Chicxulub-iskun Ikä
K-T-Raja. K-T: n raja tunnistetaan 794,11 metrissä, ≈50 cm iskun yläpuolella breccia (Kuva. 2). Rajalle on ominaista 2-3 cm pitkä tummanharmaanvihreä marly kalkkikivi, jossa on 3-4 mm paksua vihreää glaukooniittisavea (17), joka merkitsee eroosiollista diskonformiteettia. 50 cm: n väli K-T: n rajan alapuolella on käänteisessä napaisuudessa C29r. on selvää, että 7 cm K-T: n rajan yläpuolella ydin on normaalisti magnetoitunut (aikronissa 29N). Muutos näyttää tapahtuvan yli 4 cm K-T-rajan yläpuolella, vaikka vain yksi datapiste esiintyy. Stabiilit hiilen isotoopit osoittavat myöhäisen Maastrichtian korkeat δ13C-arvot breccian yläpuolella, mitä seuraa ominaispiirroskohta K-T: n rajalla. (Dolomiittinäytteen 21 alhainen arvo johtuu diageneettisistä vaikutuksista.) Iridiumpitoisuudet ovat tausta-arvojen rajoissa ja saavuttavat vain 0,29 ng/g K-T-rajalla (Kuva. 2). Ir-anomalian puuttuminen ja c29r: n lyhyt väli K-T: n rajan yläpuolella viittaavat tauolle, kuten myös biostratigrafia osoittaa.
viisi sedimenttiin ja ikään liittyvää proxia paljastaa myöhäisiä Maastrichtin pelagisia sedimenttejä, jotka vaikuttavat breccian vaikutukseen Chicxulubin ytimessä Yax-1. Huomaa, että vyöhykkeet P0, suurin osa Pla: sta ja luultavasti vyöhykkeen CF1 ylin osa puuttuvat. Lisäksi 794,05 metrin katkos merkitsee PLB-vyöhykkeen ja PLC: n alaosan menetystä. Ir-anomalian puuttuminen johtuu todennäköisesti K-T-rajan ylittävästä tauosta.
ensimmäinen tertiäärinen (Danian) planktinen foraminifera esiintyy 2 cm K-T-rajan yläpuolella vihreänä Savena ja diskonformiteettina ja ilmaisee vyöhykkeen Pla (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis ja Globoconusa daubjergensis sekä harvinaiset uudelleen työstetyt liitukauden lajit). Yläpuolisella kirjavalla, bioturboidulla 5 cm: n intervallilla (näytteet 5 ja 6) nämä varhaiset Danielilajit ovat yleisiä, samoin kuin hyvin kehittyneet Parasubbotina pseudobulloides, Subbotina triloculinoides ja Globanomalina compressa, jotka ovat tyypillisiä ylemmälle Pla: lle ja viittaavat siihen, että varhaisin Danian intervalli (vyöhykkeet P0 ja alempi Pla) puuttuu.
puuttuva intervalli K-T: n rajalla voidaan arvioida planktisesta foraminiferaalikokoonpanosta ja magnetostratigrafiasta. Varhaiset Danian vyöhykkeet P0 ja Pla korreloivat K-T-rajan yläpuolella olevan c29r: n kanssa, joka ulottuu noin Tertiäärin ensimmäisen 275 ky: n (19, 20) kohdalle. Yax – 1: ssä Tätä väliä edustaa vain 6 cm ylemmästä vyöhykkeestä Pla ja C29r, mikä osoittaa >250 ky puuttuu ja todennäköisesti osa ylimmästä Maastrichtianista. Tämä saattaa selittää K-T-rajaa merkitsevän tunnusomaisen Ir-anomalian puuttumisen maailmanlaajuisesti.
marly-kalkkikivessä 6 cm: n korkeudella K-T-rajan yläpuolella tapahtuu toinen äkillinen muutos lajin kokoonpanossa suurempaan kokoon sekä yläalueen Plc (2) kokoonpanon äkillinen ilmaantuminen (esim.P. eugubinan puuttuminen ja premurica inconstansin, Eoglobigerina trivialisin ja Globanomalina pentagonan esiintyminen). Tämä merkitsee Toinen merkittävä tauko (794.05 m) zone Plb ja alaosan zone Plc(l) puuttuu, kuten myös osoittaa magneettinen napaisuus muutos c29r c29n.
näiden magnitudien k-T-ja varhaisia Daniaanisia hiatuksia on havaittu kaikkialla Karibianmerellä ja Meksikonlahdella (21) sekä syvänmerellä maailmanlaajuisesti (20), ja ne saattavat liittyä varhaisella Paleoseenilla voimistuneisiin syvänmeren virtauksiin.
