Idade do impacto de Chicxulub
k-T. O limite K-T é identificado a 794,11 m, ≈50 cm acima do impacto breccia(Fig. 2). A fronteira é caracterizada por um calcário de 2 a 3 cm – hick cinza escuro-Verde marly com uma argila glauconítica verde de 3 a 4 mm de espessura (17) que marca uma desconformidade erosonal. O intervalo de 50 cm abaixo do limite K-T está em polaridade invertida C29r.é claro que 7 cm acima do limite K-T o núcleo é normalmente magnetizado (em cron 29n). A mudança parece ocorrer mais de 4 cm acima do limite K-T, embora apenas um ponto de dados ocorra. Isótopos de carbono estáveis mostram os valores elevados de δ13C do final do Maastrichtiano acima da breccia, seguido pela excursão negativa característica no limite K-T. (O valor baixo na amostra de dolomite 21 é devido a efeitos diagenéticos.) As concentrações de irídio estão dentro da Gama de valores de fundo e apenas atingem 0,29 ng/g no limite K-T (Fig. 2). A ausência de uma anomalia Ir e o curto intervalo de C29r acima do limite K-T sugerem um hiato, como também indicado pela biostratigrafia.Fig. 2. Cinco sedimentos e proxies relacionados com a idade revelam sedimentos pelágicos do final do Maastrichtiano sobre o impacto da breccia no núcleo de Chicxulub Yax-1. Note que as zonas P0, a maior parte do Pla, e provavelmente a parte superior da zona CF1 estão em falta. Além disso, o hiato de 794.05 m marca a perda da zona Plb e a parte inferior do Plc. A ausência da anomalia Ir é provavelmente devido ao hiato que abrange o limite K-T.
a primeira foraminifera terciária (Daniana) está presente 2 cm acima da argila verde limite K-T e desconformidade e indica a zona Pla (E.g., Parvularugoglobigerina eugubina, Parvulaugoglobigerina extensa, Eoglobigerina sp., Woodringina hornerstownensis, e Globoconusa daubjergensis, mais espécies Cretáceas raras reformuladas). No que recobre malhada, bioturbated de 5 cm de intervalo (amostras 5 e 6), estes primeiros Danian espécies são comuns, juntamente com bem desenvolvido Parasubbotina pseudobulloides, Subbotina triloculinoides, e Globanomalina compressa, que são característicos de um superior Pla assemblage e sugere que os primeiros Danian intervalo (zonas de P0 e inferior Pla) está em falta.
o intervalo em falta no limite K-T pode ser estimado a partir de conjuntos foraminíferos planctos e magnetostratigrafia. As primeiras zonas Danianas P0 e Pla são correlativas com C29r acima da fronteira K-T, que se estende sobre os primeiros 275 ky do Terciário (19, 20). Em Impostos-1 este intervalo é representado por apenas 6 cm de zona superior Pla e C29r, indicando >250 ky em falta e, provavelmente, parte de cima Maastrichtian. Isto pode explicar a ausência da anomalia Ir característica que marca o limite K-T em todo o mundo.
No marly de calcário a 6 cm acima da fronteira K-T, outra mudança abrupta ocorre na espécie, o conjunto de tamanho maior, juntamente com o súbito zona superior Plc (2) conjunto (por exemplo, ausência de P. eugubina e presença de Premurica inconstans, Eoglobigerina trivialis, e Globanomalina pentagona). Isto marca outro hiato importante (794,05 m) com a zona Plb e a parte inferior da zona Plc(l) faltando, como também indicado pela mudança de polaridade magnética de C29r para C29n.K-T e hiatus Danianos primitivos destas magnitudes foram observados em todo o Caribe e Golfo do México (21) e no mar profundo globalmente (20) e podem estar ligados a correntes intensificadas de águas profundas durante o Paleoceno inferior.
