Chicxulub impact wyprzedza granicę K-T masowe wymieranie

wiek uderzenia Chicxulub

granica K-T. Granicę K-T określa się na wysokości 794,11 m, ≈50 cm nad uderzeniem breccia (rys. 2). Granica charakteryzuje się ciemnoszaro-zielonym wapieniem marylowym o grubości 2-3 cm z zieloną glinką glaukonityczną o grubości 3-4 mm (17), która oznacza dyskonformizm erozyjny. Odstęp 50 cm poniżej granicy K-T ma odwróconą polaryzację C29r. oczywiste jest, że 7 cm powyżej granicy K-T rdzeń jest normalnie namagnesowany (w Kron 29N). Zmiana wydaje się występować więcej niż 4 cm powyżej granicy K-T, chociaż występuje tylko jeden punkt danych. Stabilne izotopy węgla wykazują wysokie wartości δ13C późnego Mastrychtu powyżej breccia, po czym następuje charakterystyczne ujemne przemieszczenie na granicy K-T. (Niska wartość w próbce dolomitu 21 wynika z efektów diagenetycznych.) Stężenia irydu mieszczą się w zakresie wartości tła i osiągają tylko 0,29 ng / g na granicy K – T (rys. 2). Brak anomalii Ir i krótki odstęp C29r powyżej granicy K-T Sugerują przerwę, na co wskazuje również biostratygrafia.

pierwsze trzeciorzędowe (Daniańskie) otwornice planktowe występują 2 cm powyżej granicy K-T i wskazują strefę Pla (e.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina Sp., Woodringina hornerstownensis, i Globoconusa daubjergensis, plus rzadkie przerobione gatunki kredowe). W pokrywającym się nakrapianym, bioturbowanym interwale 5-cm (próbki 5 i 6) te wczesne gatunki Danianów są powszechne, wraz z dobrze rozwiniętymi Parasubbotina pseudobulloides, Subbotina triloculinoides i Globanomalina compressa, które są charakterystyczne dla górnego zespołu Pla i sugerują, że brakuje najwcześniejszego interwału Daniańskiego (strefy P0 i dolny Pla).

brakujący odstęp na granicy K-T można oszacować na podstawie zbiorowisk planktowych i magnetostratygrafii. Wczesne strefy P0 i PLA są skorelowane z C29r powyżej granicy K-T, która obejmuje około pierwszych 275 ky trzeciorzędu (19, 20). W Yax-1 odstęp ten jest reprezentowany tylko przez 6 cm górnej strefy Pla i C29r, wskazując >brakujące 250 ky i prawdopodobnie część Najwyższego Mastrychtu. Może to tłumaczyć brak charakterystycznej anomalii Ir, która wyznacza granicę K-T na całym świecie.

w wapieniu marmurowym na wysokości 6 cm powyżej granicy K-T następuje kolejna nagła zmiana w zbiorowisku gatunków do większych rozmiarów, wraz z nagłym pojawieniem się zbiorowiska górnej strefy Plc (2) (np. brak P. eugubina i obecność Premurica inconstans, Eoglobigerina trivialis i Globanomalina pentagona). Oznacza to kolejną poważną przerwę (794,05 m) z brakiem strefy Plb i dolnej części strefy Plc (l), na co wskazuje również zmiana polaryzacji magnetycznej z C29r na C29n.

k-T i wczesne hiatusy Tych wielkości zaobserwowano na Karaibach i w Zatoce Meksykańskiej (21) oraz na głębinach morskich globalnie (20) i mogą być związane z intensywnymi prądami głębinowymi we wczesnym paleocenie.

