年齢よりも前のK-T境界。 K-T境界は794.11mで、衝突角礫岩より50cm上にあることが確認されています（図1）。 2). 境界は2-3-cm-hick暗い灰緑色のマーリー石灰岩によって特徴付けられる3-4-mm厚の緑のglauconitic粘土（17）は、侵食disconformityをマークします。 K-T境界より下の50cm間隔は逆極性C29Rであり、K-T境界より上の7cmはコアが通常磁化されていることは明らかである（chron29nで）。 この変化は、K-T境界より4cm以上上に発生するように見えますが、データポイントは一つだけです。 安定な炭素同位体は、角礫岩の上にあるマーストリヒト後期の高いδ13c値を示し、K-T境界での特徴的な負の遠足が続く。 （ドロマイト試料21の低い値は、続成作用によるものである。）イリジウム濃度は背景値の範囲内であり、K-T境界では0.29ng/gにしか達しない（図。 2). Ir異常の欠如とK-T境界上のC29Rの短い間隔は、生層序によっても示されるように、中断を示唆している。
図10に示すように、
2.
五つの堆積物と年齢に関連したプロキシは、ChicxulubコアYax-1の衝撃角礫岩を覆う後期マーストリヒト遠洋堆積物を明らかにした。 ゾーンP0、Plaの大部分、およびおそらくゾーンCF1の最上部が欠落していることに注意してください。 さらに、794.05mの中断は地帯PlbおよびPlcの下方部分の損失を示す。 Ｉｒ異常の欠如は，Ｋ-Ｔ境界にまたがる裂孔によるものと考えられる。
最初の三次（ダニアン）プランク有孔虫は、K-T境界緑色粘土と不整合の上に2cm存在し、ゾーンPla（e.g.,Parvularugoglobigerina eugubina,Parvulaugoglobigerina extensa,Eoglobigerina sp.、Woodringina hornerstownensis、およびGloboconusa daubjergensis、プラス希少な再加工白亜紀種）。 これらの初期のダニアン種は、よく発達したParasubbotina pseudobulloides、Subbotina triloculinoides、Globanomalina compressaとともに一般的であり、上部Pla集合体の特徴であり、最も初期のダニアン間隔（ゾーンP0と下部Pla）が欠落していることを示唆している。
K-T境界における欠損間隔は、プランクトン有孔虫群集および磁層序から推定することができる。 初期のダニアン帯P0とPlaは、第三紀の最初の275ky（19、20）にまたがるK-T境界の上のC29Rと相関しています。 Yax-1では、この間隔は上部ゾーンPlaとC29Rのわずか6cmで表され、>250kyが欠落しており、おそらく最上部のマーストリヒチアンの一部であることを示している。 これは，世界的にＫ-Ｔ境界を示す特徴的なＩｒ異常がないことを説明する可能性がある。
K-T境界より6cm上のマーリー石灰岩では、種の集合体がより大きなサイズに突然変化し、上部ゾーンPlc(2)集合体が突然出現する（例えば、P.eugubinaの不在とPremurica inconstans、Eoglobigerina trivialis、Globanomalina pentagonaの存在）。 これはまたc29RからのC29Nへの磁気極性の変更によって示されるように地帯Plbおよび地帯Plc(l)の下方部分との別の主要な中断(794.05m)を、示す。
これらの大きさのK-Tおよび初期のDanian hiatusesは、カリブ海およびメキシコ湾（21）および世界的に深海（20）で観察されており、古新世初期の深水流の激化に関連している可能性がある。
角礫岩とK-T境界の間の厚さ50cmの積層ドロマイトとマイクロライトリムストーン内の角礫岩とK-T.planktic有孔虫の間の単位の年齢は、磁気層序に加えて、この 薄い切片を調べたところ，積層間隔はマーストリヒト後期プランク有孔虫に富んでいたが，これらの微結晶石灰岩では常に再結晶し，保存が不十分であった。 しかし，再結晶プロセスは種の形態と周囲のマイクロライトに対して明るい色のシェル方解石を保持したが，非常に高い倍率での画像は結晶マイクロライトの組織を示した。 このため、種の倍率は限られており（×100-200）、画像はしばしばぼやけている（図10）。 3). 我々はまだ特徴的な種の形態の認識を可能にする倍率で様々な間隔から代表種を示しています。 これらの形態が有孔虫であり、結晶質の堆積物からそれらを区別することを説明するために、我々はそれらが暗い周囲のマイクロライト石灰岩に埋め込まれていることを示しています。 ドロマイト菱形を特徴とするドロマイト層（例えば、サンプル21）には有孔虫は保存されていない。
図10に示すように、
3.
