L’impatto di Chicxulub precede l’estinzione di massa del limite K-T

Età dell’impatto di Chicxulub

Limite K-T. Il confine K – T è identificato a 794,11 m, ≈50 cm sopra la breccia d’impatto (Fig. 2). Il confine è caratterizzato da un calcare marnoso grigio-verde scuro da 2 a 3 cm con argilla glauconitica verde spessa da 3 a 4 mm (17) che segna una disconformità erosiva. L’intervallo di 50 cm sotto il limite K-T è in polarità invertita C29r. È chiaro che 7 cm sopra il limite K-T il nucleo è normalmente magnetizzato (in chron 29n). La modifica sembra verificarsi più di 4 cm sopra il limite K-T, anche se si verifica solo un punto dati. Gli isotopi di carbonio stabili mostrano gli alti valori δ13C del Tardo Maastrichtiano sopra la breccia, seguiti dalla caratteristica escursione negativa al limite K-T. (Il basso valore nel campione di dolomite 21 è dovuto agli effetti diagenetici.) Le concentrazioni di iridio rientrano nell’intervallo dei valori di fondo e raggiungono solo 0,29 ng / g al limite K-T (Fig. 2). L’assenza di un’anomalia Ir e il breve intervallo di C29r sopra il limite K-T suggeriscono una pausa, come indicato anche dalla biostratigrafia.

I Primi foraminiferi planctici terziari (daniani) sono presenti 2 cm sopra il confine K-T argilla verde e disconformità e indicano zona Pla (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis e Globoconusa daubjergensis, oltre a rare specie del Cretaceo rielaborate). Nell’intervallo di 5 cm screziato e bioturbato sovrastante (campioni 5 e 6), queste prime specie daniane sono comuni, insieme a Parasubbotina pseudobulloides ben sviluppata, Subbotina triloculinoides e Globanomalina compressa, che sono caratteristiche di un assemblaggio Pla superiore e suggeriscono che il primo intervallo daniano (zone P0 e Pla inferiore) è mancante.

L’intervallo mancante al limite K-T può essere stimato da assemblaggi foraminiferi planctici e magnetostratigrafia. Le prime zone daniane P0 e Pla sono correlative con C29r al di sopra del confine K-T, che si estende circa sui primi 275 ky del Terziario (19, 20). A Yax-1 questo intervallo è rappresentato da soli 6 cm della zona superiore Pla e C29r, indicando>250 ky mancanti e probabilmente parte del Maastrichtiano più alto. Questo potrebbe spiegare l’assenza della caratteristica anomalia Ir che segna il confine K-T in tutto il mondo.

Nel calcare marnoso a 6 cm sopra il limite K-T, si verifica un altro brusco cambiamento nell’assemblaggio delle specie a dimensioni maggiori, insieme all’aspetto brusco dell’assemblaggio Plc (2) della zona superiore (ad esempio, assenza di P. eugubina e presenza di Premurica inconstans, Eoglobigerina trivialis e Globanomalina pentagona). Questo segna un’altra grande pausa (794,05 m) con zona Plb e la parte inferiore del Plc di zona(l) mancante, come indicato anche dal cambiamento di polarità magnetica da C29r a C29n.

I K-T e i primi iati daniani di queste grandezze sono stati osservati in tutti i Caraibi e nel Golfo del Messico (21) e nel mare profondo a livello globale (20) e possono essere collegati a correnti di acque profonde intensificate durante il Paleocene inferiore.

Età dell’unità Tra Breccia e K-T. I foraminiferi planctici all’interno dei calcari dolomitici e micritici laminati spessi 50 cm tra il limite di breccia e K-T forniscono vincoli di età critici per la deposizione di questa unità oltre alla magnetostratigrafia. L’esame delle sezioni sottili rivela che gli intervalli laminati sono ricchi di foraminiferi planctici del tardo Maastrichtiano, sebbene siano invariabilmente ricristallizzati e mal conservati in questi calcari micritici. Il processo di ricristallizzazione, tuttavia, ha mantenuto la morfologia della specie e la calcite del guscio di colore più chiaro rispetto al micrite circostante, anche se le immagini ad ingrandimento molto elevato mostrano la trama cristallina del micrite. Per questo motivo, l’ingrandimento delle specie è limitato (×100-200) e le immagini sono spesso sfocate (Fig. 3). Mostriamo specie rappresentative da vari intervalli con un ingrandimento che consente ancora il riconoscimento di morfologie di specie caratteristiche. Per illustrare che queste forme sono foraminiferi e per differenziarli dai sedimenti cristallini, li mostriamo incorporati nel calcare micritico circostante più scuro. Nessun foraminifero è conservato negli strati dolomitici (ad esempio, campione 21) caratterizzati da rombi dolomitici.