a Idade da Unidade Entre Breccia e K-T. Planktic foraminíferos dentro de 50 cm de espessura, laminados dolomíticos e micritic calcários entre o breccia e fronteira K-T fornecer idade crítica restrições para a deposição desta unidade, além de magnetostratigraphy. O exame de seções finas revela que os intervalos laminados são ricos em foraminifera plânctiana tardia, embora sejam invariavelmente recristalizados e mal preservados nestas limestonas micríticas. O processo de recristalização, no entanto, manteve a morfologia da espécie e a calcite da concha colorida mais clara em relação à micrite circundante, embora as imagens em uma ampliação muito alta mostram a textura da micrite cristalina. Por esta razão, a ampliação das espécies é limitada (×100-200)e as imagens são muitas vezes difusas (Fig. 3). Nós mostramos espécies representativas de vários intervalos em uma ampliação que ainda permite o reconhecimento de morfologias de espécies características. Para ilustrar que estas formas são foraminifera e para diferenciá-las dos sedimentos cristalinos, mostramo-las embutidas no calcário micrítico circundante mais escuro. No foraminifera are preserved in the dolomitic layers (e.g., sample 21) characterized by dolomite rhombs.Fig. 3. micrographs of Late Maastrichtian and Early Paleocene plancktic foraminifera from Yax-1. (Barra de escala = 100 µm para as imagens 1-3; fscale bar = 200 µm para as imagens 4-11.) Early Paleocene zones Pla-Plc: image 1, W. hornerstownensis (sample 1); image 2, P. eugubina (sample 6); image 3, P. pseudobloides (sample 5); image 4, P. inconstans (sample 4). Final de Maastrichtian Zona CF1: imagem 5, Plummerita hantkeninoides (exemplo 20); imagem 6, Rugoglobigerina macrocephala (amostra 9); imagens 7 e 8, Rugoglobigerina rugosa (amostras 19 e 12); imagem 9, Globotruncana insignis (exemplo 20); imagem 10, Globotruncana arca (amostra 9); imagem 11, Rosita contusa (exemplo 9).
em todas as amostras de calcário micrítico laminado estão presentes diversos e abundantes conjuntos de foraminíferos plâncticos, embora a foraminifera bentónica seja menos comum (principalmente buliminelídeos). O planktic assemblages consistem característica do Final do Maastrichtian zona CF1 espécies, incluindo 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 (figos. 2 e 3). A zona CF1 abrange os últimos 300 ky do Cretáceo, correlativa com a parte superior do magnetocron C29r abaixo do limite K-T. Estes conjuntos de zonas CF1 indicam, portanto, que a deposição dos 50 cm de limestonas micríticas laminadas ocorreu após o impacto de Chicxulub e antes da extinção em massa dos limites K-T.Alternativamente, as limestonas micríticas laminadas com 50 cm de espessura e o final do Maastrichtiano foraminifera podem representar a retrabalho por recuo e enchimento de crateras após a deposição do impacto da breccia? A evidência Microfossil sugere que este não é o caso por várias razões.
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Backwash e enchimento de cratera requer alta energia de correntes de minar e material de transporte, incluindo diversas clasts e faunísticos elementos do impacto breccia e subjacente lithologies e a sua água rasa foraminíferos bentônicos. Nenhuma evidência para tal retrabalho existe nos 50 cm críticos entre a unidade breccia e a fronteira K-T, nem existem evidências sedimentares para um ambiente depositional de alta energia (ver abaixo).antes do impacto, a prateleira de Yucatan na área de Chicxulub era um ambiente subtidal pouco profundo que não suportava as assemblagens plancticas de foraminferais. Após o impacto estes microfossilmes estão abundantemente presentes. Se eles foram erodidos e transportados em grandes distâncias do oceano aberto (por exemplo, backwash), a evidência de estruturas sedimentares de alta energia e de diversos clastos e espécies diversas de vários intervalos de idade mais velhos deve ser clara. Não existem provas de nada do que precede.
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conjuntos de foraminferais Plancticos dentro do intervalo de 50 cm são de grande diversidade com espécies pequenas e grandes, finas e espessas, e todas são características da última Idade do Maastrichtiano da zona CF1. Tais Conjuntos Uniformes, e a ausência de espécies mais antigas reformuladas, não podem ser explicadas por Enchimentos de backwash e crateras, mas são consistentes com deposição in situ em um ambiente hemipelágico de baixa energia.a presença de grades abaixo do limite K-T e nas quatro camadas glauconíticas no intervalo de 50 cm abaixo indica que a deposição ocorreu num ambiente sedimentar normal com organismos escavadores no fundo do oceano. Se estes depósitos consistissem em alta energia e retrabalhos atuais, burrows não poderiam ter sido preservados.
