L’impact de Chicxulub est antérieur à l’extinction de masse de la limite K-T

Âge de l’impact de Chicxulub

Limite K-T. La limite K-T est identifiée à 794,11 m, ≈50 cm au-dessus de la brèche d’impact (Fig. 2). La limite est caractérisée par un calcaire marneux gris-vert foncé de 2 à 3 cm d’épaisseur avec une argile glauconitique verte de 3 à 4 mm d’épaisseur (17) qui marque une disconformité érosive. L’intervalle de 50 cm au-dessous de la limite K-T est en polarité inversée C29r. Il est clair que 7 cm au-dessus de la limite K-T, le noyau est normalement magnétisé (en chron 29n). Le changement semble se produire à plus de 4 cm au-dessus de la limite K-T, bien qu’un seul point de données se produise. Les isotopes stables du carbone montrent les valeurs élevées de δ13C du Maastrichtien tardif au-dessus de la brèche, suivies de l’excursion négative caractéristique à la limite K-T. (La faible valeur dans l’échantillon de dolomie 21 est due à des effets diagénétiques.) Les concentrations d’iridium se situent dans la plage des valeurs de fond et n’atteignent que 0,29 ng/g à la limite K-T (Fig. 2). L’absence d’anomalie Ir et le court intervalle de C29r au-dessus de la limite K-T suggèrent un hiatus, comme l’indique également la biostratigraphie.

Les Premiers foraminifères planctiques tertiaires (Daniens) sont présents à 2 cm au-dessus de la limite K-T de l’argile verte et de la disconformité et indiquent la zone Pla (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis, et Globoconusa daubjergensis, plus de rares espèces du Crétacé retravaillées). Dans l’intervalle de 5 cm tacheté et bioturbé sus-jacent (échantillons 5 et 6), ces premières espèces daniennes sont communes, ainsi que Parasubbotina pseudobulloïdes bien développées, Subbotina triloculinoides et Globanomalina compressa, qui sont caractéristiques d’un assemblage de Pla supérieur et suggèrent que l’intervalle Danien le plus ancien (zones P0 et Pla inférieur) est manquant.

L’intervalle manquant à la limite K-T peut être estimé à partir des assemblages de foraminifères planctiques et de la magnétostratigraphie. Les zones daniennes primitives P0 et Pla sont corrélatives avec C29r au-dessus de la limite K-T, qui s’étend sur environ les 275 premiers ky du Tertiaire (19, 20). À Yax-1, cet intervalle n’est représenté que par 6 cm de la zone supérieure Pla et C29r, indiquant > 250 ky manquants et faisant probablement partie du Maastrichtien le plus élevé. Cela peut expliquer l’absence de l’anomalie Ir caractéristique qui marque la limite K-T dans le monde entier.

Dans le calcaire marneux situé à 6 cm au-dessus de la limite K-T, un autre changement brusque se produit dans l’assemblage d’espèces à une taille plus grande, ainsi que l’apparition brutale de l’assemblage de la zone supérieure Plc (2) (par exemple, absence de P. eugubina et présence de Premurica inconstans, Eoglobigerina trivialis et Globanomalina pentagona). Cela marque un autre hiatus majeur (794,05 m) avec la zone Plb et la partie inférieure de la zone Plc (l) manquantes, comme l’indique également le changement de polarité magnétique de C29r à C29n.

Des hiatus K-T et du début du Danien de ces magnitudes ont été observés dans l’ensemble des Caraïbes et du golfe du Mexique (21) et dans les grands fonds à l’échelle mondiale (20) et pourraient être liés à l’intensification des courants d’eau profonde au cours du Paléocène inférieur.