Yksikköikä Breccian ja K-T. Planktinen foraminifera 50 cm: n paksuisessa laminoidussa dolomiittisessa ja mikriittisessä kalkkikivessä breccian ja K-T: n rajapinnan välissä antaa kriittiset ikärajoitukset tämän yksikön laskeumalle magnetostratigrafian lisäksi. Ohuiden osien tutkiminen paljastaa, että laminoidut intervallit ovat runsaasti myöhäisiä Maastrichtin planktisia foraminiferoita, vaikka ne ovat poikkeuksetta uudelleenkiteytettyjä ja huonosti säilyneitä näissä mikritiikkisissä limestoneissa. Uudelleenkiteytymisprosessi kuitenkin säilytti lajin morfologian ja vaaleamman värisen kuoren kalsiitin suhteessa ympäröivään mikriittiin, vaikka hyvin suurella suurennuksella otetuissa kuvissa kiteinen mikriittirakenne näkyy. Tästä syystä lajien suurentaminen on vähäistä (×100-200) ja kuvat ovat usein sumeita (Kuva. 3). Näytämme edustavia lajeja eri aikaväleiltä suurennoksella, joka mahdollistaa yhä lajille ominaisten morfologioiden tunnistamisen. Havainnollistaaksemme, että nämä muodot ovat foraminifera ja erottaaksemme ne kiteisistä sedimenteistä, näytämme ne sulautuneina tummempaan ympäröivään mikriittiseen kalkkikiveen. Ei foraminiferoita säilötään dolomiittikerroksissa (esim.näyte 21), joille on ominaista dolomiittirombit.
myöhäisen Maastrichtin ja varhaisen paleoseenin planktisen foraminiferan Ohutkasvuiset mikrografit Yax-1: stä. (Mittakaava bar = 100 µm kuville 1-3; fscale bar = 200 µm kuville 4-11.) Varhaiset Paleoseenivyöhykkeet Pla-Plc: kuva 1, W. hornerstownensis (näyte 1); kuva 2, P. eugubina (näyte 6); kuva 3, P. pseudobulloides (näyte 5); kuva 4, P. inconstans (näyte 4). Myöhäinen Maastrichtin vyöhyke CF1: kuva 5, Plummerita hantkeninoides (näyte 20); kuva 6, Rugoglobigerina macrocephala (näyte 9); kuvat 7 ja 8, Rugoglobigerina rugosa (näytteet 19 ja 12); kuva 9, Globotruncana insignis (näyte 20); kuva 10, Globotruncana arca (näyte 9); kuva 11, Rosita contusa (näyte 9).
kaikissa laminoiduissa mikriittisissä kalkkikivinäytteissä esiintyy monimuotoisia ja runsaita planktisia foraminiferaalikokoonpanoja, joskin pohjaforaminifera on harvinaisempaa (enimmäkseen buliminellidejä). Planktiset kokoonpanot koostuvat tyypillisistä myöhäisistä Maastrichtin vyöhykkeen CF1 lajeista, mukaan lukien 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., ja Globigerinelloides aspera (viikuna. 2 ja 3). Vyöhyke CF1 kattaa liitukauden viimeiset 300 ky: tä korreloiden magnetokronin c29r: n yläosan kanssa K-T: n rajan alapuolella. Nämä vyöhykkeiden CF1 kokoonpanot osoittavat siis, että 50 cm: n kerrostuneiden mikriittisten kalkkikivien Laskeuma tapahtui Chicxulub-iskun jälkeen ja ennen k-T-rajan massasukupuuttoa.
vaihtoehtoisesti voisiko 50 cm: n paksuinen laminoitu mikriittinen kalkkikivi ja myöhäinen Maastrichtian foraminifera olla uudelleen työstämistä takapesun ja kraatterin täydennysrakentamisen jälkeen törmäyksen breccia? Microfossil todisteet viittaavat siihen, että näin ei ole useista syistä.
-
Taustavesien ja kraattereiden täydennysrakentaminen vaatii korkeaenergisiä virtauksia murentamaan ja kuljettamaan materiaalia, mukaan lukien erilaiset klastit ja faunaalielementit törmäyksestä breccia ja sen taustalla olevat litologiat ja niiden matalassa vedessä oleva pohjavesimäinen foraminifera. Breccia-yksikön ja K-T-rajan kriittisellä 50 cm: n etäisyydellä ei ole näyttöä tällaisesta muokkauksesta, eikä myöskään sedimenttitodisteita korkean energian säilytysympäristöstä (KS.jäljempänä).
