МАССОВЫЕ ВЫМИРАНИЯ

Мел-палеогеновые импактные кратеры – Чиксхулуб на Юкатане. Карский кратер. Породы турона-коньяка, сантона и маастрихта

Несколько кратеров предложены как образовавшиеся на рубеже мела и палеогена. Это Каменский и Гусевский кратеры в Каменском районе Ростовской области (Масайтис, Мащак, 1982, Масайтис, 1982, Мовшович, Милявский, 1990). Однако они малого диаметра (25 и 3 км соотвественно) и более молодые (палеоценовые). Кратер Мэнсон в шт. Айова, США, также невелик (35 км) и оказался более древним (конец кампана, изотопный возраст 73,8 млн. лет), его выбросы обнаружены в нижней части сланцев Пьер в Южной Дакоте (Izett, Cobban, 1994).

По почти общепринятому мнению реальным мел-палеогеновым кратером является импактная структура Чиксхулуб, расположенная на севере п-ва Юкатан в Мексике (Hildebrand et al., 1990). Предполагаемый диаметр около 200 км, что достаточно для генерации импактного биотического кризиса (Назаров и др., 1988).

Имеющиеся изотопные датировки импактитов и полоса цунамигенных отложений в Карибском регионе достаточно надежно подтверждают мел-палеогеновый возраст этого кратера.

Еще одной крупной структурой этого же возраста может быть Карский кратер (70 или 120 км), расположенный на севере Пай-Хоя (Полярный Урал). Его комплексное изучение и изотопное датирование (Назаров и др., 1993) показало высокую вероятность совпадения времени его образования и мел-палеогенового рубежа. K-Ar метод в изохронном варианте дал возраст 65,68±0,44 млн. лет (Колесников и др., 1990; Назаров и др., 1993), трековый - 64,57±1,56 млн. лет (Кашкаров и др., 1994). Граница мела и палеогена имеет датировку по слою вулканического пепла, расположенному в 50-70 см выше границы в континентальных разрезах Канады и США по четырем методам 64,70±0,09 (McWilliams et al., 1991) и Ar-Ar методом по санидину 64,77±0,07. (Dalrymple et al., 1993), а по гаитянским тектитам - 64,43±0,05 млн. лет. Однако данные Ar-Ar датирования для Карского кратера дали более древний возраст 71-75 млн. лет (Koeberl et al., 1990) и 69,3-71,7 млн. лет (Trieloff, Jessberger, 1992), примерно отвечающий границе кампана и маастрихта или самому началу маастрихта.

Для оценки последнего заключения можно применить биостратиграфический метод, хотя геологическая датировка импактных кратеров представляет собой исключительно трудную задачу. Нами изучены в Карском кратере большинство выходов импактных пород и перекрывающих осадков, содержимое более чем 30 кластических даек. Отдельно проанализированы матрикс и обломки. 22 образца обработаны на палиноморфы, 63 - на фораминиферы и другую микрофауну, просмотрено более 200 шлифов.

Карский кратер диаметром около 120 км (с учетом зоны террас) в значительной степени эродирован в новейшее время, особенно в своей юго-западной части и перекрыт почти сплошным чехлом рыхлых четвертичных отложений (Назаров и др., 1993). Кратерная воронка выполнена импактными брекчиями с различным количеством стекла, которые содержат весьма многочисленные обломки девонских, каменноугольных и пермских осадочных пород, слагающих складчатую структуру Пайхойского антиклинория. Принадлежность данных обломков к образованиям этого возраста очевидна на основании их полного литологического сходства. В литературе можно найти указания на то, что в импактных брекчиях встречаются обломки верхнемеловых пород, в том числе содержащие остатки сеноманских аммонитов. Однако нашими исследованиями эти находки не подтверждены, хотя полностью исключить такую возможность было бы преждевременно. Скорее всего такие обломки были собраны из кластических даек.

