La geología expuesta del área de Capitol Reef presenta un registro de sedimentación mayoritariamente mesozoica en un área de América del Norte en y alrededor del Parque Nacional Capitol Reef , en la meseta de Colorado en el sureste de Utah .
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/4/44/Waterpocket_Fold_from_above_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg/300px-Waterpocket_Fold_from_above_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg)
Cerca de 10,000 pies (3,000 m ) de estratos sedimentarios se encuentran en el área de Capitol Reef, lo que representa casi 200 millones de años de historia geológica de la parte centro-sur del estado estadounidense de Utah. Estas rocas varían en edad desde el Pérmico (tan antiguo como 270 millones de años) hasta el Cretácico (tan joven como 80 millones de años). [1] Las capas de roca en el área revelan climas antiguos tan variados como ríos y pantanos ( Formación Chinle ), Desiertos similares al Sahara ( arenisca de Navajo ) y océano poco profundo ( Mancos Shale ).
Los primeros sedimentos conocidos de la zona se depositaron cuando un mar poco profundo invadió la tierra en el Pérmico. