Chicxulub hatás megelőzi a K-T határ tömeges kihalását

A Chicxulub ütközés kora

K-T határ. A K-T határ 794,11 m-en, 50 cm-rel a Breccia ütközés felett van (ábra. 2). A határt 2-3 cm – es hick sötétszürke-zöld marly mészkő jellemzi, 3-4 mm vastag zöld glaukonitos agyaggal (17), amely eróziós diszonformitást jelez. A K-T határ alatti 50 cm-es intervallum fordított polaritású C29r.nyilvánvaló, hogy a K-T határ felett 7 cm-rel a mag általában mágnesezett (29N krónban). Úgy tűnik, hogy a változás több mint 4 cm-rel a K-T határ felett következik be, bár csak egy adatpont fordul elő. A stabil szénizotópok a késő Maastrichtian magas 63C értékeit mutatják a breccia felett, Ezt követi a jellegzetes negatív kirándulás a K-T határon. (A 21 dolomitminta alacsony értéke a diagenetikus hatásoknak köszönhető.) Az irídium koncentrációja a háttérértékek tartományában van, és csak a K-T határnál éri el a 0,29 ng/g értéket (ábra. 2). Az Ir-anomália hiánya és a c29r rövid intervalluma a K-T határ felett szünetre utal, amint azt a biostratigráfia is jelzi.

Az első harmadlagos (Dán) planktikus foraminifera 2 cm-rel a K-T határ zöld agyag és diszonformitás felett van jelen, és jelzi a Pla zónát (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis és Globoconusa daubjergensis, valamint ritka átdolgozott Kréta Fajok). A felső foltos, bioturbált 5 cm-es intervallumban (5.és 6. minta) ezek a korai Dán fajok gyakoriak, valamint a jól fejlett Parasubbotina pseudobulloides, Subbotina triloculinoides és Globanomalina compressa, amelyek jellemzőek a felső Pla együttesre, és arra utalnak, hogy a legkorábbi Dán intervallum (p0 és alsó Pla zónák) hiányzik.

a K-t határnál hiányzó intervallum planktikus foraminiferális együttesekből és magnetosztratigráfiából becsülhető meg. A korai dániai p0 és Pla zónák korrelatívak a C29r-rel a K-T határ felett, amely a harmadidőszak első 275 ky-jára terjed ki (19, 20). A Yax-1-nél ezt az intervallumot a PLA és a C29r felső zónából csak 6 cm képviseli, jelezve, hogy >250 ky hiányzik, és valószínűleg a legfelső maastrichti része. Ez megmagyarázhatja a jellegzetes Ir anomália hiányát, amely világszerte jelzi a K-T határt.

a K-T határ felett 6 cm-re lévő márványos mészkőben egy másik hirtelen változás következik be a fajegyüttesben nagyobb méretűre, valamint a felső zóna plc (2) együttesének hirtelen megjelenése (pl. P. eugubina hiánya és Premurica inconstans, Eoglobigerina trivialis és Globanomalina pentagona jelenléte). Ez újabb jelentős szünetet jelent(794,05 m), PLB zónával és a PLC (l) zóna alsó részével hiányzik, amint azt a mágneses polaritás c29r-ről C29n-re történő változása is jelzi.