A evidência indica assim que a Tarde Maastrichtian planktic assembléias de foraminíferos foram depositados in situ após o evento de impacto de baixa energia hemipelagic ambiente que era profundo o suficiente (aproximadamente 100 m) apoiar planktic foraminíferos e suporte ativo, passando por comunidades bentônicas. O aprofundamento pode ter sido causado pela escavação da cratera e a elevação do nível do mar durante o último Maastrichtiano. Esta interpretação pode ainda ser testada com base na natureza da deposição de sedimentos.ambiente de deposição. A natureza e deposicionais ambiente de 50 cm de intervalo entre o disconformities no topo do impacto breccia e a fronteira K-T fornece outra crítica teste in situ versus backwash de deposição e, portanto, a idade do impacto, se K-T ou pré-K-T. A 50 cm de intervalo consiste predominantemente em laminado micritic calcários com microlayers ou manchas de anhedral cristais de dolomita e 5 cm de espessura, dolomita camada na base (Fig. 4). As limestonas micríticas indicam deposição sob condições de água calma e de baixa energia, enquanto a dolomite formada por substituição diagenética do calcário precursor com a textura laminada original ainda é visível.Fig. 4. Litholog do intervalo de 50 cm entre as disconformidades no topo da breccia e o limite K-T. (Barra em escala = 0,1 mm para as amostras 6 e 8 e 1 mm para as amostras 1-5, 7 e 9-21.) As características sedimentares da maioria dos intervalos da amostra são mostradas em micrografos de secção fina com números assinalados à localização da amostra na litholog. Note as quatro camadas verdes distintas (<1 cm), cada uma com microclastos revestidos de glauconite e / ou glauconite (ver Fig. 5).
estruturas sedimentares indicam uma história da deposição variável. Cinco camadas microclastas finas de argila verde estão incorporadas em limestonas laminadas a: 794.43, 794.34-794.35, 794.24, 794.19, e 794.11 m; este último marca o limite K-T (Fig. 4). Os resíduos insolúveis destes intervalos revelam que os microclastos são de origem glauconita e/ou têm revestimento in situ glauconite. o microscópio eletrônico de varredura ambiental e as análises XRD de microclastos e a argila verde revelam um padrão XRD de glauconite (17) (Fig. 5) sem presença de vidro alterado. Para comparação, analisamos quatro amostras da breccia em profundidades de 827.81, 851,02, 861.74, e 876.37 M. As análises XRD destes intervalos da breccia mostram a presença de Cheto esmectita, que é característica do vidro alterado (22) (Fig. 5A ). A Glauconite forma-se na interface sedimento-água em ambientes com acumulação muito lenta de detrito. As cinco camadas de argila de microclasto e verde, portanto, indicam longas pausas no ambiente de deposição global tranquila com sedimentação reduzida e a formação de glauconite seguida de sedimento winnowing, geração clast, e transporte em pequena escala por atividade corrente menor.Fig. 5.
(A) micrografo de secção fina da camada verde de argila K-T (amostra 8) com inserção da localização de marcação da análise. O difractograma XRD desta argila verde indica a presença de glauconite madura (17). Em contraste, a análise XRD de amostras de breccia mostra a presença de Cheto smectita bem cristalizada, que é um produto típico de vidro alterado. B) O Micrograma do microscópio electrónico de varrimento Ambiental da argila verde K-T (amostra 8) com uma análise de raios-x do difractómetro electrónico que indique uma composição glauconítica (intervalo sombreado). C E D apresentam composições glauconíticas semelhantes para os grãos de resíduos insolúveis provenientes das camadas verdes das amostras 13 e 17. (Note – se que o pico Cl se deve ao ácido clorídrico utilizado na preparação de resíduos insolúveis. O padrão de referência da glauconite do Atlas de petrologia SEM (18) é mostrado para comparação.o vidro é muito raro em todo o intervalo de 50 cm. Não foram observados clastos de breccia. Bioturbation é comum em torno da microclast camadas de 794.19, 794.24, e 794.34 m, e o intervalo abaixo o K-T é fortemente entocado por invertebrados, alguns dos quais podem ter penetrado para formar o maior isolado toca no 794.31 m (Fig. 4). Esta descoberta sugere que uma comunidade bentônica ativa prosperou no fundo do Oceano durante a deposição de sedimentos e argumenta contra a deposição rápida por lavagem de dinheiro.