Yax-1からのマーストリヒチアン後期および古新世前期のプランク有孔虫の薄切片顕微鏡写真。 （画像1-3の場合、スケールバー=100μ m; fscale bar=イメージの場合は200µ m4-11.）古新世初期のゾーンPla-Plc：画像1、W.hornerstownensis（サンプル1）;画像2、p.eugubina（サンプル6）;画像3、p.pseudobulloides（サンプル5）;画像4、p.inconstans（サンプル4）。 後期マーストリヒチアンゾーンCF1:画像5,Plummerita hantkeninoides(サンプル20);画像6,Rugoglobigerina macrocephala(サンプル9);画像7と8,Rugoglobigerina rugosa(サンプル19と12);画像9,Globotruncana insignis(サンプル20);画像10,Globotruncana arca(サンプル9);画像11,Rosita contusa(サンプル9).
底生有孔虫はあまり一般的ではありませんが、多様で豊富な板状有孔虫の集合体は、すべての積層ミクロライト石灰岩サンプルに存在します（主にbuliminellids）。 プランクトン群集は、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を含む特徴的な後期マーストリヒチアンゾーンCF1種で構成されている。 およびＧｌｏｂｉｇｅｒｉｎｅｌｌｏｉｄｅｓ ａｓｐｅｒａ（図１ ４Ａ）を参照されたい。 2および3）。 ゾーンCF1は白亜紀の最後の300kyに及び、k-T境界の下のマグネトクロンC29Rの上部と相関している。 したがって、これらのゾーンCF1集合は、積層マイクロライトリムストーンの50cmの堆積がChicxulub衝撃後とK-T境界大量絶滅の前に発生したことを示しています。
あるいは、厚さ50cmの積層されたミクロライト石灰岩と後期マーストリヒチアン有孔虫は、衝撃角礫岩の堆積後の逆洗とクレーター充填によって再加工を表すことができますか？ マイクロフォッシルの証拠は、これがいくつかの理由でそうではないことを示唆している。
-
逆洗およびクレーターインフィルは、衝撃角礫岩およびその基礎となる岩石学およびそれらの浅水底生有孔虫からの多様なクラストおよび動物相元素を含む材料を侵食および輸送するために高エネルギー電流を必要とする。 このような再加工の証拠は、角礫岩単位とK-T境界の間の臨界50cmには存在せず、高エネルギー堆積環境の堆積証拠も存在しない（下記参照）。
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衝撃の前に、Chicxulubエリアのユカタン棚は、プランクトン有孔虫の集合体をサポートしていなかった浅い潮下環境でした。 影響の後でこれらのmicrofossilsは豊富にある。 それらが侵食され、外洋から遠く離れて輸送された場合（例えば、逆洗）、高エネルギー堆積構造の証拠、様々な高齢の間隔からの多様なクラストおよび多様な種の証拠は明らかでなければならない。 上記のいずれかの証拠は存在しません。
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50cm間隔内のプランクトン有孔虫群集は、小さくて大きく、薄くて厚い殻の種を持つ多様性が高く、すべてが最新のマーストリヒトゾーンCF1時代の特徴である。 このような均一な集合体、および古い再加工種の欠如は、逆洗とクレーターインフィルによって説明することはできませんが、彼らは低エネルギー半島環境でのその場堆積と一致しています。
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K-T境界の下および下の50cm間隔内の四つの緑内障層に巣穴が存在することは、堆積が海底に巣穴生物を持つ通常の堆積環境で起こったことを示 これらの堆積物が高エネルギーの逆洗と現在の再加工で構成されていた場合、巣穴は保存されていなかった。
この証拠は、マーストリヒト後期のプランク有孔虫群集が、プランク有孔虫をサポートするのに十分な深さ（≧100m）の低エネルギー半島環境で衝撃イベン 深化は、最新のマーストリヒト時代のクレーター掘削と海面上昇によって引き起こされた可能性があります。 この解釈は、堆積物堆積の性質に基づいてさらに試験することができる。
堆積環境。 衝突角礫岩の上部の不整合とK-T境界の間の50cm間隔の性質と堆積環境は、K-TまたはプレK-Tのいずれかのin situ対逆洗堆積、したがって衝突の年齢の別の重要なテストを提供します。50cm間隔は、主にマイクロ層または無面体ドロマイト結晶のパッチとベースに厚さ5cmのドロマイト層を有する積層マイクロライトライムストーンで構成されています(図2)。 4). マイクロライトリムストーンは低エネルギーで静かな水条件下での堆積を示しているが，前駆体石灰石を元の積層テクスチャに続成置換して形成されたドロマイトはまだ目に見える。
図10に示すように、
4.
角礫岩の上部とK-T境界の不一致の間の50cm間隔のLitholog。 (スケールバー=0.1mmサンプル6および8および1mmサンプル1-5、7、および9-21のため。）ほとんどの試料間隔の堆積特徴は、リソログ内の試料位置にキー付けされた番号を有する薄断面顕微鏡写真で示されている。 四つの異なる緑色のマイクロ層（<1cm）に注意してください。 5).