wiek jednostki między Breccia i K-T. planktic foraminifera w obrębie 50-cm-grube laminowane wapienie dolomitynowe i mikrytyczne między granicą breccia i k-t zapewniają krytyczne ograniczenia wiekowe dla osadzania tej jednostki oprócz magnetostratygrafii. Badanie cienkich odcinków ujawnia, że laminowane interwały są bogate w późny mastrycht planktic foraminifera, chociaż są one niezmiennie rekrystalizowane i słabo zachowane w tych mikrytycznych wapieniach. Proces rekrystalizacji zachował jednak morfologię gatunkową i jaśniejszy kalcyt muszli w stosunku do otaczającego go mikrytu, chociaż obrazy o bardzo dużym powiększeniu pokazują krystaliczną fakturę mikrytu. Z tego powodu powiększenie gatunków jest ograniczone (×100-200), a obrazy są często rozmyte (rys. 3). Pokazujemy gatunki reprezentatywne z różnych okresów w powiększeniu, które nadal pozwala na rozpoznanie charakterystycznych morfologii gatunków. Aby zilustrować, że formy te są otwornicami i odróżnić je od osadów krystalicznych, pokazujemy je osadzone w ciemniejszym otoczeniu mikrytycznych wapieni. W warstwach dolomitowych (np. próbka 21) charakteryzujących się rombami dolomitowymi nie zachowały się otwornice.

różnorodne i obfite planktic foraminiferal assemblages są obecne we wszystkich laminowanych mikrytycznych próbkach wapienia, chociaż otwory bentosowe są mniej powszechne (głównie buliminelidy). Zespół planktic składa się z charakterystycznych gatunków strefy późnego Mastrychtu CF1, w tym 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., oraz Globigerinelloides aspera (Fig. 2 i 3). Strefa CF1 obejmuje ostatnie 300 ky kredy, korelując z górną częścią magnetochronu c29r poniżej granicy K-T. Te zespoły strefowe CF1 wskazują zatem, że osadzanie się 50 cm laminowanych wapieni mikrytycznych nastąpiło po uderzeniu Chicxulub i przed masowym wymieraniem granicy K-T.

alternatywnie, czy laminowane wapienie mikrytyczne o grubości 50 cm i otwornice z Mastrychtu mogą stanowić przeróbkę przez płukanie i wypełnienie krateru po osadzeniu się uderzenia breccia? Mikrofosylne dowody sugerują, że tak nie jest z kilku powodów.

1. płukanie i wypełnienie krateru wymaga prądów o wysokiej energii do erozji i transportu materiału, w tym różnorodnych klastrów i elementów fauny z uderzenia breccia i leżących poniżej litologii i ich płytko-wodnych otworów bentosowych. Nie ma dowodów na takie przerobienie w krytycznym 50 cm między jednostką breccia A granicą K-T, ani nie istnieją dowody osadowe dla środowiska wysokoenergetycznego deponowania (patrz poniżej).

2. przed uderzeniem półka Jukatanu w rejonie Chicxulub była płytkim środowiskiem subtidalnym, które nie wspierało planktic foraminiferal assemblages. Po uderzeniu te mikrofosy są obficie obecne. Jeśli zostały one Erodowane i transportowane na duże odległości od otwartego oceanu (np. płukania wstecznego), dowody wysokoenergetycznych struktur osadowych oraz zróżnicowanych klastrów i różnych gatunków z różnych starszych przedziałów wiekowych powinny być jasne. Nie ma dowodów na żadne z powyższych.

3. planktic foraminiferal assemblages within the 50-cm interval are of large differentiation with small and large, thin – and thick-shelled species, and all are characteristic of the latest Mastrychtian zone CF1 age. Takie jednolite zbiorowiska i brak starszych przerobionych gatunków nie można wyjaśnić płukaniem wstecznym i wypełnieniem krateru, ale są one zgodne z osadzaniem in situ w niskoenergetycznym środowisku hemipelagicznym.

4. obecność NOR poniżej granicy K-T i w czterech warstwach glaukonitycznych w odstępie 50 cm poniżej wskazuje, że osadzanie miało miejsce w normalnym środowisku osadowym z organizmami pogrzebającymi na dnie oceanu. Jeśli złoża te składały się z wysokoenergetycznego płukania wstecznego i przeróbki prądowej, nie mogły zostać zachowane nory.

dowody wskazują, że późny mastrycht planktic foraminiferal assemblages zostały zdeponowane in situ po zdarzeniu uderzeniowym w niskoenergetycznym środowisku hemipelagicznym, które było wystarczająco głębokie (≈100 m), aby wspierać otwory planktic foraminiferal i wspierało aktywne, zakopujące się społeczności bentosowe. Pogłębienie mogło być spowodowane wykopaniem krateru i wzrostem poziomu morza podczas ostatniego Mastrychtu. Interpretacja ta może być dalej badana w oparciu o charakter osadzania się osadu.