Споры и пыльца в импактных брекчиях практически отсутствуют, хотя в отдельных образцах встречены редкие зерна очень плохой сохранности. Вероятно, большая часть палиноморф разрушилась под воздействием высокой температуры раскаленного импактного материала. В шлифах на р. Сааяха в матриксе импактных брекчий встречены довольно многочисленные спикулы кремневых губок (в том числе яйцевидные стеррастры четырехлучевых губок Geodia) и раковины радиолярий. Подобного типа радиолярии и спикулы губок характерны для сантонских и нижнекампанских отложений северо-запада Западной Сибири и Ямала (Галеркина, 1963, Колтун, 1961). Присутствие верхнемеловых органических остатков в матриксе, а не в оформленных обломках, указывает на то, что вмещавшие их осадки в момент формирования кратера еще не были литифицированы.

На р. Сааяха импактные брекчии перекрываются небольшой по мощности (5-6 м) толщей почти черных рыхлых преимущественно средне- и тонкозернистых песчано-глинистых пород, формировавшихся в водной среде, на что указывают слабо выраженная слоистость и сортировка более грубого материала. Переход вниз постепенный. По-видимому, это переработанные в воде наиболее тонкие фракции импактного материала, в последнюю очередь осевшие из атмосферы. Крупная глыба таких пород встречена здесь и в кластической дайке. Эти образования содержат многочисленные либо окатанные, либо почти неокатанные зерна пермских песчаников и алевролитов, мраморов и небольшое количество кварцевых зерен песчаной размерности. Очень редки радиолярии, несколько чаще встречаются сильно фрагментированные спикулы губок. Кроме того, присутствуют фрагменты призматического слоя раковин иноцерамов, единичные раковины остракод и фораминифер. Богатый палинокомплекс получен лишь из глыбы в кластической дайке. Он содержит примерно равное количество спор, пыльцы голосеменных и покрытосеменных растений. Среди последних характерна поровая пыльца Comptonia, Pterocarya, Ulmoideipites, Myrica и др (опр. С.Б.Смирновой). Возраст этого комплекса может быть определен как верхний кампан - маастрихт по аналогии с палинокомплексами Енисей-Хатангской впадины.

Характерной особенностью Карского кратера является обилие кластических даек, пронизывающих импактные брекчии. Их ширина колеблется от 10-15 см до 7 м, прослеженная глубина до 40 м. Неширокие дайки (0,5-2 м) имеют параллельные, хотя и слабо извилистые стенки, что указывает на отсутствие смещения по ним. На р. Каре в видимой верхней части некоторых даек зафиксированы раздувы и провесы неправильной формы. В обнажениях на р. Сааяха и Б. Вануйта содержимое даек не имеет признаков термальной переработки, тогда как на рр. Сопчаю, Кара и Анарога матрикс даек сильно уплотнен и несет следы спекания .

На р. Сааяха и Б.Вануйта галечно-песчано-глинистый матрикс содержит разнообразный комплекс радиолярий и спикул губок нижнего кампана и редкие раковины преимущественно секреционных фораминифер Globigerinelloides asperus (Ehrenberg), Cibicides gankinoensis Neckaya, Praebulimina carseyae (Plummer), Spiroplectammina variabilis (Neckaya), S. kelleri Dain и др. Эти виды в Западной Сибири в основном встречаются в маастрихте. Тонкие дайки на р. Сааяха и отдельные участки матрикса мощной дайки на левом берегу этой реки, характеризующиеся зеленоватым цветом, содержат наибольшее число раковин фораминифер этих видов (до 50-70 экз на 100 г). Спорово-пыльцевые спектры из матрикса этих даек характеризуются преобладанием спор и пыльцы хвойных. Среди пыльцы покрытосеменных присутствуют Gotanipollis, Interpollis supplingensis, Mancicorpus solidum, что типично для сантонско-нижнекампанских толщ Западной Сибири.