堆積構造は、変数の堆積履歴を示しています。 五つの薄い緑色の粘土状のマイクロクラスト層は、積層石灰岩に埋め込まれています794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, そして794.11m;後者はK-T境界をマークします(Fig. 4). これらの間隔の不溶性残基は，微小クラストがグラウコナイト起源のものであり，かつ／またはその場グラウコナイトコーティングを有することを明らかにした。 環境走査型電子顕微鏡とマイクロクラストと緑色粘土のXRD分析により、緑内障石XRDパターンが明らかになった(17)(Fig. 5)変えられたガラス現在無しで。 比較のために、我々は827.81、851.02、861.74、および876.37mの深さで角礫岩から四つのサンプルを分析しました。 5A）。 非常に遅いデトリタスの蓄積の環境の沈殿物-水インターフェイスでGlauconiteの形態。 したがって，五つの微小クラスト層と緑色粘土層は，沈降が減少し，グラウコナイトが形成され，その後に堆積物ウィニング，クラスト生成，およびマイナーな電流活動による小規模輸送が続く静かな堆積環境において長い休止を示している。
図10に示すように、
5.
(A)緑色のK-T粘土層の薄切片顕微鏡写真(サンプル8)分析のインサートマーキング場所と。 この緑色粘土のXRD回折図は、成熟した緑内障石（17）の存在を示している。 対照的に、角礫岩試料のXRD分析は、典型的な変化したガラス生成物であるよく結晶化したチェトスメクタイトの存在を示している。 (B)k-Tグリーンクレイの環境走査電子顕微鏡顕微鏡写真(試料8)電子回折計による緑内障組成を示すx線分析(影付き間隔)。 CおよびDは、試料13および17の緑色層からの不溶性残渣粒子について同様の緑内障性組成を示す。 （Ｃｌピークは、不溶性残基の調製に使用されるクロルヒド酸によるものであることに留意されたい。）Sem岩石学アトラス（18）からのglauconite参照標準は、比較のために示されています。
ガラスは50cm間隔全体で非常にまれです。 角礫岩クラストは観察されなかった。 794.19、794.24、および794.34mのマイクロクラスト層とその周辺ではバイオターベーションが一般的であり、K-T以下の間隔は無脊椎動物によって強く穴を開けられ、そのうちのいくつかは794.31mでより大きな孤立した穴を形成するために貫通している可能性がある（図。 4). この発見は、堆積物の堆積中に海底で活発な底生群集が繁栄したことを示唆しており、逆洗による急速な堆積に反対すると主張している。
794.34と794.52mの間の俯角の変化は、海底斜面を局所的に変化させた下にある噴出物の圧縮/沈降によるものである可能性があります。 794.50m付近の小さな伸展syn堆積成長断層もこのプロセスによって引き起こされた可能性があります。
50cm間隔の下部では、794.45と794の間の三つの薄い（1cm）層の斜めの寝具。53mは、わずかに攪拌された水によって形成されている可能性があります。 しかし、粒径の変化がないことは、これが続成性の特徴である可能性があることを示唆している。 コアブレイク（794.40m）の堆積物は掘削によって機械的に乱されているが、その灰緑色は、上下の緑色層のように緑内障石成分を示唆している。
スエバイト角礫岩の上にある50cm間隔の堆積学は、したがって、ポスティンパクト堆積は、積層石灰岩の堆積を支持し、ほとんど現在の活動と低エネル しかし，この環境はＫ-Ｔ境界の前と境界でわずかに活発なウィニング活動を伴って長時間にわたって四回中断された。 毎回、沈降が減少し、グラウコナイトの形成が可能になり、その後、低エネルギー積層堆積物の堆積が戻る前に、堆積物のウィニング、クラスト生成、輸送が続
これらの堆積物中のガラスまたは角礫岩のクラストの不足、低エネルギー環境、および緑内障石の繰り返しの一時停止と形成は、この50cm厚の間隔のための逆洗とクレーター充填に関連する急速な堆積の証拠を提供しません。
Chicxulubインパクトの前のK-T年齢。 Chicxulub衝撃の年齢は、K-T境界に対する角礫岩の層序的位置、角礫岩とK-T境界との間の堆積物の堆積の性質、およびこれらの堆積物内の板状有孔虫群集の年齢に基づいてYax-1コアから決定することができる。 Yax-1で角礫岩の上部は不整合によってマークされ、K-T境界は別の不整合を形成する緑色のglauconitic粘土によってマークされています。 間に4つのglauconitic地平によって中断される薄板にされたドロマイトおよびmicriticの石灰岩の50cmはある。 これらの堆積物は、堆積物の堆積、ウィニング、および短距離輸送の減少をもたらしたわずかに増加した現在の活動によって時々中断された静かな半 これらの地平とK-T境界でのバイオターベーションは、無脊椎動物によって植民地化された海底を示しています。