a K-T és a korai dániai fennakadásokat a Karib-térségben és a Mexikói-öbölben (21) és a mélytengeri területeken (20) megfigyelték, és a korai paleocén idején a mélytengeri áramlatokhoz kapcsolódhatnak.a planktic foraminifera a Breccia és a K-T határ közötti 50 cm vastag laminált dolomitos és mikritikus mészkőben a magnetosztratigráfia mellett kritikus korhatárokat biztosít az egység lerakódásához. A vékony szakaszok vizsgálata azt mutatja, hogy a laminált intervallumok gazdagok a késő maastrichti planktic foraminifera-ban, bár ezek mindig átkristályosodnak és rosszul megőrződnek ezekben a mikritikus mészkövekben. Az átkristályosítási folyamat azonban megtartotta a faj morfológiáját és a világosabb színű héj kalcitját a környező mikrithez képest, bár a nagyon nagy nagyítású képek a kristályos mikrit textúráját mutatják. Emiatt a fajok nagyítása korlátozott (100-200), és a képek gyakran homályosak (ábra. 3). Különböző időközönként reprezentatív fajokat mutatunk be nagyítással, amely továbbra is lehetővé teszi a jellegzetes Fajok morfológiáinak felismerését. Annak szemléltetésére, hogy ezek a formák foraminiferák, és hogy megkülönböztessük őket a kristályos üledékektől, megmutatjuk, hogy beágyazódtak a sötétebb környező mikritikus mészkőbe. A dolomitrétegekben (például a 21.mintában) a dolomit rombokkal jellemzett foraminiferák nem őrződnek meg.

változatos és bőséges planktikus foraminiferális együttesek vannak jelen minden laminált mikritikus mészkő mintában, bár a bentikus foraminifera ritkábban fordul elő (többnyire buliminellidák). A planktikus együttesek jellegzetes késő maastrichti zóna CF1 fajokból állnak, köztük 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. és Globigerinelloides aspera (füge. 2 és 3). A CF1 zóna a kréta utolsó 300 ky-ját öleli fel, korrelál a c29r magnetokron felső részével a K-T határ alatt. Ezek a CF1 zónaegyüttesek tehát azt jelzik, hogy az 50 cm-es laminált mikritikus mészkő lerakódása a Chicxulub becsapódása után és a K-T határ tömegpusztulása előtt történt.

Alternatív megoldásként az 50 cm vastag laminált mikritikus mészkő és a késő maastrichti foraminifera a Breccia becsapódás utáni visszamosással és kráterfeltöltéssel történő átdolgozást jelentheti? A mikrofosszilis bizonyítékok arra utalnak, hogy több okból sem ez a helyzet.

1. A Hátmosáshoz és a kráter feltöltéséhez nagy energiájú áramokra van szükség az anyagok erodálásához és szállításához, beleértve a különböző klasztereket és faunális elemeket az impact breccia és a mögöttes litológiák és azok sekély vizű bentikus foraminifera. A Breccia-egység és a K-T határ közötti kritikus 50 cm-ben nincs bizonyíték ilyen átdolgozásra, sem üledékes bizonyíték a nagy energiájú lerakódási környezetre (lásd alább).

2. az ütközés előtt a Chicxulub területén található Yucatan polc sekély szubtidális környezet volt, amely nem támogatta a planktikus foraminiferális együtteseket. Az ütközés után ezek a mikrofosszíliák bőségesen jelen vannak. Ha a nyílt óceántól nagy távolságokra erodálták és szállították őket (pl. visszaöblítés), a nagy energiájú üledékes struktúrák, valamint a különböző idősebb korokból származó különböző klaszterek és különböző fajok bizonyítékainak világosnak kell lenniük. A fentiek egyikére sem létezik bizonyíték.

3. az 50 cm-es intervallumon belüli Planktikus foraminiferális együttesek nagy változatosságúak a kis és nagy, vékony és vastag héjú fajokkal, és mindegyik jellemző a legújabb maastrichti zóna CF1 korára. Az ilyen egységes együttesek, valamint a régebbi átdolgozott Fajok hiánya nem magyarázható a hátmosással és a kráter kitöltésével, de összhangban vannak az in situ lerakódással egy alacsony energiájú hemipelagikus környezetben.

4. A K-T határ alatt és a négy glaukonitos rétegben az alábbi 50 cm-es intervallumon belül a lerakódás normális üledékes környezetben történt, az óceán fenekén ásó organizmusokkal. Ha ezek a lerakódások nagy energiájú visszaöblítésből és jelenlegi átdolgozásból álltak volna, akkor az üregeket nem lehetett volna megőrizni.