środowisko depozytowe. Natura i środowisko deponowania 50-centymetrowego odstępu między dyskomfortami na szczycie Breccia uderzenia a granicą K-T zapewnia kolejny krytyczny test osadzania in situ w porównaniu z płukaniem wstecznym, a tym samym wiek uderzenia, niezależnie od tego, czy K-T, czy pre-K-T. interwał 50-centymetrowy składa się głównie z laminowanych wapieni mikrytycznych z mikro-warstwami lub plastrami anhedralnych kryształów dolomitu i warstwą dolomitu o grubości 5 cm u podstawy (Fig. 4). Wapienie mikrytyczne wskazują na osadzanie się w niskoenergetycznych, cichych warunkach wodnych, podczas gdy dolomit utworzony przez diagenetyczną wymianę prekursorowego wapienia z oryginalną laminowaną teksturą jest nadal widoczny.

struktury osadowe wskazują na zmienną historię osadów. Pięć cienkich, zielonych, gliniastych warstw jest osadzonych w laminowanych wapieniach na 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, i 794,11 m; ten ostatni wyznacza granicę K-T (rys. 4). Nierozpuszczalne pozostałości tych odstępów ujawniają, że mikroklasty są pochodzenia glaukonit i / lub mają glaukonit in situ powłoki. ekologiczny skaningowy mikroskop elektronowy i analizy Xrd mikroklastów i zielonej gliny ujawniają glaukonit wzór XRD (17) (rys. 5) bez zmienionego szkła. Dla porównania przeanalizowaliśmy cztery próbki z breccia na głębokościach 827,81, 851,02, 861,74 i 876,37 m. XRD analizy tych przedziałów breccia wykazują obecność Cheto smektytu, który jest charakterystyczny dla zmienionego szkła (22) (rys. 5A). Glaukonit tworzy na styku osad-woda w środowiskach o bardzo powolnej akumulacji detrytusu. Pięć warstw mikroklastów i zielonej gliny wskazuje zatem na długie przerwy w ogólnym cichym środowisku depozytowym ze zmniejszoną sedymentacją i tworzeniem glaukonitu, a następnie przesiewaniem osadów, generowaniem klastów i transportem na małą skalę przez niewielką aktywność prądową.

Szkło występuje bardzo rzadko w całym przedziale 50 cm. Nie zaobserwowano klastrów breccia. Bioturbacja jest powszechna w i wokół warstw mikroklastów na 794,19, 794,24 i 794,34 m, a odstęp poniżej K-T jest silnie zagrzebany przez bezkręgowce, z których niektóre mogły przeniknąć, tworząc większą izolowaną norę na 794,31 m (Fig. 4). To odkrycie sugeruje, że aktywna społeczność bentosowa rozwijała się na dnie oceanu podczas osadzania się osadów i sprzeciwia się szybkiemu osadzaniu przez płukanie wsteczne.

zmiana kąta zanurzenia między 794,34 a 794,52 m może być spowodowana zagęszczeniem/osiadaniem leżącego poniżej materiału ejecta, który lokalnie zmienił nachylenie dna morskiego. Przyczyną tego procesu mogły być również niewielkie, rozciągające się syn-osadowe uskoki wzrostu około 794,50 m.

w dolnej części odstępu 50 cm ściółka skośna w trzech cienkich (1-cm) warstwach między 794,45 a 794.53 m mogły być uformowane przez lekko wzburzone wody. Jednak brak zmian wielkości ziarna sugeruje, że może to być cecha diagenetyczna. Osady w pęknięciu rdzenia (794,40 m) są mechanicznie zaburzone przez wiercenie, ale ich szaro-zielony kolor sugeruje Składnik glaukonitu, jak w zielonych warstwach powyżej i poniżej.