Âge de l’unité Entre la brèche et le K-T. Les foraminifères planctiques à l’intérieur des calcaires dolomitiques et micritiques stratifiés de 50 cm d’épaisseur entre la brèche et la limite K-T fournissent des contraintes d’âge critiques pour le dépôt de cette unité en plus de la magnétostratigraphie. L’examen des coupes minces révèle que les intervalles stratifiés sont riches en foraminifères planctiques du Maastrichtien tardif, bien qu’ils soient invariablement recristallisés et mal conservés dans ces calcaires micritiques. Le processus de recristallisation, cependant, a conservé la morphologie de l’espèce et la calcite de la coquille de couleur plus claire par rapport à la micrite environnante, bien que les images à très fort grossissement montrent la texture cristalline de la micrite. Pour cette raison, le grossissement des espèces est limité (×100-200) et les images sont souvent floues (Fig. 3). Nous montrons des espèces représentatives à différents intervalles à un grossissement qui permet encore de reconnaître les morphologies caractéristiques des espèces. Pour illustrer que ces formes sont des foraminifères et les différencier des sédiments cristallins, nous les montrons incrustés dans le calcaire micritique environnant plus sombre. Aucun foraminifère n’est conservé dans les couches dolomitiques (exemple : échantillon 21) caractérisées par des rhombes de dolomie.

Des assemblages de foraminifères planctiques divers et abondants sont présents dans tous les échantillons de calcaire micritique stratifié, bien que les foraminifères benthiques soient moins fréquents (principalement des bouliminellidés). Les assemblages planctiques sont constitués d’espèces caractéristiques de la zone CF1 du Maastrichtien tardif, dont 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., et Globigerinelloides aspera (Fig. 2 et 3). La zone CF1 couvre les 300 derniers ky du Crétacé, en corrélation avec la partie supérieure du magnétochron C29r en dessous de la limite K-T. Ces assemblages de zone CF1 indiquent donc que le dépôt des 50 cm de calcaires micritiques stratifiés s’est produit après l’impact de Chicxulub et avant l’extinction massive de la limite K-T.

Alternativement, les calcaires micritiques stratifiés de 50 cm d’épaisseur et les foraminifères du Maastrichtien tardif pourraient-ils représenter un remaniement par lavage à contre-courant et remplissage de cratère après le dépôt de la brèche d’impact? Les preuves de microfossiles suggèrent que ce n’est pas le cas pour plusieurs raisons.

1. Le lavage à contre-courant et le remplissage des cratères nécessitent des courants à haute énergie pour éroder et transporter les matériaux, y compris divers clastes et éléments fauniques de la brèche d’impact et des lithologies sous-jacentes et de leurs foraminifères benthiques en eau peu profonde. Il n’existe aucune preuve d’un tel remaniement dans les 50 cm critiques entre l’unité de brèche et la limite K-T, et il n’existe pas non plus de preuves sédimentaires pour un environnement de dépôt à haute énergie (voir ci-dessous).

2. Avant l’impact, le plateau du Yucatan dans la région de Chicxulub était un environnement subtidal peu profond qui ne supportait pas d’assemblages de foraminifères planctiques. Après l’impact, ces microfossiles sont abondamment présents. Si elles ont été érodées et transportées sur de grandes distances à partir de la haute mer (par exemple, un lavage à contre-courant), les preuves de structures sédimentaires à haute énergie et de divers clastes et d’espèces diverses provenant de divers intervalles d’âge avancé devraient être claires. Aucune preuve de ce qui précède n’existe.

3. Les assemblages de foraminifères planctiques dans l’intervalle de 50 cm sont d’une grande diversité avec des espèces petites et grandes, à carapace fine et épaisse, et tous sont caractéristiques de la dernière zone maastrichtienne CF1. De tels assemblages uniformes, et l’absence d’espèces plus anciennes retravaillées, ne peuvent pas être expliqués par le lavage à contre-courant et le remplissage des cratères, mais ils sont compatibles avec un dépôt in situ dans un environnement hémipélagique à faible énergie.

4. La présence de terriers sous la limite K-T et dans les quatre couches glauconitiques dans l’intervalle de 50 cm ci-dessous indique que le dépôt s’est produit dans un environnement sédimentaire normal avec des organismes fouisseurs au fond de l’océan. Si ces dépôts consistaient en un lavage à contre-courant à haute énergie et un remaniement du courant, les terriers n’auraient pas pu être préservés.

