítica verde que forma otra disconformidad. En el medio hay 50 cm de calizas dolomíticas y micríticas laminadas interrumpidas por cuatro horizontes glauconíticos. Estos sedimentos indican un ambiente hemipelágico tranquilo, interrumpido a veces por un ligero aumento de la actividad actual que resultó en una reducción de la deposición de sedimentos, el aventamiento y el transporte a corta distancia. La bioturbación en estos horizontes y el límite K-T indican un fondo oceánico colonizado por invertebrados.

Los conjuntos foraminíferos planctónicos dentro de estos sedimentos son característicos de la zona CF1, que abarca los últimos 300 ky del maastrichtiense. La magnetoestratigrafía indica C29r por debajo del límite K-T, que abarca los últimos 570 ky del Maastrichtiense. Además, los valores δ13C son característicos del maastrichtiense tardío. Las tres aproximaciones de edad son, por lo tanto, consistentes con una edad pre-K-T para la brecha de impacto subyacente, mientras que la sedimentología descarta el retrolavado y el relleno del cráter para el intervalo de 50 cm entre la brecha y el límite K-T. Con base en estos datos, el impacto de Chicxulub es anterior al límite K-T y ocurrió en algún momento durante la parte inicial de la zona CF1 y la parte media de C29r por debajo del límite K-T.

Otra Evidencia de Edad Pre-K-T. La edad pre-K-T determinada a partir de Yax-1 se suma a la evidencia acumulada de una edad pre-K-T para el impacto de Chicxulub en el noreste de México, donde se han descubierto capas de eyecciones de impacto (microtektitas) intercaladas en margas del Maastrichtiense Tardío en numerosas localidades (23). En El Peñón y 25 km al noreste en Loma Cerca, cuatro capas de microtectitas están intercaladas en 10 m de margas pelágicas, sin evidencia de plegamiento o falla. Los foraminíferos plancticos indican que la deposición ocurrió durante la zona CF1 del maastrichtiense tardío con la capa más antigua cerca de la base de la zona (23, 24) (Fig. 6). Consideramos que la capa de microtectitas más baja es la eyección original del impacto de Chicxulub, mientras que las capas superiores parecen ser reelaboradas repetidamente por las corrientes, como lo indican los clastos de marga comunes y los foraminíferos bentónicos de aguas poco profundas y los desechos. Sobre la base de la bioestratigrafía y las tasas de acumulación de sedimentos, la capa de microtectitas más antigua en estos sitios mexicanos se depositó ≈300 ky antes del límite K-T, lo que también sugiere que el impacto de Chicuxulub es anterior al límite K-T.

Una edad pre-K-T para el impacto de Chicxulub fue sugerida por primera vez por López Ramos (25) basándose en abundantes foraminíferos planctómicos del Maastrichtiense tardío en margas y calizas por encima de la brecha de impacto del pozo de PEMEX C1 ubicado cerca del centro del cráter de Chicxulub (Fig. 1). Esta unidad del maastrichtiense tardío que cubre la brecha de impacto también fue identificada por Ward et al. (9) en el pozo Sacapuc-1 basado en correlaciones de troncos eléctricos y determinado que tiene un espesor ≈18 m. Hasta la fecha, los datos bioestratigráficos, magnetoestratigráficos, isótopos estables o iridios no admiten una edad límite K-T para el impacto de Chicxulub.

Impactos múltiples y Extinción masiva

La edad pre-K-T del impacto de Chicxulub presta apoyo a un escenario de impacto múltiple con impactos durante el Maastrichtiense Tardío, a ≈300 ky antes del límite K-T y en el límite K-T (Fig. 6). Durante el Maastrichtiense tardío en el Mar del Norte (cráter Silverpit) (26) y Ucrania (cráter Boltysh) (27), también existen evidencias de cráteres de impacto más pequeños. Además, se han notificado anomalías Ir y PGE del Maastrichtiense tardío en Omán (28). Otro impacto puede haber ocurrido en el Daniano temprano (zona de P. eugubina, ≈64,9 millones de años atrás), como sugieren los patrones de anomalías Ir y PGE en secciones de México, Guatemala y Haití (24, 29, 30).

El impacto de Chicxulub del Maastrichtiense tardío coincidió con el vulcanismo mayor del Decán (31, 32), el calentamiento del invernadero (hace 65,4-65,2 millones de años) (33) y una disminución gradual de la diversidad de especies durante los últimos 700 ky antes del límite K-T, pero no hubo extinciones de especies mayores (11, 34) (Fig. 6). Sin embargo, un cambio hacia conjuntos ecológicos dominados por los generalistas en foraminíferos plancticos, reflejando el estrés biótico mayor asociado con estos cambios ambientales del Maastrichtiense tardío, aunque el estrés biótico parece deberse principalmente al vulcanismo mayor (35). La extinción en masa coincidió con el impacto en el límite K-T y el volcanismo del Decán y eliminó todas las especies tropicales y subtropicales, todas las cuales eran raras en ese momento con un promedio combinado de abundancia relativa <el 15% de la población foraminífera total (13). Este hallazgo sugiere que el impacto del límite K-T (y el vulcanismo) puede haber sido la gota que colmó el vaso, en lugar de la matanza catastrófica de una comunidad próspera y saludable.

Con evidencia creciente de una edad pre-K-T para el impacto de Chicxulub de capas de microtektitas en el noreste de México (23, 24), núcleo de Chicxulub Yax-1, y pozos anteriores C1 y Sacapuc-1 (9, 25), la ubicación del cráter de impacto K-T sigue siendo desconocida. El cráter Shiva en la India ha sido propuesto como posible candidato (36). Es necesario reevaluar los efectos bióticos de los grandes impactos, en particular los asociados con el impacto Chicxulub del Maastrichtiense tardío, y diferenciarlos de los efectos bióticos causados por el vulcanismo del Decán y el calentamiento de los invernaderos.