Sedymentologia 50-centymetrowego odstępu pokrywającego suevite breccia wskazuje więc, że osadzanie postimpact nastąpiło w środowisku o niskiej energii i małej aktywności prądowej, co sprzyjało osadzaniu laminowanych wapieni. Środowisko to było jednak czterokrotnie przerywane przez dłuższy czas z nieco bardziej aktywną aktywnością przesiewania przed granicą K-T i ponownie na granicy, co było prawdopodobnie związane ze zmianami poziomu morza. Za każdym razem zmniejszano sedymentację, umożliwiając tworzenie glaukonitu, po czym następowało przesiewanie osadów, generowanie klastrów i transport przed powrotem niskoenergetycznego laminowanego osadzania osadów.

niedobór szkła lub klastrów breccia w tych osadach, środowisko o niskiej energii i powtarzające się przerwy i tworzenie glaukonitu nie dostarczają dowodów na szybkie osadzanie się związane z płukaniem wstecznym i wypełnieniem krateru dla tego 50-cm-grubego interwału.

Pre-K-T Age of Chicxulub Impact. Wiek uderzenia Chicxulub można teraz określić na podstawie rdzenia Yax-1 w oparciu o stratygraficzne położenie breccia względem granicy K-T, charakter osadzania się osadów między breccia A granicą K-T oraz wiek planktic foraminiferal assemblages w tych osadach. W Yax-1 Szczyt breccia jest oznaczony przez dyskonformity, a granica K-T jest oznaczona przez zieloną glinkę glaukonityczną, która tworzy kolejną dyskonformity. Pomiędzy nimi znajduje się 50 cm laminowanych wapieni dolomitowych i mikrytycznych przerywanych czterema horyzontami glaukonitycznymi. Osady te wskazują na ciche środowisko hemipelagiczne, przerywane czasami przez nieznacznie zwiększoną aktywność prądową, co skutkowało zmniejszonym osadzaniem się osadów, przesiewaniem i transportem na krótkich dystansach. Bioturbacja na tych horyzontach i granicy K-T wskazuje na dno oceaniczne skolonizowane przez bezkręgowce.

planktic foraminiferal assemblages within these sediments are characteristic of zone CF1, which includes the last 300 ky of the Maastrichtian. Magnetostratygrafia wskazuje C29r poniżej granicy K-T, która obejmuje ostatnie 570 ky Mastrychtu. Ponadto wartości δ13C są charakterystyczne dla Mastrychtu późnego. Wszystkie trzy proxy wieku są zatem zgodne z wiekiem pre-K-T dla leżącego u podstaw uderzenia breccia, podczas gdy sedymentologia wyklucza płukanie i wypełnienie krateru dla 50-cm odstępu między granicą breccia i K-T. Na podstawie tych danych, uderzenie Chicxulub poprzedza granicę K-T i wystąpiło kiedyś we wczesnej części strefy CF1 i środkowej części c29r poniżej granicy K-T.

inne dowody na wiek Pre-K-T. Wiek pre-K-T określony na podstawie Yax – 1 dodaje do gromadzących się dowodów na wiek Pre-K-T dla uderzenia Chicxulub w północno-wschodnim Meksyku, gdzie odkryto warstwy eżeków uderzeniowych (mikrotekty) interbedded w Marlach późnego Mastrychtu w wielu miejscowościach (23). W El Peñon i 25 km na północny wschód w Loma Cerca cztery warstwy mikrotektytu są przeplatane w 10 m pelagicznych Marli, bez dowodów na fałdowanie lub uskoki. Otwornice Planktic wskazują, że osadzanie miało miejsce w późnym Mastrychcie CF1 z najstarszą warstwą w pobliżu podstawy strefy (23, 24) (Fig. 6). Uważamy, że najniższa warstwa mikrotektytu jest pierwotną ejektą z uderzenia Chicxulub, podczas gdy górne warstwy wydają się być wielokrotnie przerabiane przez prądy, na co wskazują wspólne klasty Marlowe i płytko-wodne otwory bentosowe i gruz. Opierając się na biostratygrafii i szybkości akumulacji osadów, najstarsza warstwa mikrotektytu w tych meksykańskich miejscach została zdeponowana ≈300 ky przed granicą K-T, co sugeruje również, że uderzenie Chicuxulub poprzedza granicę K-T.