Diversi e abbondanti assemblaggi di foraminiferi planctici sono presenti in tutti i campioni di calcare micritico laminato, sebbene i foraminiferi bentonici siano meno comuni (per lo più buliminellidi). Il planktic assemblaggi, consiste caratteristico Ritardo Maastrichtian zona CF1 specie, tra cui 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., e Globigerinelloides aspera (Figs. 2 e 3). La zona CF1 copre gli ultimi 300 ky del Cretaceo, correlativa con la parte superiore del magnetocrone C29r al di sotto del limite K-T. Questi assemblaggi di zona CF1 indicano quindi che la deposizione dei 50 cm di calcari micritici laminati si è verificata dopo l’impatto di Chicxulub e prima dell’estinzione di massa del confine K-T.

In alternativa, i calcari micritici laminati spessi 50 cm e i foraminiferi del Maastrichtiano tardivo potrebbero rappresentare una rielaborazione mediante risucchio e tamponamento del cratere dopo la deposizione della breccia d’impatto? L’evidenza di Microfossil suggerisce che questo non è il caso per diversi motivi.

1. Il backwash e l’intaso del cratere richiedono correnti ad alta energia per erodere e trasportare materiale, inclusi diversi clasti ed elementi faunistici dalla breccia d’impatto e dalle litologie sottostanti e dai loro foraminiferi bentonici in acque poco profonde. Non esistono prove di tale rielaborazione nei 50 cm critici tra l’unità di breccia e il confine K-T, né esistono prove sedimentarie per un ambiente deposizionale ad alta energia (vedi sotto).

2. Prima dell’impatto, lo scaffale dello Yucatan nell’area di Chicxulub era un ambiente subtidale poco profondo che non supportava assemblaggi foraminiferi planctici. Dopo l’impatto questi microfossili sono abbondantemente presenti. Se fossero erosi e trasportati a grandi distanze dall’oceano aperto (ad esempio, risucchio), l’evidenza di strutture sedimentarie ad alta energia e di diversi clasti e specie diverse da vari intervalli di età più avanzata dovrebbe essere chiara. Non esiste alcuna prova per nessuno dei precedenti.

3. Gli assemblaggi foraminiferi planctici entro l’intervallo di 50 cm sono di alta diversità con specie piccole e grandi, sottili e spesse, e tutte sono caratteristiche dell’ultima età della zona CF1 del Maastrichtiano. Tali assemblaggi uniformi, e l’assenza di specie rielaborate più vecchie, non possono essere spiegati dal risucchio e dal riempimento del cratere, ma sono coerenti con la deposizione in situ in un ambiente emipelagico a bassa energia.

4. La presenza di tane al di sotto del limite K-T e nei quattro strati glauconitici entro l’intervallo di 50 cm sottostante indica che la deposizione si è verificata in un normale ambiente sedimentario con organismi scavatori sul fondo dell’oceano. Se questi depositi consistevano in risucchio ad alta energia e rielaborazione corrente, le tane non avrebbero potuto essere preservate.

L’evidenza indica quindi che gli assemblaggi foraminiferi planctici del tardo Maastrichtiano sono stati depositati in situ dopo l’evento di impatto in un ambiente emipelagico a bassa energia che era abbastanza profondo (≈100 m) per supportare i foraminiferi planctici e supportare comunità bentoniche attive e scavate. L’approfondimento potrebbe essere stato causato dallo scavo del cratere e dall’innalzamento del livello del mare durante l’ultimo Maastrichtiano. Questa interpretazione può essere ulteriormente testata in base alla natura della deposizione di sedimenti.

Ambiente deposizionale. La natura e l’ambiente deposizionale dell’intervallo di 50 cm tra le disconformità nella parte superiore della breccia d’impatto e il confine K-T fornisce un’altra prova critica della deposizione in situ contro il backwash e quindi l’età dell’impatto, sia K-T che pre-K-T. L’intervallo di 50 cm è costituito prevalentemente da calcari micritici laminati con microstrati o macchie di cristalli di dolomite anedrali e uno strato di dolomite spesso 5 cm alla base (Fig. 4). I calcari micritici indicano la deposizione in condizioni di acqua a bassa energia e silenziose, mentre la dolomite formata dalla sostituzione diagenetica del calcare precursore con la trama laminata originale è ancora visibile.

Le strutture sedimentarie indicano una storia deposizionale variabile. Cinque strati di microclasto argilloso verde sottile sono incorporati in calcari laminati a 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, e 794,11 m; quest’ultimo segna il confine K-T (Fig. 4). I residui insolubili di questi intervalli rivelano che i microclasti sono di origine glauconite e / o hanno un rivestimento di glauconite in situ. il microscopio elettronico a scansione ambientale e le analisi XRD dei microclasti e dell’argilla verde rivelano un pattern XRD di glauconite (17) (Fig. 5) senza vetro alterato presente. Per confronto, abbiamo analizzato quattro campioni della breccia a profondità di 827,81, 851,02, 861,74 e 876,37 m. Le analisi XRD di questi intervalli di breccia mostrano la presenza di Cheto smectite, che è caratteristica del vetro alterato (22) (Fig. 5 BIS). La glauconite si forma all’interfaccia sedimento-acqua in ambienti con accumulo di detriti molto lento. I cinque strati di microclasto e argilla verde indicano quindi lunghe pause nell’ambiente deposizionale tranquillo generale con sedimentazione ridotta e la formazione di glauconite seguita da sedimento vagliatura, generazione di clast, e il trasporto su piccola scala da attività corrente minore.

Il vetro è molto raro nell’intero intervallo di 50 cm. Non sono stati osservati clasti di breccia. La bioturbazione è comune negli strati del microclasto a 794,19, 794,24 e 794,34 m, e l’intervallo sotto il K-T è fortemente scavato da invertebrati, alcuni dei quali possono essere penetrati per formare la tana isolata più grande a 794,31 m (Fig. 4). Questa scoperta suggerisce che una comunità bentonica attiva ha prosperato sul fondo dell’oceano durante la deposizione di sedimenti e sostiene contro la rapida deposizione da backwash.

La variazione dell’angolo di immersione tra 794,34 e 794,52 m può essere dovuta alla compattazione/assestamento del materiale ejecta sottostante che ha modificato localmente la pendenza del fondo marino. Anche le piccole faglie di crescita syn-sedimentarie estensionali intorno a 794,50 m potrebbero essere state causate da questo processo.

Nella parte inferiore dell’intervallo di 50 cm, la lettiera obliqua in tre strati sottili (1 cm) tra 794,45 e 794.53 m possono essere stati formati da acque leggermente agitate. Tuttavia, l’assenza di cambiamenti di granulometria suggerisce che questa potrebbe essere una caratteristica diagenetica. I sedimenti alla rottura del nucleo (794,40 m) sono disturbati meccanicamente dalla perforazione, ma il loro colore grigio-verde suggerisce una componente glauconite come negli strati verdi sopra e sotto.

La sedimentologia dell’intervallo di 50 cm sovrastante la suevite breccia indica quindi che la deposizione postimpatta si è verificata in un ambiente a bassa energia con scarsa attività corrente, il che ha favorito la deposizione di calcari laminati. Ma questo ambiente è stato interrotto quattro volte per periodi prolungati con un’attività di vagliatura leggermente più attiva prima del confine K-T e di nuovo al confine, che era probabilmente correlato ai cambiamenti nel livello del mare. Ogni volta, la sedimentazione è stata ridotta, consentendo la formazione di glauconite, che è stata poi seguita dalla vagliatura dei sedimenti, dalla generazione di clast e dal trasporto prima del ritorno della deposizione di sedimenti laminati a bassa energia.

La scarsità di clasti di vetro o breccia in questi sedimenti, l’ambiente a bassa energia e le ripetute pause e la formazione di glauconite non forniscono alcuna prova per una rapida deposizione correlata al risucchio e al riempimento del cratere per questo intervallo di 50 cm di spessore.

Pre-K-T Età di impatto Chicxulub. L “età dell” impatto Chicxulub può ora essere determinato dal nucleo Yax-1 in base alla posizione stratigrafica della breccia rispetto al confine K-T, la natura della deposizione di sedimenti tra la breccia e il confine K-T, e l “età degli assemblaggi foraminiferi planctici all” interno di questi sedimenti. A Yax-1 la cima della breccia è segnata da una disconformità e il confine K-T è segnato da un’argilla glauconitica verde che forma un’altra disconformità. In mezzo ci sono 50 cm di calcari stratificati dolomitici e micritici interrotti da quattro orizzonti glauconitici. Questi sedimenti indicano un ambiente emipelagico tranquillo, interrotto a volte da un leggero aumento dell’attività corrente che ha provocato una ridotta deposizione di sedimenti, vagliatura e trasporto a breve distanza. La bioturbazione a questi orizzonti e il confine K-T indicano un fondale oceanico colonizzato da invertebrati.

Gli assemblaggi foraminiferi planctici all’interno di questi sedimenti sono caratteristici della zona CF1, che copre gli ultimi 300 ky del Maastrichtiano. La magnetostratigrafia indica C29r al di sotto del limite K-T, che copre gli ultimi 570 ky del Maastrichtiano. Inoltre, i valori δ13C sono caratteristici del Tardo Maastrichtiano. Tutti e tre i proxy di età sono quindi coerenti con un’età pre-K-T per la breccia di impatto sottostante, mentre la sedimentologia esclude il backwash e il riempimento del cratere per l’intervallo di 50 cm tra il limite di breccia e K-T. Sulla base di questi dati, l’impatto di Chicxulub precede il confine K-T e si è verificato durante la prima parte della zona CF1 e la parte centrale di C29r sotto il confine K-T.

Altre prove di età pre-K-T. L’età pre-K-T determinata da Yax-1 si aggiunge all’accumulo di prove di un’età pre-K-T per l’impatto di Chicxulub nel nord-est del Messico, dove gli strati di ejecta d’impatto (microtektites) sono stati scoperti intrecciati in marne del Maastrichtiano in numerose località (23). A El Peñon e 25 km a nord-est a Loma Cerca quattro strati di microtektite sono intrecciati in 10 m di marne pelagiche, senza alcuna prova di piegatura o faglia. I foraminiferi planctici indicano che la deposizione è avvenuta durante la zona di Maastrichtian CF1 con lo strato più antico vicino alla base della zona (23, 24) (Fig. 6). Consideriamo lo strato microtektite più basso come l’ejecta originale dall’impatto di Chicxulub, mentre gli strati superiori sembrano essere ripetutamente rielaborati dalle correnti,come indicato da clasti marnosi comuni e foraminiferi bentonici e detriti. Sulla base della biostratigrafia e dei tassi di accumulo dei sedimenti, il più antico strato di microtektite in questi siti messicani è stato depositato ≈300 ky prima del confine K-T, il che suggerisce anche che l’impatto di Chicuxulub precede il confine K-T.

Un’età pre-K-T per l’impatto di Chicxulub è stata suggerita per la prima volta da Lopez Ramos (25) sulla base di abbondanti foraminiferi planctici tardo maastrichtiani in marne e calcari sopra la breccia d’impatto del pozzo PEMEX C1 situato vicino al centro del cratere Chicxulub (Fig. 1). Questa unità tardo Maastrichtiana sovrastante l’impatto breccia è stato identificato anche da Ward et al. (9) in pozzo Sacapuc-1 basato su correlazioni log elettrici e determinato per essere ≈18 m di spessore. Ad oggi biostratigrafico, magnetostratigrafico, isotopo stabile, o dati iridio non supportano un “età limite K-T per l” impatto Chicxulub.

Impatti multipli ed estinzione di massa

L’era pre-K-T dell’impatto di Chicxulub fornisce supporto a uno scenario di impatto multiplo con impatti durante il tardo Maastrichtiano, a ≈300 ky prima del confine K-T e al confine K-T (Fig. 6). Durante il tardo Maastrichtiano nel Mare del Nord (cratere Silverpit) (26) e in Ucraina (cratere Boltysh) (27), esistono anche prove di crateri da impatto più piccoli. Inoltre, sono state segnalate anomalie di Ir e PGE tardive del Maastrichtiano dall’Oman (28). Un altro impatto potrebbe essersi verificato nel primo Daniano (zona P. eugubina, ≈64,9 milioni di anni fa) come suggerito dai modelli di anomalia Ir e PGE in sezioni da Messico, Guatemala e Haiti (24, 29, 30).

Il tardo impatto maastrichtiano di Chicxulub coincise con il maggiore vulcanismo del Deccan (31, 32), il riscaldamento delle serre (65,4-65,2 milioni di anni fa) (33) e una graduale diminuzione della diversità delle specie durante gli ultimi 700 ky prima del confine K-T, ma nessuna estinzione di specie maggiore (11, 34) (Fig. 6). Tuttavia, uno spostamento verso assemblaggi generalisti ecologici ha dominato nei foraminiferi planctici, riflettendo il maggiore stress biotico associato a questi cambiamenti ambientali del Maastrichtiano, sebbene lo stress biotico sembri essere dovuto principalmente al maggiore vulcanismo (35). L’estinzione di massa coincise con il K-T boundary impact e il vulcanismo del Deccan e eliminò tutte le specie tropicali e subtropicali, che erano tutte rare a quel tempo con un’abbondanza relativa combinata che rappresentava in media <il 15% della popolazione foraminifera totale (13). Questa scoperta suggerisce che l’impatto del confine K-T (e il vulcanismo) potrebbe essere stata la goccia che ha rotto la schiena del cammello, piuttosto che l’uccisione catastrofica di una comunità fiorente e sana.

Con prove di montaggio per un’età pre-K-T per l’impatto di Chicxulub da strati di microtektite nel Messico nord-orientale (23, 24), nucleo di Chicxulub Yax-1, e precedenti pozzi C1 e Sacapuc-1 (9, 25), la posizione del cratere da impatto K-T rimane sconosciuta. Il cratere Shiva in India è stato proposto come possibile candidato (36). Gli effetti biotici di grandi impatti devono essere rivalutati, in particolare quelli associati all’impatto di Chicxulub del tardo Maastrichtiano, e differenziati dagli effetti biotici causati dal vulcanismo del Deccan e dal riscaldamento delle serre.