-
ennen törmäystä Chicxulubin alueella sijaitseva Jukatanin hylly oli matala alajuoksun ympäristö, joka ei tukenut planktisia foraminiferalistisia ryhmittymiä. Iskun jälkeen nämä mikrofossiilit ovat runsaasti läsnä. Jos ne kuluivat ja kulkeutuivat suurten etäisyyksien päähän avomerestä (esim.selkävesi), näytteiden korkeaenergisistä sedimenttirakenteista ja erilaisista klasteista ja erilaisista lajeista eri vanhemmilta ikävaiheilta pitäisi olla selkeitä. Mitään todisteita mistään edellä mainituista ei ole.
-
50 cm: n välein sijaitsevat Planktiset foraminiferaalikokoonpanot ovat hyvin monimuotoisia pienten ja suurten, ohut-ja paksukuoristen lajien kanssa, ja kaikki ovat tyypillisiä viimeisimmälle Maastrichtin vyöhykkeen CF1 – aikakaudelle. Tällaisia yhtenäisiä kokoonpanoja ja vanhempien uudelleen työstettyjen lajien puuttumista ei voida selittää takapesulla ja kraattereiden täydennysrakentamisella, mutta ne ovat yhdenmukaisia in situ-laskeuman kanssa matalaenergiaisessa hemipelagisessa ympäristössä.
-
kolojen esiintyminen K-T-rajan alapuolella ja neljässä glaukoomakerroksessa 50 cm: n aikavälillä viittaa siihen, että laskeuma tapahtui normaalissa sedimenttiympäristössä, jossa oli kaivautuvia eliöitä merenpohjassa. Jos nämä esiintymät koostuivat korkeaenergisestä takaisinkierrätyksestä ja nykyisistä uusiokäsittelyistä, kolot eivät olisi voineet säilyä.
todisteet viittaavat siis siihen, että myöhäiset Maastrichtin planktiset foraminiferaalikokoonpanot talletettiin paikan päälle törmäystapahtuman jälkeen matalaenergiseen hemipelagiseen ympäristöön, joka oli tarpeeksi syvä (≈100 m) tukemaan planktista foraminiferaa ja tuki aktiivisia, kaivautuvia pohjayhteisöjä. Syveneminen saattoi johtua kraatterin kaivamisesta ja merenpinnan noususta viimeisimmän Maastrichtian aikana. Tätä tulkintaa voidaan edelleen testata sedimenttikerrostuman luonteen perusteella.
Talletusympäristö. Breccia-iskun yläosan disconformitioiden ja K-T-rajan välisen 50 cm: n väli-ja depositioympäristö tarjoaa toisen kriittisen testin in situ-vastapesu-laskeuman ja siten iskun iän, olipa kyseessä K-T tai pre-K-T. 50 cm: n väli koostuu pääasiassa laminoiduista mikriittisistä kalkkikivistä, joissa on mikrokerroksia tai laikkuja anhedraalisista dolomiittikiteistä ja 5 cm: n paksuinen dolomiittikerros tyvessä (Kuva. 4). Mikriittiset kalkkikivet osoittavat laskeumaa matalaenergisissä, hiljaisissa vesiolosuhteissa, kun taas dolomiitti, joka on muodostunut esiastekalkkikiven diageneettisen korvaamisen jälkeen alkuperäisellä laminoidulla tekstuurilla, on edelleen näkyvissä.
breccian yläosassa olevien disconformitioiden ja K-T-rajan välinen 50 cm: n välinen Lithologi. (Asteikko bar = 0,1 mm näytteille 6 ja 8 ja 1 mm näytteille 1-5, 7 ja 9-21.) Useimpien näytevälien sedimenttiominaisuudet on esitetty ohuisissa mikrografeissa, joiden numerot on näppäilty näytepaikkaan lithologissa. Huomaa neljä erillistä vihreää mikrokerrosta (<1 cm), joissa kaikissa on glaukooniittia ja / tai glaukooniittipinnoitettuja mikroklasteja (KS.Kuva. 5).