Среди крупных обломков в дайках преобладают черные или зеленовато-черные кремнистые аргиллиты или опоки, содержащие остатки сантонских иноцероамов и белемнитов, многочисленные раковины радиолярий, стеррастры Geodia и почковидные зерна глауконита. Обломки имеют неправильную форму, иногда досковидные. В долинах рр. Путьтывис, Путью и Кара матрикс кластических даек по микрофаунистической характеристике такой же. Однако среди обломков практически нет кремнистых аргиллитов, но резко доминируют крупные (до 0,5 м) часто остроугольные куски светло-серых (шоколадных во влажном состоянии) опоковидных глин почти лишенных радиолярий, но с довольно многочисленными агглютинирующими фораминиферами турон-коньякского возраста. Вместе с тем в дайке на р. Путьтывис в обломке глины встречены фораминиферы Nonionella kalinini (Voloshinova), Gyroidinoides turgidus (Hagenow), Praebulimina carseyae (Plummer), Cibicides gankinoensis (Neckaya) и остракоды. Такой комплекс в Западной Сибири типичен для маастрихта, хотя эти виды могут встречаться начиная с верхнего кампана. Отсутствие Spiroplectammina kasanzevi Dain, индекса верхнего маастрихта Западной Сибири, не только в материале этой дайки, но и во всех остальных, не позволяет аргументировать наличие в районе Карского кратера к моменту его формирования осадков позднего маастрихта. Однако по имеющимся палеогеографическим реконструкциям, в конце маастрихта и дании северная часть Западной Сибири представляла собой аккумулятивную сушу (Галеркина и др., 1982). Это подтверждает и изотопный состав водорода импактных стекол (Nazarov et al., 1991).

Спорово-пыльцевой спектр, выделенный из образца из дайки р. Путьтывис, скорее всего отвечает верхней части маастрихта. В нем пыльца покрытосеменных составляет 86%. Среди нее встречены Alnus, Myrica, Pterocarya, Anacolosidites, Rutaceae, Simpsonipollis, Altingia, Quercites, Ulmoideipites. Близкий спектр установлен и в матриксе этой дайки.

Таким образом, матрикс даек в основном содержит материал сантона и нижнего кампана, в меньшем количестве верхнего кампана и маастрихта. Среди обломков присутствуют породы турона-коньяка, сантона и маастрихта.

Импактиты по резкой границе перекрываются заполняющей толщей, которую можно наблюдать только на ограниченном участке в долине р. Сааяха.

Ее гравийно-песчано-глинистый матрикс по всем параметрам не отличается от матрикса кластических даек. В нем содержатся различного размера глыбы кремнистых аргиллитов нижнего сантона с Inoceramus ex gr. cardissoides Goldf., верхнего сантона с Inoceramus patootensis Loriol и Actinocamax sp. и светло-серые опоковидные породы без макрофоссилий. Ранее эти глыбы принимались за коренные выходы верхнего мела. Более мелкие удлиненные желваковидные (10-20 см по длинной оси) обломки кремнистых аргиллитов покрыты глинистой рубашкой и в них вдавлены остроугольные кусочки (1-3 см) пермских песчаников и аргиллитов, что указывает на частичную пластичность кремнистых осадков или пород во время их транспортировки.

Таким образом, нижний предел времени формирования Карского кратера — поздний кампан, поскольку материал нижнекампанского возраста в дисперсном виде несомненно присутствует в импактитах. Однако тонкий материал, осевший из атмосферы в последнюю очередь, но до начала размыва кратерного вала, содержит верхнекампанско-маастрихтский палинологический сигнал при почти полном отсутствии сантонско-нижнекампанского компонента. Начало интенсивного разрушения кратерного вала и стенок воронки фиксирует накопление пестрой перекрывающей толщи и формирование кластических даек, являющихся заполнением контракционных трещин в остывающих импактитах. Образование даек и перекрывающей толщи должно было начаться почти сразу после кратерообразующего события. Наличие в них материала маастрихтского возраста говорит о том, что эти образования были вскрыты в стенках кратерной воронки и, следовательно, они существовали в этом районе к моменту импактного события. Поэтому более вероятным временем формирования кратера следует считать середину или конец маастрихта и Ar-Ar датировки, вероятно, недостаточно надежны (см. подробнее Колесников и др., 1990; Назаров и др., 1993; Кашкаров и др., 1994).

Идеальным доказательством возраста Карского кратера было бы обнаружение его выбросов в ненарушенном разрезе на сравнительно небольшим удалении от места удара. К сожалению, такие разрезы пока не обнаружены. Наиболее полный разрез верхнемеловых и палеогеновых отложений в Косью-Роговской впадине восточнее г. Инта, вскрытый скважиной 228, на границе кампана и палеоцена содержит большой перерыв (Орешкина и др., 1998). На западном побережье Ямала на газовых и нефтяных месторождениях верхняя часть чехла проходится без отбора керна.