Les preuves indiquent donc que les assemblages de foraminifères planctiques tardifs du Maastrichtien ont été déposés in situ après l’événement d’impact dans un environnement hémipélagique à faible énergie suffisamment profond (≈100 m) pour soutenir des foraminifères planctiques et soutenir des communautés benthiques actives et fouisseuses. L’approfondissement peut avoir été causé par l’excavation du cratère et l’élévation du niveau de la mer au cours du dernier Maastrichtien. Cette interprétation peut être testée en fonction de la nature du dépôt de sédiments.

Environnement de dépôt. La nature et l’environnement de dépôt de l’intervalle de 50 cm entre les disconformités au sommet de la brèche d’impact et la limite K-T fournissent un autre test critique du dépôt in situ par rapport au dépôt par lavage à contre-courant et, par conséquent, de l’âge de l’impact, qu’il s’agisse de K-T ou de pré-K-T. L’intervalle de 50 cm se compose principalement de calcaires micritiques stratifiés avec des microcouches ou des plaques de cristaux de dolomie anèdres et une couche de dolomie de 5 cm d’épaisseur à la base (Fig. 4). Les calcaires micritiques indiquent un dépôt dans des conditions d’eau calmes et à faible énergie, tandis que la dolomie formée par le remplacement diagénétique du calcaire précurseur par la texture stratifiée d’origine est toujours visible.

Les structures sédimentaires indiquent une histoire de dépôt variable. Cinq couches minces de microclastes argileux verts sont noyées dans des calcaires stratifiés à 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, et 794,11 m; ce dernier marque la limite K-T (Fig. 4). Les résidus insolubles de ces intervalles révèlent que les microclastes sont d’origine glauconite et/ou présentent un revêtement in situ glauconite. les analyses au microscope électronique à balayage environnemental et au XRD des microclastes et de l’argile verte révèlent un motif XRD de glauconite (17) (Fig. 5) sans verre altéré présent. A titre de comparaison, nous avons analysé quatre échantillons de la brèche à des profondeurs de 827,81, 851,02, 861,74 et 876,37 m. Les analyses XRD de ces intervalles de brèche montrent la présence de Cheto smectite, caractéristique du verre altéré (22) (Fig. 5 BIS). La glauconite se forme à l’interface sédiment-eau dans des environnements où l’accumulation de détritus est très lente. Les cinq couches de microclastes et d’argile verte indiquent donc de longues pauses dans l’environnement de dépôt globalement calme avec une sédimentation réduite et la formation de glauconite suivie d’un vannage des sédiments, d’une génération de clastes et d’un transport à petite échelle par une activité de courant mineure.

Le verre est très rare dans tout l’intervalle de 50 cm. Aucun claste de brèche n’a été observé. La bioturbation est courante dans et autour des couches de microclastes à 794,19, 794,24 et 794,34 m, et l’intervalle en dessous du K-T est fortement creusé par des invertébrés, dont certains peuvent avoir pénétré pour former le plus grand terrier isolé à 794,31 m (Fig. 4). Cette découverte suggère qu’une communauté benthique active a prospéré au fond de l’océan lors du dépôt de sédiments et plaide contre un dépôt rapide par lavage à contre-courant.

Le changement de l’angle de pendage entre 794,34 et 794,52 m peut être dû au compactage / décantation du matériau d’éjection sous-jacent qui a localement modifié la pente du fond marin. Les minuscules failles de croissance syn-sédimentaire extensionnelles d’environ 794,50 m peuvent également avoir été causées par ce processus.