Sedimenttirakenteet kertovat vaihtelevasta kerrostumishistoriasta. Viisi ohutta vihreää savikerrosta on upotettu laminoituihin kalkkikiviin 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, ja 794,11 m; jälkimmäinen merkitsee K-T: n rajaa (kuva. 4). Näiden aikavälien liukenemattomat jäämät osoittavat, että mikroklastit ovat glaukooniittialkuperää ja/tai niillä on in situ glaukooniittipinnoite. ympäristön pyyhkäisyelektronimikroskooppi ja MIKROKLASTIEN ja vihreän saven XRD-analyysit paljastavat GLAUKONIITIN XRD-kuvion (17) (Kuva. 5) ilman muuttunut lasi läsnä. Vertailun vuoksi olemme analysoineet neljä breccian näytettä syvyyksissä 827.81, 851.02, 861.74 ja 876.37 m. näiden breccian intervallien XRD-analyysit osoittavat Cheto smectiitin läsnäolon, joka on ominaista muutetulle lasille (22) (Kuva. 5 A ). Glaukoniittia muodostuu sedimentin ja veden rajapinnassa ympäristöissä, joissa detritus kerääntyy hyvin hitaasti. Viisi mikroklastista ja vihreää savikerrosta kertovat siis pitkistä tauoista hiljaisessa kerrostumaympäristössä, jolloin sedimentti vähenee ja glaukoniitti muodostuu, minkä jälkeen sedimentti vuolee, muodostuu klasteja ja kulkeutuu pienimuotoisesti vähäisen virtaaman vaikutuksesta.
A) vihreästä K-T-savikerroksesta (näyte 8) tehty Ohutkerroskuva, johon on lisätty määrityspaikka. Tämän vihreän saven XRD-diffraktogrammi osoittaa, että siinä on kypsää glaukooniittia (17). Sen sijaan Breccia-näytteiden XRD-analyysi osoittaa hyvin kiteytyneen Cheto-smektiitin, joka on tyypillinen muunneltu lasituote. (B) ympäristön pyyhkäisyelektronimikroskooppi mikrografi K-T vihreästä savesta (näyte 8) elektronidiffraktometrin röntgenanalyysillä, joka osoittaa glaukooniittisen koostumuksen (varjostettu väli). C ja D osoittavat samanlaisia glaukooniittisia koostumuksia liukenemattomien jäämien jyvien osalta näytteiden 13 ja 17 vihreistä kerroksista. (Huomaa, että Cl-piikki johtuu liukenemattomien jäämien valmistuksessa käytetystä kloorihydriinihaposta.) Vertailua varten on esitetty sem Petrology Atlas (18) – tutkimuksen glaukoniittivertailustandardi.
lasi on hyvin harvinainen koko 50 cm: n välein. Breccia-klasteja ei havaittu. Bioturbaatio on yleistä mikroklastikerroksissa ja niiden ympäristössä 794.19, 794.24 ja 794.34 m: n kohdalla, ja K-T: n alapuolella oleva väli on voimakkaasti selkärangattomien kaivautuma, joista osa on saattanut tunkeutua muodostaen suuremman eristetyn kolon 794.31 m: n kohdalla (Kuva. 4). Tämä havainto viittaa siihen, että aktiivinen pohjayhteisö menestyi merenpohjassa sedimenttikerrostuman aikana, ja se vastustaa nopeaa kerrostumista selkävesillä.
dippikulman muutos välillä 794,34-794,52 m voi johtua merenpohjan kaltevuutta paikallisesti muuttaneen ejecta-aineksen tiivistymisestä / asettumisesta. Myös noin 794,50 metrin syvyiset syn-sedimenttiset kasvuvirheet ovat saattaneet johtua tästä prosessista.
50 cm: n väli alempana vino kuivike kolmessa ohuessa (1 cm) kerroksessa välillä 794,45-794.53 metriä on saattanut muodostua lievästi kuohuvista vesistä. Raekoon muutosten puuttuminen viittaa kuitenkin siihen, että kyseessä voisi olla diageneettinen piirre. Ydinmurtuman (794,40 m) sedimentit häiriintyvät mekaanisesti poraamalla, mutta niiden harmaanvihreä väri viittaa glaukooniittikomponenttiin kuten vihreissä kerroksissa ylä-ja alapuolella.