これらの堆積物内のplanktic有孔虫群集は、マーストリヒチアンの最後の300kyにまたがるゾーンCF1の特徴である。 磁気層序は、マーストリヒチアンの最後の570kyにまたがるK-T境界の下のC29Rを示しています。 また、δ13c値はマーストリヒト後期の特徴である。 したがって、3つの年代のプロキシはすべて、基礎となる衝撃角礫岩のK-T前の年代と一致していますが、堆積学は角礫岩とK-T境界の間の50cm間隔のための逆洗とクレーター充填を除外しています。 これらのデータに基づいて、Chicxulubの影響はK-T境界よりも前であり、ゾーンCF1の初期部分とK-T境界の下のC29Rの中央部分の間にいつか発生しました。
K-T前の年齢の他の証拠。 Yax-1から決定されたK-T前の年齢は、メキシコ北東部のChicxulub衝撃のk-T前の年齢の蓄積証拠に追加されます,衝突噴出層(microtektites)は、多数の地域でマーストリヒト エル-ペニオンとロマ-セルカの北東25kmでは、10mの遠洋性マールで四つのマイクロテクタイト層が相互に結合しており、折り畳みや断層の証拠はない。 プランクトン有孔虫は、堆積がゾーンの底部近くに最も古い層を持つ後期マーストリヒトゾーンCF1の間に発生したことを示している（23、24）（図。 6). 最下層のマイクロテクタイト層はチクスルブ衝撃からの元の排出物と考えられたが，上層は一般的なマールクラストと浅水底生有孔虫と破片によって示されるように，電流によって繰り返し再加工されているように見えた。 生層序と堆積物蓄積率に基づいて、これらのメキシコのサイトで最も古いマイクロテクタイト層は、K-T境界の前に≥300ky堆積され、これはまた、Chicuxulub衝撃がK-T境界よりも前であることを示唆している。
図10に示すように、
6.
メキシコ北東部のEl PenonおよびLoma CercaのMendez層の後期マーストリヒト層の最も古いマイクロテクタイト層とYax-1コアのChicxulub衝撃角礫岩の相関を提案した(22,24)。 （我々は、マールでinterbeddedされている若いマイクロテクタイト層が再加工されると考えています。）メキシコ北東部のIr異常はK-T境界にあります。
Chicxulub衝突のk-T前の年齢は、Lopez Ramos(25)によって、Chicxulubクレーターの中心近くに位置するPEMEX井戸C1の衝突角礫岩の上にあるmarlsおよび石灰岩の豊富な後期マーストリヒト板状有孔虫に基づいて最初に示唆された（図25）。 1). 衝突角礫岩の上にあるこの後期マーストリヒチアンユニットは、Ward et alによっても同定された。 (9)井戸Sacapuc-1で電気対数相関に基づいて、≤18mの厚さであることが決定されました。 今日まで、生層序、磁層序、安定同位体、またはイリジウムのデータは、Chicxulub衝撃のK-T境界年齢をサポートしていません。
多重衝突と大量絶滅
Chicxulub衝突のK-T前時代は、K-T境界の前とK-T境界で300kyドルで、マーストリヒト後期の影響を伴う多重衝突シナリオを支持する。 6). 北海のマーストリヒト後期（シルバーピット-クレーター）（26）とウクライナ（ボルティッシュ-クレーター）（27）の間には、より小さな衝突クレーターの証拠も存在する。 さらに、オマーンからマーストリヒト後期のIrおよびPGE異常が報告されている（28）。 メキシコ、グアテマラ、ハイチ（24、29、30）からのセクションでIrとPGE異常パターンによって示唆されるように、別の影響は、初期のダニアン（p.eugubinaゾーン、≈64.9万年前）で発生した可能性があります。
マーストリヒト後期のChicxulubの影響は、主要なデカン火山活動（31、32）、温室温暖化（65.4-65.2万年前）（33）、およびk-T境界の前の最後の700kyの間に種の多様性の漸進的な減少と一致したが、主要な種の絶滅はなかった（11、34）（図。 6). しかし、生態学的ジェネラリストへのシフトは、これらの後期マーストリヒト環境の変化に関連する主要な生物的ストレスを反映して、プランク有孔虫の集合を支配したが、生物的ストレスは主に主要な火山活動によるものであるように見える（35）。 大量絶滅はK-T境界衝突とデカン火山活動と一致し、すべての熱帯および亜熱帯種を排除し、その時までにはすべての相対的な存在量を平均化した<全有孔虫個体群の15％（13）であった。 この発見は、K-T境界の衝撃（および火山活動）が、健康な繁栄しているコミュニティの壊滅的な殺害ではなく、ラクダの背中を壊したわらであった可能性があることを示唆している。
メキシコ北東部（23、24）、ChicxulubコアYax-1、および以前の井戸C1とSacapuc-1（9、25）のマイクロテクタイト層からChicxulub衝撃のための前K-T年齢の証拠をマウントすると、K-T インドのシヴァ火口は、可能な候補として提案されている（36）。 大きな衝撃の生物学的影響、特に後期マーストリヒチアンChicxulubの影響に関連するものを再評価し、デカン火山活動や温室効果による生物学的影響と区別する必要がある。