A bizonyítékok tehát azt mutatják, hogy a késő maastrichti planktikus foraminiferalis együtteseket in situ helyezték el az ütközési esemény után egy alacsony energiájú hemipelagikus környezetben, amely elég mély volt (100 m) ahhoz, hogy támogassa a planktikus foraminiferákat és támogassa az aktív, burrowing bentikus közösségeket. A mélyülést a kráter feltárása és a tengerszint emelkedése okozhatta a legutóbbi Maastrichti időszakban. Ez az értelmezés tovább tesztelhető az üledéklerakódás jellege alapján.

lerakódási környezet. Az 50 cm-es intervallum jellege és lerakódási környezete az ütközési breccia tetején lévő diszkonformitások és a K-T határ közötti 50 cm-es intervallum egy másik kritikus tesztet nyújt az in situ versus backwash lerakódásról, és így az ütközés koráról, akár K-T, akár pre-K-T. az 50 cm-es intervallum túlnyomórészt laminált mikritikus mészkőből áll, mikrorétegekkel vagy anhedrális dolomitkristályok foltjaival és egy 5 cm vastag dolomitréteggel az alján (ábra. 4). A mikritikus mészkő alacsony energiájú, csendes vízviszonyok mellett történő lerakódást jelez, míg a prekurzor mészkő diagenetikus cseréjével képződött dolomit az eredeti laminált textúrával még mindig látható.

az üledékes struktúrák változó lerakódási előzményeket jeleznek. Öt vékony zöld agyagos mikroklaszt réteg van beágyazva laminált mészkőbe 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, 794,11 m; ez utóbbi jelöli a K-T határt (ábra. 4). Ezen intervallumok oldhatatlan maradékai azt mutatják, hogy a mikroklasztok glaukonit eredetűek és/vagy in situ glaukonit bevonattal rendelkeznek. a környezeti pásztázó elektronmikroszkóp és a mikroklasztok és a zöld agyag XRD analízise egy glaukonit XRD mintát mutat (17) (ábra. 5)megváltozott üveg nélkül. Összehasonlításképpen négy mintát elemeztünk a breccia-ból 827,81, 851,02, 861,74 és 876,37 m mélységben. ezeknek a breccia-intervallumoknak az XRD elemzése Cheto-szmektit jelenlétét mutatja, amely a megváltozott üvegre jellemző (22) (ábra. 5A). A glaukonit az üledék-víz interfészen nagyon lassú detritus felhalmozódású környezetben képződik. Az öt mikroklaszt és zöld agyagréteg tehát hosszú szüneteket jelez az Általános csendes lerakódási környezetben, csökkent ülepedéssel és glaukonit képződéssel, amelyet az üledék elszívása, a klaszterképződés és a kis méretű szállítás követ kisebb aktuális aktivitással.

az üveg nagyon ritka a teljes 50 cm-es intervallumban. Breccia klasztereket nem figyeltek meg. A bioturbáció gyakori a mikroklaszt rétegekben és azok körül 794,19, 794,24 és 794,34 m-en, és a K-T alatti intervallumot Gerinctelenek erősen ásják, amelyek közül néhány behatolhatott, hogy a nagyobb izolált lyukat 794,31 m-en képezzék (ábra. 4). Ez a megállapítás arra utal, hogy egy aktív bentikus közösség virágzott az óceán fenekén az üledék lerakódása során, és a visszaöblítéssel történő gyors lerakódás ellen érvel.

a merülési szög 794,34 és 794,52 m közötti változása az alapul szolgáló ejecta anyag tömörülésének/ülepedésének tudható be, amely helyileg megváltoztatta a tengerfenék lejtését. A 794,50 m körüli apró extenziós szin-üledékes növekedési hibákat szintén ez a folyamat okozhatta.

az 50 cm-es intervallum alsó részén a ferde ágynemű három vékony (1 cm-es) rétegben 794,45-794 között.53 m-t enyhén izgatott vizek alkothattak. A szemcseméret-változások hiánya azonban arra utal, hogy ez diagenetikus jellemző lehet. A magtörésnél (794,40 m) lévő üledékeket mechanikusan zavarja a fúrás, de Szürke-zöld színük glaukonit komponensre utal, mint a fenti és alatti zöld rétegekben.