Sedimentologia 50 cm: n välein suevite breccian päällä osoittaa näin, että postimpact-Laskeuma tapahtui matalaenergiaisessa ympäristössä, jossa oli vähän virtaa, mikä suosi laminoitujen kalkkikivilaskeumaa. Mutta tämä ympäristö keskeytettiin neljä kertaa pitkiksi ajoiksi hieman aktiivisemmalla viskaustoiminnalla ennen K-T-rajaa ja uudelleen rajalla, mikä liittyi todennäköisesti merenpinnan muutoksiin. Joka kerta sedimentaatio väheni, mikä mahdollisti glaukoniitin muodostumisen, jota seurasi sedimenttien vuoleminen, klastinmuodostus ja kuljetus ennen matalaenergisen kerrostuneen sedimenttikerrostuman paluuta.
lasi-tai breccia-klastien niukkuus näissä sedimenteissä, vähäenerginen ympäristö sekä toistuvat tauot ja glaukooman muodostuminen eivät anna näyttöä nopeasta laskeumasta, joka liittyy tämän 50 cm: n paksuisen jakson aikana syntyvään takapesuun ja kraattereiden täydennysrakentamiseen.
Chicxulub-iskun esi-K-T-Ikä. Chicxulub-iskun ikä voidaan nyt määrittää Yax-1-ytimestä perustuen breccian stratigrafiseen sijaintiin suhteessa K-T-rajaan, breccian ja K-T-rajan välisen sedimenttikerrostuman luonteeseen sekä näiden sedimenttien planktisten foraminiferaalisten kokoonpanojen ikään. Yax – 1: ssä breccian huipulle on merkitty diskonformiteetti ja K-T: n rajalle vihreä glaukoniittinen savi, joka muodostaa toisen diskonformiteetin. Välissä on 50 cm laminoitua dolomiittista ja mikriittistä kalkkikiveä, joka keskeytyy neljään glaukooniittiseen horisonttiin. Nämä sedimentit viittaavat hiljaiseen hemipelagiseen ympäristöön, joka keskeytyi ajoittain hieman nykyisen aktiivisuuden lisääntyessä, mikä johti sedimentin laskeuman vähenemiseen, vuolemiseen ja lyhyen matkan kuljetuksiin. Bioturbaatio näillä näköalapaikoilla ja K-T: n raja kertovat selkärangattomien asuttamasta merenpohjasta.
näiden sedimenttien planktiset foraminiferaaliset muodostumat ovat tyypillisiä vyöhykkeelle CF1, joka ulottuu Maastrichtian 300 ky: n viimeiselle alueelle. Magnetostratigrafia osoittaa c29r alle K-T rajan, joka ulottuu viimeinen 570 ky Maastrichtian. Myös δ13C-arvot ovat tyypillisiä myöhäiselle Maastrichtilaiselle. Kaikki kolme ikämerkintää ovat siten yhdenmukaisia ennen k-T-ikää breccian taustalla olevalle vaikutukselle, kun taas sedimentologia sulkee pois backwashin ja kraatterin täydennysrakentamisen breccian ja K-T: n rajan 50 cm väliltä. Näiden tietojen perusteella Chicxulub-isku edeltää K-T-rajaa Ja tapahtui joskus vyöhykkeen CF1 alkupuolella ja c29r: n keskiosassa K-T-rajan alapuolella.
muut todisteet ennen K-T-ikää. Yax-1: stä määritetty esi-k-t-ikä lisää todisteita Chicxulub-iskun esi-iästä Koillis-Meksikossa, jossa törmäysheijastuskerroksia (mikrotektiittejä) on löydetty myöhäisten Maastrichtian marlien väliltä lukuisilta paikkakunnilta (23). El Peñonissa ja 25 km koilliseen Loma Cercassa on neljä mikrotektiittikerrosta, jotka ovat 10 m pelagisia marleja, ilman todisteita taittumisesta tai faultaamisesta. Planktic foraminifera osoittavat, että laskeuma tapahtui aikana myöhään Maastrichtian vyöhykkeen CF1 vanhin kerros lähellä pohjaa vyöhykkeen (23, 24) (Kuva. 6). Pidämme alin mikrotektite kerros kuin alkuperäinen ejecta alkaen Chicxulub vaikutus, kun taas ylemmät kerrokset näyttävät toistuvasti muokataan virtaukset, kuten osoittavat yhteinen marl klastit ja matalassa vedessä benthic foraminifera ja roskat. Biostratigrafian ja sedimenttien kertymisnopeuksien perusteella vanhin mikrotektiittikerros näillä Meksikon kohteilla kerrostui ≈300 ky ennen k-T-rajaa, mikä viittaa myös siihen, että Chicuxulub-törmäys edeltää K-T-rajaa.
ehdotti Chicxulub impact breccian korrelaatiota Yax-1: n ytimessä Mendezin muodostuman vanhimman mikrotektiittikerroksen kanssa El Penonissa ja Loma Cercassa Koillis-Meksikossa (22, 24). (Pidämme nuorempia mikrotektiittikerroksia, jotka ovat interbedded in marls, uudelleen työstettävinä.) Ir-poikkeama Koillis-Meksikossa on K-T: n rajalla.
Chicxulubin iskua edeltävää k-t-aikaa ehdotti ensimmäisenä Lopez Ramos (25), joka perustui runsaaseen myöhäiseen Maastrichtilaiseen planktiseen foraminiferaan marleissa ja kalkkikivissä, jotka olivat törmäyksen yläpuolella lähellä Chicxulubin kraatterin keskustaa sijaitsevan Pemexin kaivon C1 breccia (Kuva. 1). Tämä myöhäinen Maastrichtian yksikkö yli vaikutus breccia tunnistettiin myös Ward et al. (9) hyvin Sacapuc-1 perustuu sähkö log korrelaatioita ja määritetty olevan ≈18 m paksu. Tähän mennessä biostratigrafiset, magnetostratigrafiset, stabiilit isotooppitiedot tai iridiumitiedot eivät tue Chicxulub-iskun K-T-raja-ikää.
Monivaikutukset ja joukkosukupuutto
Chicxulub-iskua edeltävä K-T-Ikä tukee monivaikutusskenaariota, jossa vaikutukset tapahtuvat myöhäisen Maastrichtian aikana, ≈300 ky ennen K-T: n rajaa ja K-T: n rajalla (Kuva. 6). Myöhäisen Maastrichtian aikana Pohjanmerellä (Silverpit-kraatteri) (26) ja Ukrainassa (Boltysh-kraatteri) (27) on myös todisteita pienemmistä törmäyskraattereista. Lisäksi Omanista on raportoitu myöhäisiä Maastrichtin Ir-ja PGE-poikkeamia (28). Toinen törmäys on saattanut tapahtua varhaisella Danian alueella (P. eugubinan vyöhyke, ≈64,9 miljoonaa vuotta sitten), kuten Ir-ja PGE-anomaliakuviot Meksikosta, Guatemalasta ja Haitista (24, 29, 30).
myöhäinen Maastrichtian Chicxulub-ilmiö sattui samaan aikaan Deccanin tuliperäisyyden (31, 32), kasvihuoneilmiön (65,4-65,2 miljoonaa vuotta sitten) (33) ja lajien monimuotoisuuden vähittäinen väheneminen viimeisen 700 ky: n aikana ennen K-T: n rajaa, mutta ei merkittäviä lajien sukupuuttoja (11, 34) (Kuva. 6). Planktisessa foraminiferassa on kuitenkin siirrytty ekologisten generalistien hallitsemiin kokonaisuuksiin, mikä heijastaa näihin myöhäisiin Maastrichtin ympäristönmuutoksiin liittyvää suurta bioottista stressiä, vaikka bioottinen stressi näyttääkin johtuvan pääasiassa suuresta tuliperäisyydestä (35). Joukkosukupuutto tapahtui samaan aikaan K-T: n rajavaikutuksen ja Deccanin tuliperäisyyden kanssa ja hävitti kaikki trooppiset ja subtrooppiset lajit, jotka kaikki olivat tuohon aikaan harvinaisia, ja niiden yhteenlaskettu suhteellinen runsaus oli keskimäärin <15% Koko foraminiferaalisesta populaatiosta (13). Tämä havainto viittaa siihen, että K-T: n rajavaikutus (ja tuliperäisyys) saattoi olla se oljenkorsi, joka katkaisi kamelin selän, eikä terveen kukoistavan yhteisön katastrofaalinen tappo.
kun koetaan todisteita Chicxulubin törmäyksestä mikrotektiittikerroksista Koillis-Meksikossa (23, 24), Chicxulubin ytimestä Yax-1 ja aiemmista kaivoista C1 ja Sacapuc-1 (9, 25), k-T-törmäyskraatterin sijainti on edelleen tuntematon. Intian Shiva-kraatteria on ehdotettu mahdolliseksi ehdokkaaksi (36). Suurten vaikutusten bioottiset vaikutukset on arvioitava uudelleen, erityisesti ne, jotka liittyvät myöhäiseen Maastrichtin Chicxulub-vaikutukseen, ja erotettava Deccanin tuliperäisyyden ja kasvihuoneilmiön aiheuttamista bioottisista vaikutuksista.