a variação do ângulo de inclinação entre 794,34 e 794,52 m pode ser devida à compactação/decantação do material ejecta subjacente que localmente mudou o declive do fundo do mar. As pequenas falhas de crescimento sinsodimentares extensionais em torno de 794,50 m também podem ter sido causadas por este processo.na parte inferior do intervalo de 50 cm, O leito oblíquo em três camadas finas (1 cm) entre 794,45 e 794.53 m podem ter sido formados por águas ligeiramente agitadas. No entanto, a ausência de mudanças de tamanho de grão sugere que esta poderia ser uma característica diagenética. Sedimentos na ruptura do núcleo (794,40 m) são mecanicamente perturbados por perfuração, mas sua cor Cinza-Verde sugere um componente glauconita como nas camadas verdes acima e abaixo.a Sedimentologia do intervalo de 50 cm que cobre a breccia suevita indica que a deposição postimpacto ocorreu num ambiente de baixa energia com pouca actividade actual, o que favoreceu a deposição de limestonas laminadas. Mas este ambiente foi interrompido quatro vezes por períodos prolongados com uma actividade ligeiramente mais activa de winnowing antes da fronteira K-T E novamente na fronteira, o que provavelmente estava relacionado com alterações no nível do mar. Cada vez, a sedimentação era reduzida, permitindo a formação de glauconite, que foi seguida por sedimentos winnowing, geração clast, e transporte antes do retorno da deposição de sedimento laminado de baixa energia.
a escassez de clastos de vidro ou breccia nestes sedimentos, o ambiente de baixa energia, e as repetidas pausas e formação de glauconite não fornecem nenhuma evidência para a deposição rápida relacionada com o backwash e o enchimento de crateras para este intervalo de 50 cm de espessura.idade pré-K-T do impacto de Chicxulub. A idade do impacto de Chicxulub, agora pode ser determinado a partir dos Impostos-1 core baseado na posição estratigráfica do breccia em relação à fronteira K-T, a natureza de deposição de sedimentos entre a breccia e a fronteira K-T, e a idade do planktic de foraminíferos, assemblages dentro desses sedimentos. Em Yax – 1, o topo da breccia é marcado por uma desconformidade e o limite K-T é marcado por uma argila glauconítica verde que forma outra desconformidade. Entre 50 cm de limestonas laminadas dolomíticas e micríticas são interrompidas por quatro horizontes glauconíticos. Estes sedimentos indicam um ambiente hemipelágico calmo, interrompido por vezes por um ligeiro aumento da atividade atual que resultou na deposição de sedimentos reduzidos, winnowing e transporte de curta distância. Bioturbation at these horizons and the K-T boundary indicate an ocean floor colonized by invertebrates.
os conjuntos foraminiferais plancticos dentro destes sedimentos são característicos da zona CF1, que abrange os últimos 300 ky do Maastrichtiano. Magnetostratigrafia indica C29r abaixo da fronteira K-T, que abrange a última 570 ky do Maastrichtiano. Além disso, os valores de δ13C são característicos do final do Maastrichtiano. Todas as três idades proxies são, portanto, consistentes com uma idade pré-K-T para o impacto subjacente breccia, enquanto a sedimentologia exclui o backwash e Crater infill para o intervalo de 50 cm entre o limite breccia E K-T. Com base nestes dados,o impacto de Chicxulub antecede o limite K-T E ocorreu em algum momento durante a parte inicial da zona CF1 e a parte média de C29r abaixo do limite K-T.outras evidências de idade pré-K-T. O pré-K-T idade determinada a partir de Impostos-1 contribui para o acúmulo de evidências de um pré-K-T idade para o impacto de Chicxulub no nordeste do México, onde o impacto de material ejetado camadas (microtektites) foram descobertos interbedded no Final de Maastrichtian margas em muitas localidades (23). Em El Peñon e 25 km a nordeste de Loma Cerca, quatro camadas microtektitas estão entrelaçadas em 10 m de Maris pelágicas, sem evidências de dobragem ou desbotamento. Foraminifera planctica indica que a deposição ocorreu durante a zona CF1 do final do Maastrichtiano com a camada mais antiga perto da base da zona (23, 24) (Fig. 6). Consideramos a camada de microtetite mais baixa como o ejecta original do impacto de Chicxulub, enquanto as camadas superiores parecem ser repetidamente retrabalhadas por correntes, como indicado por clastos de marlonga comuns e foraminifera bentônica de águas rasas e detritos. Com base nas taxas de acumulação de biostratigrafia e sedimentos, a camada microtectita mais antiga nesses locais mexicanos foi depositada cerca de 300 ky antes da fronteira K-T, o que também sugere que o impacto de Chicuxulub antecede a fronteira K-T.Fig. 6. a correlação proposta da breccia do impacto de Chicxulub no núcleo de Yax – 1 com a mais antiga camada microteótica no final de Maastricht marls da formação Mendez em El Penon e Loma cera no nordeste do México (22, 24). (Consideramos que as camadas microtetitas mais jovens que são entrelaçadas em marls devem ser reformuladas. A anomalia Ir no nordeste do México está na fronteira K-T.