五つの堆積物と年齢に関連したプロキシは、ChicxulubコアYax-1の衝撃角礫岩を覆う後期マーストリヒト遠洋堆積物を明らかにした。 ゾーンP0、Plaの大部分、およびおそらくゾーンCF1の最上部が欠落していることに注意してください。 さらに、794.05mの中断は地帯PlbおよびPlcの下方部分の損失を示す。 Ｉｒ異常の欠如は，Ｋ-Ｔ境界にまたがる裂孔によるものと考えられる。
最初の三次（ダニアン）プランク有孔虫は、K-T境界緑色粘土と不整合の上に2cm存在し、ゾーンPla（e.g.,Parvularugoglobigerina eugubina,Parvulaugoglobigerina extensa,Eoglobigerina sp.、Woodringina hornerstownensis、およびGloboconusa daubjergensis、プラス希少な再加工白亜紀種）。 これらの初期のダニアン種は、よく発達したParasubbotina pseudobulloides、Subbotina triloculinoides、Globanomalina compressaとともに一般的であり、上部Pla集合体の特徴であり、最も初期のダニアン間隔（ゾーンP0と下部Pla）が欠落していることを示唆している。
K-T境界における欠損間隔は、プランクトン有孔虫群集および磁層序から推定することができる。 初期のダニアン帯P0とPlaは、第三紀の最初の275ky（19、20）にまたがるK-T境界の上のC29Rと相関しています。 Yax-1では、この間隔は上部ゾーンPlaとC29Rのわずか6cmで表され、>250kyが欠落しており、おそらく最上部のマーストリヒチアンの一部であることを示している。 これは，世界的にＫ-Ｔ境界を示す特徴的なＩｒ異常がないことを説明する可能性がある。
K-T境界より6cm上のマーリー石灰岩では、種の集合体がより大きなサイズに突然変化し、上部ゾーンPlc(2)集合体が突然出現する（例えば、P.eugubinaの不在とPremurica inconstans、Eoglobigerina trivialis、Globanomalina pentagonaの存在）。 これはまたc29RからのC29Nへの磁気極性の変更によって示されるように地帯Plbおよび地帯Plc(l)の下方部分との別の主要な中断(794.05m)を、示す。
これらの大きさのK-Tおよび初期のDanian hiatusesは、カリブ海およびメキシコ湾（21）および世界的に深海（20）で観察されており、古新世初期の深水流の激化に関連している可能性がある。
角礫岩とK-T境界の間の厚さ50cmの積層ドロマイトとマイクロライトリムストーン内の角礫岩とK-T.planktic有孔虫の間の単位の年齢は、磁気層序に加えて、この 薄い切片を調べたところ，積層間隔はマーストリヒト後期プランク有孔虫に富んでいたが，これらの微結晶石灰岩では常に再結晶し，保存が不十分であった。 しかし，再結晶プロセスは種の形態と周囲のマイクロライトに対して明るい色のシェル方解石を保持したが，非常に高い倍率での画像は結晶マイクロライトの組織を示した。 このため、種の倍率は限られており（×100-200）、画像はしばしばぼやけている（図10）。 3). 我々はまだ特徴的な種の形態の認識を可能にする倍率で様々な間隔から代表種を示しています。 これらの形態が有孔虫であり、結晶質の堆積物からそれらを区別することを説明するために、我々はそれらが暗い周囲のマイクロライト石灰岩に埋め込まれていることを示しています。 ドロマイト菱形を特徴とするドロマイト層（例えば、サンプル21）には有孔虫は保存されていない。
Yax-1からのマーストリヒチアン後期および古新世前期のプランク有孔虫の薄切片顕微鏡写真。 （画像1-3の場合、スケールバー=100μ m; fscale bar=イメージの場合は200µ m4-11.）古新世初期のゾーンPla-Plc：画像1、W.hornerstownensis（サンプル1）;画像2、p.eugubina（サンプル6）;画像3、p.pseudobulloides（サンプル5）;画像4、p.inconstans（サンプル4）。 後期マーストリヒチアンゾーンCF1:画像5,Plummerita hantkeninoides(サンプル20);画像6,Rugoglobigerina macrocephala(サンプル9);画像7と8,Rugoglobigerina rugosa(サンプル19と12);画像9,Globotruncana insignis(サンプル20);画像10,Globotruncana arca(サンプル9);画像11,Rosita contusa(サンプル9).
底生有孔虫はあまり一般的ではありませんが、多様で豊富な板状有孔虫の集合体は、すべての積層ミクロライト石灰岩サンプルに存在します（主にbuliminellids）。 プランクトン群集は、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を含む特徴的な後期マーストリヒチアンゾーンCF1種で構成されている。 およびＧｌｏｂｉｇｅｒｉｎｅｌｌｏｉｄｅｓ ａｓｐｅｒａ（図１ ４Ａ）を参照されたい。 2および3）。 ゾーンCF1は白亜紀の最後の300kyに及び、k-T境界の下のマグネトクロンC29Rの上部と相関している。 したがって、これらのゾーンCF1集合は、積層マイクロライトリムストーンの50cmの堆積がChicxulub衝撃後とK-T境界大量絶滅の前に発生したことを示しています。
あるいは、厚さ50cmの積層されたミクロライト石灰岩と後期マーストリヒチアン有孔虫は、衝撃角礫岩の堆積後の逆洗とクレーター充填によって再加工を表すことができますか？ マイクロフォッシルの証拠は、これがいくつかの理由でそうではないことを示唆している。
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逆洗およびクレーターインフィルは、衝撃角礫岩およびその基礎となる岩石学およびそれらの浅水底生有孔虫からの多様なクラストおよび動物相元素を含む材料を侵食および輸送するために高エネルギー電流を必要とする。 このような再加工の証拠は、角礫岩単位とK-T境界の間の臨界50cmには存在せず、高エネルギー堆積環境の堆積証拠も存在しない（下記参照）。
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衝撃の前に、Chicxulubエリアのユカタン棚は、プランクトン有孔虫の集合体をサポートしていなかった浅い潮下環境でした。 影響の後でこれらのmicrofossilsは豊富にある。 それらが侵食され、外洋から遠く離れて輸送された場合（例えば、逆洗）、高エネルギー堆積構造の証拠、様々な高齢の間隔からの多様なクラストおよび多様な種の証拠は明らかでなければならない。 上記のいずれかの証拠は存在しません。
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50cm間隔内のプランクトン有孔虫群集は、小さくて大きく、薄くて厚い殻の種を持つ多様性が高く、すべてが最新のマーストリヒトゾーンCF1時代の特徴である。 このような均一な集合体、および古い再加工種の欠如は、逆洗とクレーターインフィルによって説明することはできませんが、彼らは低エネルギー半島環境でのその場堆積と一致しています。
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K-T境界の下および下の50cm間隔内の四つの緑内障層に巣穴が存在することは、堆積が海底に巣穴生物を持つ通常の堆積環境で起こったことを示 これらの堆積物が高エネルギーの逆洗と現在の再加工で構成されていた場合、巣穴は保存されていなかった。
この証拠は、マーストリヒト後期のプランク有孔虫群集が、プランク有孔虫をサポートするのに十分な深さ（≧100m）の低エネルギー半島環境で衝撃イベン 深化は、最新のマーストリヒト時代のクレーター掘削と海面上昇によって引き起こされた可能性があります。 この解釈は、堆積物堆積の性質に基づいてさらに試験することができる。
堆積環境。 衝突角礫岩の上部の不整合とK-T境界の間の50cm間隔の性質と堆積環境は、K-TまたはプレK-Tのいずれかのin situ対逆洗堆積、したがって衝突の年齢の別の重要なテストを提供します。50cm間隔は、主にマイクロ層または無面体ドロマイト結晶のパッチとベースに厚さ5cmのドロマイト層を有する積層マイクロライトライムストーンで構成されています(図2)。 4). マイクロライトリムストーンは低エネルギーで静かな水条件下での堆積を示しているが，前駆体石灰石を元の積層テクスチャに続成置換して形成されたドロマイトはまだ目に見える。
角礫岩の上部とK-T境界の不一致の間の50cm間隔のLitholog。 (スケールバー=0.1mmサンプル6および8および1mmサンプル1-5、7、および9-21のため。）ほとんどの試料間隔の堆積特徴は、リソログ内の試料位置にキー付けされた番号を有する薄断面顕微鏡写真で示されている。 四つの異なる緑色のマイクロ層（<1cm）に注意してください。 5).
堆積構造は、変数の堆積履歴を示しています。 五つの薄い緑色の粘土状のマイクロクラスト層は、積層石灰岩に埋め込まれています794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, そして794.11m;後者はK-T境界をマークします(Fig. 4). これらの間隔の不溶性残基は，微小クラストがグラウコナイト起源のものであり，かつ／またはその場グラウコナイトコーティングを有することを明らかにした。 環境走査型電子顕微鏡とマイクロクラストと緑色粘土のXRD分析により、緑内障石XRDパターンが明らかになった(17)(Fig. 5)変えられたガラス現在無しで。 比較のために、我々は827.81、851.02、861.74、および876.37mの深さで角礫岩から四つのサンプルを分析しました。 5A）。 非常に遅いデトリタスの蓄積の環境の沈殿物-水インターフェイスでGlauconiteの形態。 したがって，五つの微小クラスト層と緑色粘土層は，沈降が減少し，グラウコナイトが形成され，その後に堆積物ウィニング，クラスト生成，およびマイナーな電流活動による小規模輸送が続く静かな堆積環境において長い休止を示している。
(A)緑色のK-T粘土層の薄切片顕微鏡写真(サンプル8)分析のインサートマーキング場所と。 この緑色粘土のXRD回折図は、成熟した緑内障石（17）の存在を示している。 対照的に、角礫岩試料のXRD分析は、典型的な変化したガラス生成物であるよく結晶化したチェトスメクタイトの存在を示している。 (B)k-Tグリーンクレイの環境走査電子顕微鏡顕微鏡写真(試料8)電子回折計による緑内障組成を示すx線分析(影付き間隔)。 CおよびDは、試料13および17の緑色層からの不溶性残渣粒子について同様の緑内障性組成を示す。 （Ｃｌピークは、不溶性残基の調製に使用されるクロルヒド酸によるものであることに留意されたい。）Sem岩石学アトラス（18）からのglauconite参照標準は、比較のために示されています。
ガラスは50cm間隔全体で非常にまれです。 角礫岩クラストは観察されなかった。 794.19、794.24、および794.34mのマイクロクラスト層とその周辺ではバイオターベーションが一般的であり、K-T以下の間隔は無脊椎動物によって強く穴を開けられ、そのうちのいくつかは794.31mでより大きな孤立した穴を形成するために貫通している可能性がある（図。 4). この発見は、堆積物の堆積中に海底で活発な底生群集が繁栄したことを示唆しており、逆洗による急速な堆積に反対すると主張している。
794.34と794.52mの間の俯角の変化は、海底斜面を局所的に変化させた下にある噴出物の圧縮/沈降によるものである可能性があります。 794.50m付近の小さな伸展syn堆積成長断層もこのプロセスによって引き起こされた可能性があります。
50cm間隔の下部では、794.45と794の間の三つの薄い（1cm）層の斜めの寝具。53mは、わずかに攪拌された水によって形成されている可能性があります。 しかし、粒径の変化がないことは、これが続成性の特徴である可能性があることを示唆している。 コアブレイク（794.40m）の堆積物は掘削によって機械的に乱されているが、その灰緑色は、上下の緑色層のように緑内障石成分を示唆している。
スエバイト角礫岩の上にある50cm間隔の堆積学は、したがって、ポスティンパクト堆積は、積層石灰岩の堆積を支持し、ほとんど現在の活動と低エネル しかし，この環境はＫ-Ｔ境界の前と境界でわずかに活発なウィニング活動を伴って長時間にわたって四回中断された。 毎回、沈降が減少し、グラウコナイトの形成が可能になり、その後、低エネルギー積層堆積物の堆積が戻る前に、堆積物のウィニング、クラスト生成、輸送が続
これらの堆積物中のガラスまたは角礫岩のクラストの不足、低エネルギー環境、および緑内障石の繰り返しの一時停止と形成は、この50cm厚の間隔のための逆洗とクレーター充填に関連する急速な堆積の証拠を提供しません。
Chicxulubインパクトの前のK-T年齢。 Chicxulub衝撃の年齢は、K-T境界に対する角礫岩の層序的位置、角礫岩とK-T境界との間の堆積物の堆積の性質、およびこれらの堆積物内の板状有孔虫群集の年齢に基づいてYax-1コアから決定することができる。 Yax-1で角礫岩の上部は不整合によってマークされ、K-T境界は別の不整合を形成する緑色のglauconitic粘土によってマークされています。 間に4つのglauconitic地平によって中断される薄板にされたドロマイトおよびmicriticの石灰岩の50cmはある。 これらの堆積物は、堆積物の堆積、ウィニング、および短距離輸送の減少をもたらしたわずかに増加した現在の活動によって時々中断された静かな半 これらの地平とK-T境界でのバイオターベーションは、無脊椎動物によって植民地化された海底を示しています。
これらの堆積物内のplanktic有孔虫群集は、マーストリヒチアンの最後の300kyにまたがるゾーンCF1の特徴である。 磁気層序は、マーストリヒチアンの最後の570kyにまたがるK-T境界の下のC29Rを示しています。 また、δ13c値はマーストリヒト後期の特徴である。 したがって、3つの年代のプロキシはすべて、基礎となる衝撃角礫岩のK-T前の年代と一致していますが、堆積学は角礫岩とK-T境界の間の50cm間隔のための逆洗とクレーター充填を除外しています。 これらのデータに基づいて、Chicxulubの影響はK-T境界よりも前であり、ゾーンCF1の初期部分とK-T境界の下のC29Rの中央部分の間にいつか発生しました。
K-T前の年齢の他の証拠。 Yax-1から決定されたK-T前の年齢は、メキシコ北東部のChicxulub衝撃のk-T前の年齢の蓄積証拠に追加されます,衝突噴出層(microtektites)は、多数の地域でマーストリヒト エル-ペニオンとロマ-セルカの北東25kmでは、10mの遠洋性マールで四つのマイクロテクタイト層が相互に結合しており、折り畳みや断層の証拠はない。 プランクトン有孔虫は、堆積がゾーンの底部近くに最も古い層を持つ後期マーストリヒトゾーンCF1の間に発生したことを示している（23、24）（図。 6). 最下層のマイクロテクタイト層はチクスルブ衝撃からの元の排出物と考えられたが，上層は一般的なマールクラストと浅水底生有孔虫と破片によって示されるように，電流によって繰り返し再加工されているように見えた。 生層序と堆積物蓄積率に基づいて、これらのメキシコのサイトで最も古いマイクロテクタイト層は、K-T境界の前に≥300ky堆積され、これはまた、Chicuxulub衝撃がK-T境界よりも前であることを示唆している。
メキシコ北東部のEl PenonおよびLoma CercaのMendez層の後期マーストリヒト層の最も古いマイクロテクタイト層とYax-1コアのChicxulub衝撃角礫岩の相関を提案した(22,24)。 （我々は、マールでinterbeddedされている若いマイクロテクタイト層が再加工されると考えています。）メキシコ北東部のIr異常はK-T境界にあります。
Chicxulub衝突のk-T前の年齢は、Lopez Ramos(25)によって、Chicxulubクレーターの中心近くに位置するPEMEX井戸C1の衝突角礫岩の上にあるmarlsおよび石灰岩の豊富な後期マーストリヒト板状有孔虫に基づいて最初に示唆された（図25）。 1). 衝突角礫岩の上にあるこの後期マーストリヒチアンユニットは、Ward et alによっても同定された。 (9)井戸Sacapuc-1で電気対数相関に基づいて、≤18mの厚さであることが決定されました。 今日まで、生層序、磁層序、安定同位体、またはイリジウムのデータは、Chicxulub衝撃のK-T境界年齢をサポートしていません。
多重衝突と大量絶滅
Chicxulub衝突のK-T前時代は、K-T境界の前とK-T境界で300kyドルで、マーストリヒト後期の影響を伴う多重衝突シナリオを支持する。 6). 北海のマーストリヒト後期（シルバーピット-クレーター）（26）とウクライナ（ボルティッシュ-クレーター）（27）の間には、より小さな衝突クレーターの証拠も存在する。 さらに、オマーンからマーストリヒト後期のIrおよびPGE異常が報告されている（28）。 メキシコ、グアテマラ、ハイチ（24、29、30）からのセクションでIrとPGE異常パターンによって示唆されるように、別の影響は、初期のダニアン（p.eugubinaゾーン、≈64.9万年前）で発生した可能性があります。
マーストリヒト後期のChicxulubの影響は、主要なデカン火山活動（31、32）、温室温暖化（65.4-65.2万年前）（33）、およびk-T境界の前の最後の700kyの間に種の多様性の漸進的な減少と一致したが、主要な種の絶滅はなかった（11、34）（図。 6). しかし、生態学的ジェネラリストへのシフトは、これらの後期マーストリヒト環境の変化に関連する主要な生物的ストレスを反映して、プランク有孔虫の集合を支配したが、生物的ストレスは主に主要な火山活動によるものであるように見える（35）。 大量絶滅はK-T境界衝突とデカン火山活動と一致し、すべての熱帯および亜熱帯種を排除し、その時までにはすべての相対的な存在量を平均化した<全有孔虫個体群の15％（13）であった。 この発見は、K-T境界の衝撃（および火山活動）が、健康な繁栄しているコミュニティの壊滅的な殺害ではなく、ラクダの背中を壊したわらであった可能性があることを示唆している。
メキシコ北東部（23、24）、ChicxulubコアYax-1、および以前の井戸C1とSacapuc-1（9、25）のマイクロテクタイト層からChicxulub衝撃のための前K-T年齢の証拠をマウントすると、K-T インドのシヴァ火口は、可能な候補として提案されている（36）。 大きな衝撃の生物学的影響、特に後期マーストリヒチアンChicxulubの影響に関連するものを再評価し、デカン火山活動や温室効果による生物学的影響と区別する必要がある。