Dans la partie inférieure de l’intervalle de 50 cm, la litière oblique en trois couches minces (1 cm) entre 794,45 et 794.53 m peuvent avoir été formés par des eaux légèrement agitées. Cependant, l’absence de changements de taille des grains suggère qu’il pourrait s’agir d’une caractéristique diagénétique. Les sédiments à la rupture du noyau (794,40 m) sont perturbés mécaniquement par le forage, mais leur couleur gris-vert suggère une composante de glauconite comme dans les couches vertes au-dessus et en dessous.

La sédimentologie de l’intervalle de 50 cm recouvrant la brèche suévite indique donc que le dépôt postimpact s’est produit dans un environnement de faible énergie avec peu d’activité actuelle, ce qui a favorisé le dépôt de calcaires stratifiés. Mais cet environnement a été interrompu quatre fois pendant des périodes prolongées avec une activité de vannage légèrement plus active avant la limite K-T et à nouveau à la limite, ce qui était probablement lié aux changements du niveau de la mer. Chaque fois, la sédimentation a été réduite, permettant la formation de glauconite, qui a ensuite été suivie par le vannage des sédiments, la génération de clastes et le transport avant le retour du dépôt de sédiments stratifiés à faible énergie.

La rareté des clastes de verre ou de brèche dans ces sédiments, l’environnement à faible énergie et les pauses répétées et la formation de glauconite ne fournissent aucune preuve de dépôt rapide lié au lavage à contre-courant et au remplissage des cratères pour cet intervalle de 50 cm d’épaisseur.

Âge pré-K-T de l’impact de Chicxulub. L’âge de l’impact de Chicxulub peut maintenant être déterminé à partir du noyau Yax-1 en fonction de la position stratigraphique de la brèche par rapport à la limite K-T, de la nature du dépôt de sédiments entre la brèche et la limite K-T et de l’âge des assemblages de foraminifères planctiques à l’intérieur de ces sédiments. À Yax-1, le sommet de la brèche est marqué par une disconformité et la limite K-T est marquée par une argile glauconitique verte qui forme une autre disconformité. Entre les deux se trouvent 50 cm de calcaires stratifiés dolomitiques et micritiques interrompus par quatre horizons glauconitiques. Ces sédiments indiquent un environnement hémipélagique calme, parfois interrompu par une légère augmentation de l’activité du courant qui a entraîné une réduction des dépôts de sédiments, du vannage et du transport sur de courtes distances. La bioturbation à ces horizons et la limite K-T indiquent un fond océanique colonisé par des invertébrés.

Les assemblages de foraminifères planctiques au sein de ces sédiments sont caractéristiques de la zone CF1, qui s’étend sur les 300 derniers ky du Maastrichtien. La magnétostratigraphie indique C29r sous la limite K-T, qui couvre les 570 derniers ky du Maastrichtien. De plus, les valeurs δ13C sont caractéristiques du Maastrichtien tardif. Les trois approximations d’âge sont donc cohérentes avec un âge pré-K-T pour la brèche d’impact sous-jacente, alors que la sédimentologie exclut le lavage à contre-courant et le remplissage des cratères pour l’intervalle de 50 cm entre la brèche et la limite K-T. D’après ces données, l’impact de Chicxulub est antérieur à la limite K-T et s’est produit au début de la zone CF1 et dans la partie médiane de C29r sous la limite K-T.

Autres signes d’âge Pré-K-T. L’âge pré-K-T déterminé à partir de Yax-1 s’ajoute aux preuves accumulées d’un âge pré-K-T pour l’impact de Chicxulub dans le nord-est du Mexique, où des couches d’éjectas d’impact (microtektites) ont été découvertes intercalées dans des marnes du Maastrichtien tardif dans de nombreuses localités (23). À El Peñon et à 25 km au nord-est à Loma Cerca, quatre couches de microtektites sont intercalées dans 10 m de marnes pélagiques, sans aucune preuve de plissement ou de faille. Les foraminifères planctiques indiquent que le dépôt s’est produit au cours de la zone du Maastrichtien tardif CF1 avec la couche la plus ancienne près de la base de la zone (23, 24) (Fig. 6). Nous considérons la couche de microtektite la plus basse comme l’éject d’origine de l’impact de Chicxulub, tandis que les couches supérieures semblent être retravaillées à plusieurs reprises par les courants, comme l’indiquent les clastes marneux communs et les foraminifères et débris benthiques en eau peu profonde. D’après la biostratigraphie et les taux d’accumulation des sédiments, la couche de microtektite la plus ancienne de ces sites mexicains a été déposée ≈300 ky avant la limite K-T, ce qui suggère également que l’impact de Chicuxulub est antérieur à la limite K-T.