Um pré-K-T idade para o impacto de Chicxulub foi sugerida pela primeira vez por Lopez Ramos (25), com base em abundante final Maastrichtian planktic foraminíferos em margas e calcários acima o impacto breccia da PEMEX bem C1 localizado perto do centro da cratera de Chicxulub (Fig. 1). Esta unidade tardia do Maastrichtiano sobre o impacto breccia também foi identificada por Ward et al. (9) in well Sacapuc-1 based on electric log correlations and determined to be ≈18 m thick. Até à data, os dados biostratigráficos, magnetostratigráficos, isótopos estáveis ou iridium não suportam uma idade limite K-T para o impacto de Chicxulub.
múltiplos impactos e extinção em massa
a idade pré-K-T do impacto de Chicxulub dá suporte a um cenário de múltiplos impactos com impactos durante o final do Maastrichtiano, a cerca de 300 ky antes do limite K-T e no limite K-T. 6). Durante o final do Maastrichtiano no Mar Do Norte (cratera Silverpit) (26) e Ucrânia (cratera Boltysh) (27), evidências de crateras de impacto menores também existem. In addition, Late Maastrichtian Ir and PGE anomalies have been reported from Oman (28). Outro impacto pode ter ocorrido no início do Daniano (zona de P. eugubina, cerca de 64,9 milhões de anos atrás), como sugerido por padrões de anomalia de Ir e PGE em seções do México, Guatemala e Haiti (24, 29, 30).o impacto de Chicxulub no final do Maastrichtiano coincidiu com o grande vulcanismo do Decão (31, 32), o aquecimento do efeito estufa (65,4-65,2 milhões de anos atrás) (33), e uma diminuição gradual na diversidade de espécies durante os últimos 700 ky antes da fronteira com o K-T, mas nenhuma extinção de espécies importantes (11, 34) (Fig. 6). No entanto, uma mudança para assemblagens ecológicas dominadas por generalistas na foraminifera planctica, refletindo grande estresse biótico associado com essas mudanças ambientais do final do Maastrichtiano, embora o estresse biótico parece ser principalmente devido ao vulcanismo maior (35). A extinção em massa coincidiu com o impacto da fronteira K-T e o vulcanismo Decão e eliminou todas as espécies tropicais e subtropicais, todas as quais eram raras naquela época, com uma abundância relativa combinada média <15% da população total de foraminiformes (13). Este achado sugere que o impacto da fronteira K-T (e vulcanismo) pode ter sido a gota de água que quebrou as costas do camelo, ao invés da morte catastrófica de uma comunidade saudável e próspera.
com evidências de montagem para uma idade pré-K-T para o impacto de Chicxulub a partir de camadas microtetitas no nordeste do México (23, 24), núcleo de Chicxulub Yax-1, e poços C1 e Sacapuc-1 anteriores (9, 25), a localização da cratera de impacto K-T permanece desconhecida. A cratera Shiva na Índia foi proposta como um possível candidato (36). Os efeitos bióticos de grandes impactos precisam ser reavaliados, em particular, aqueles associados com o impacto de Chicxulub do final do Maastrichtiano, e diferenciados dos efeitos bióticos causados pelo vulcanismo do Decão e pelo aquecimento do efeito estufa.