a suevite breccia feletti 50 cm-es intervallum ülepedése tehát azt jelzi, hogy a posztimpakt lerakódás alacsony energiájú környezetben történt, kevés aktuális aktivitással, ami elősegítette a laminált mészkő lerakódását. De ezt a környezetet négyszer hosszabb ideig megszakították, valamivel aktívabb winnowing aktivitással a K-T határ előtt, majd ismét a határon, ami valószínűleg a tengerszint változásával függött össze. Minden alkalommal, az ülepedés csökkent, lehetővé téve a glaukonit képződését, amelyet ezután üledékszitálás követett, klaszterképződés, szállítás az alacsony energiájú laminált üledéklerakódás visszatérése előtt.

ezekben az üledékekben az üveg-vagy breccia-klaszterek szűkössége, az alacsony energiájú környezet, valamint a glaukonit ismételt szünetei és képződése nem szolgáltat bizonyítékot arra, hogy az 50 cm vastag intervallumnál a visszamosással és a kráter feltöltésével kapcsolatos gyors lerakódás lenne.

a Chicxulub hatás előtti K-T kora. A Chicxulub-hatás kora A Yax-1 magból határozható meg a breccia rétegtani helyzete alapján a K-T határhoz képest, a Breccia és a K-T határ közötti üledéklerakódás jellege, valamint a planktikus foraminiferális együttesek kora ezen üledékeken belül. A Yax-1-nél a breccia tetejét diszonformitás, a K-T határt pedig Zöld glaukonitos agyag jelöli, amely újabb diszonformitást képez. A kettő között 50 cm-es laminált dolomitos és mikritikus mészkő van, amelyet négy glaukonitos horizont szakít meg. Ezek az üledékek csendes hemipelagikus környezetet jeleznek, amelyet időnként megszakít a kissé megnövekedett jelenlegi aktivitás, ami csökkentette az üledék lerakódását, winnowing, rövid távú szállítás. A bioturbáció ezeken a horizontokon és a K-T határvonalon egy Gerinctelenek által gyarmatosított óceánfenékre utal.

az ezen üledékeken belüli planktikus foraminiferális együttesek jellemzőek a CF1 zónára, amely a maastrichti utolsó 300 ky-t öleli fel. A magnetosztratigráfia a C29r-t jelzi a K-T határ alatt, amely a maastrichti utolsó 570 ky-t öleli fel. A késő maastrichti értékekre is jellemzőek a 13C-os értékek. Mindhárom kor proxy tehát összhangban van egy pre-K-T kor a mögöttes hatás breccia, míg a sedimentology kizárja backwash és kráter kitöltés közötti 50 cm-es intervallum breccia és K-T határ. Ezen adatok alapján a Chicxulub hatás megelőzte a K-T határt, és valamikor a CF1 zóna korai szakaszában, valamint a C29r középső részén történt a K-T határ alatt.

A K-T előtti életkor Egyéb bizonyítékai. A Yax-1-ből meghatározott pre-K-t életkor növeli a Chicxulub-hatás K-t előtti korának felhalmozódó bizonyítékait Mexikó északkeleti részén, ahol impact ejecta rétegeket (mikrotektitákat) fedeztek fel késő maastrichti márványokban, számos településen (23). A Loma Cerca-tól 25 km-re északkeletre fekvő el PE-ban négy mikrotektit réteg van 10 m nyílt tengeri márványba ágyazva, nincs bizonyíték a hajtogatásra vagy a hibára. A Planktic foraminifera azt jelzi, hogy a lerakódás a késő maastrichti CF1 zónában történt, a legrégebbi réteggel a zóna alapja közelében (23, 24) (ábra. 6). Úgy véljük,a legalsó mikrotektit réteg az eredeti ejecta a Chicxulub hatása, míg a felső réteg úgy tűnik, hogy többször átdolgozott áramok, amint azt a közös márványhalmok és sekély vizű bentikus foraminifera és törmelék. A biosztratigráfia és az üledékfelhalmozódás alapján ezeken a Mexikói helyeken a legrégebbi mikrotektit réteg 300 ky-val a K-T határ előtt rakódott le, ami arra is utal, hogy a Chicuxulub hatás megelőzte a K-T határt.