Un âge pré-K-T pour l’impact de Chicxulub a été suggéré pour la première fois par Lopez Ramos (25) sur la base d’abondants foraminifères planctiques du Maastrichtien tardif dans les marnes et les calcaires au-dessus de la brèche d’impact du puits de PEMEX C1 situé près du centre du cratère de Chicxulub (Fig. 1). Cette unité du Maastrichtien tardif recouvrant la brèche d’impact a également été identifiée par Ward et al. (9) dans le puits Sacapuc-1 sur la base de corrélations log électriques et déterminé comme ayant une épaisseur de ≈18 m. À ce jour, les données biostratigraphiques, magnétostratigraphiques, isotopes stables ou iridium ne supportent pas un âge limite K-T pour l’impact de Chicxulub.

Impacts multiples et Extinction de masse

L’âge pré-K-T de l’impact de Chicxulub soutient un scénario à impacts multiples avec des impacts à la fin du Maastrichtien, à ≈300 ky avant la limite K-T et à la limite K-T (Fig. 6). À la fin du Maastrichtien, en mer du Nord (cratère Silverpit) (26) et en Ukraine (cratère Boltysh) (27), il existe également des preuves de cratères d’impact plus petits. En outre, des anomalies Ir et EGP du Maastrichtien tardif ont été signalées à Oman (28). Un autre impact pourrait s’être produit au début du Danien (zone de P. eugubina, ≈il y a 64,9 millions d’années), comme le suggèrent les modèles d’anomalies Ir et PGE dans des sections du Mexique, du Guatemala et d’Haïti (24, 29, 30).

L’impact du Chicxulub du Maastrichtien tardif a coïncidé avec le volcanisme majeur du Deccan (31, 32), le réchauffement des serres (il y a 65,4 à 65,2 millions d’années) (33) et une diminution progressive de la diversité des espèces au cours des 700 derniers ky avant la limite K-T, mais aucune extinction majeure d’espèces (11, 34) (Fig. 6). Cependant, un passage à des assemblages dominés par des généralistes écologiques dans les foraminifères planctiques, reflétant un stress biotique majeur associé à ces changements environnementaux du Maastrichtien tardif, bien que le stress biotique semble être principalement dû à un volcanisme majeur (35). L’extinction de masse a coïncidé avec l’impact de la limite K-T et le volcanisme du Deccan et a éliminé toutes les espèces tropicales et subtropicales, qui étaient toutes rares à cette époque avec une abondance relative combinée représentant en moyenne < 15% de la population totale de foraminifères (13). Cette découverte suggère que l’impact de la limite K-T (et le volcanisme) pourrait avoir été la goutte d’eau qui a brisé le dos du chameau, plutôt que la destruction catastrophique d’une communauté prospère et en bonne santé.

Avec la preuve croissante d’un âge pré-K-T pour l’impact de Chicxulub des couches de microtektites du nord-est du Mexique (23, 24), du noyau de Chicxulub Yax-1 et des puits antérieurs C1 et Sacapuc-1 (9, 25), l’emplacement du cratère d’impact K-T reste inconnu. Le cratère de Shiva en Inde a été proposé comme candidat possible (36). Les effets biotiques des impacts importants doivent être réévalués, en particulier ceux associés à l’impact de Chicxulub du Maastrichtien tardif, et différenciés des effets biotiques causés par le volcanisme du Deccan et le réchauffement des serres.