wiek pre-K-T dla uderzenia Chicxulub został po raz pierwszy zasugerowany przez Lopeza Ramosa (25) w oparciu o obfite otwory planktowe z Mastrychtu w marsach i wapieniach powyżej Breccia uderzenia Pemex well C1 zlokalizowanego w pobliżu centrum krateru Chicxulub (Fig. 1). Ta późna Jednostka Mastrychcka pokrywająca uderzenie breccia została również zidentyfikowana przez Warda i wsp. (9) W StuDni Sacapuc-1 w oparciu o korelacje logarytmów elektrycznych i oznaczony jako ≈18 m grubości. Do tej pory dane biostratygraficzne, magnetostratygraficzne, stabilne izotopy lub iryd nie potwierdzają wieku granicznego K-T dla uderzenia Chicxulub.

wielokrotne uderzenia i masowe wymieranie

wiek pre-K-T uderzenia Chicxulub nadaje poparcie dla scenariusza wielokrotnego uderzenia z oddziaływaniami w późnym Mastrychcie, przy ≈300 ky przed granicą K-T i na granicy K-T (rys. 6). W późnym Mastrychcie na Morzu Północnym (Krater Silverpit) (26) i na Ukrainie (Krater Boltysz) (27) istnieją również dowody na istnienie mniejszych kraterów uderzeniowych. Ponadto z Omanu odnotowano anomalie IR i PGE w późnym Mastrychcie (28). Inne uderzenie mogło mieć miejsce we wczesnym Danianie (strefa P. eugubina, ≈64,9 mln lat temu), jak sugerują wzory anomalii Ir i PGE w sekcjach z Meksyku, Gwatemali i Haiti (24, 29, 30).

późny Mastrychcki wpływ Chicxulub zbiegł się z głównym wulkanizmem Dekanu (31, 32), ociepleniem szklarni (65,4-65,2 mln lat temu) (33) i stopniowym spadkiem różnorodności gatunków w ciągu ostatnich 700 ky przed granicą K-T, ale bez większych wymierania gatunków (11, 34) (rys. 6). Jednak przejście na ekologiczny generalista zdominowało zespoły w otworach planktowych, odzwierciedlając główny stres biotyczny związany z późnymi zmianami środowiskowymi w Mastrychcie, chociaż stres biotyczny wydaje się być głównie spowodowany głównym wulkanizmem (35). Masowe wymieranie zbiegło się z uderzeniem granicznym K-T i wulkanizmem Deccan i wyeliminowało wszystkie gatunki tropikalne i subtropikalne, z których wszystkie były rzadkie w tym czasie z połączoną średnią liczebności względnej <15% całkowitej populacji foraminiferałów (13). To odkrycie sugeruje, że k-t wpływ granicy (i wulkanizm) może być słoma, która złamała grzbiet wielbłąda, a nie katastrofalne zabójstwo zdrowej społeczności kwitnącej.

z rosnącymi dowodami na wiek pre-K-T dla uderzenia Chicxulub z warstw mikrotektytu w północno-wschodnim Meksyku (23, 24), rdzenia Chicxulub Yax-1 i wcześniejszych studni C1 i Sacapuc-1 (9, 25), lokalizacja krateru uderzeniowego K-T pozostaje nieznana. Jako potencjalnego kandydata zaproponowano Krater Shiva w Indiach (36). Należy ponownie ocenić biotyczne skutki dużych skutków, w szczególności te związane z późnym Maastrichtskim wpływem Chicxulub, i odróżnić je od skutków biotycznych spowodowanych przez wulkanizm Deccan i ocieplenie szklarni.