a Chicxulub-becsapódás előtti k-t-korát először Lopez Ramos (25) javasolta a bőséges késő maastrichti planktikus foraminifera alapján márványokban és mészkőkben a Chicxulub-kráter közepe közelében elhelyezkedő PEMEX well C1 ütközési breccia felett (ábra. 1). Ezt a késő maastrichti egységet, amely a Breccia hatását fedi le, Ward et al. (9)a sacapuc-1 kútban elektromos log korrelációk alapján, 18 m vastagságúnak meghatározva. A mai napig biosztratigráfiai, magnetosztratigráfiai, stabil izotóp, vagy irídium adatok nem támasztják alá a Chicxulub-hatás k-t határkorát.

többszörös hatások és tömeges kihalás

a Chicxulub-hatás k-T előtti kora támogatást nyújt egy többszörös ütközéses forgatókönyvhöz, amelynek hatásai a késő maastrichti időszakban, a K-T határ előtt 300 ky-nál és a K-T határnál vannak (ábra. 6). A késő maastrichti időszakban az Északi-tengeren (Silverpit-kráter) (26) és Ukrajnában (Boltysh-kráter) (27) kisebb becsapódási kráterek is léteznek. Ezen túlmenően Ománból késő maastrichti Ir és PGE anomáliákról számoltak be (28). Egy másik hatás a korai Dániában (P. eugubina zóna, 64,9 millió évvel ezelőtt) fordulhatott elő, amint azt a Mexikói, Guatemalai és Haiti (24, 29, 30) szakaszok IR és PGE anomáliamintái sugallják.

a késő maastrichti Chicxulub-hatás egybeesett a fő Dekkáni vulkanizmussal (31, 32), az üvegházhatású felmelegedéssel (65,4-65,2 millió évvel ezelőtt) (33), valamint a fajok sokféleségének fokozatos csökkenésével a K-T határ előtti utolsó 700 ky során, de nem történt nagyobb fajkihalás (11, 34) (ábra. 6). A planktic foraminifera ökológiai generalistára való áttérés azonban uralta az együtteseket, tükrözve a késő maastrichti környezeti változásokhoz kapcsolódó jelentős biotikus stresszt, bár úgy tűnik, hogy a biotikus stressz elsősorban a nagy vulkanizmusnak köszönhető (35). A tömeges kihalás egybeesett a K-T határhatással és a Dekkáni vulkanizmussal, és megszüntette az összes trópusi és szubtrópusi fajt, amelyek mindegyike akkoriban ritka volt, és összesített relatív bőségük átlagosan <a teljes foraminiferális populáció 15% – át tette ki (13). Ez a megállapítás arra utal, hogy a K-T határhatás (és a vulkanizmus) valószínűleg a szalma volt, amely megtörte a teve hátát, nem pedig egy egészséges virágzó közösség katasztrofális megölése.

az északkelet-Mexikói (23, 24), Chicxulub mag Yax-1, valamint a korábbi C1 és Sacapuc-1 kutak (9, 25) Chicxulub becsapódási rétegeinek K-t előtti korára vonatkozó bizonyítékokkal a K-T becsapódási kráter helye továbbra sem ismert. Az indiai Shiva-krátert javasolták lehetséges jelöltként (36). A nagy hatások biotikus hatásait újra kell értékelni, különösen azokat, amelyek a késő maastrichti Chicxulub-hatáshoz kapcsolódnak, és meg kell különböztetni a Dekkán vulkanizmus és az üvegházhatás okozta biotikus hatásoktól.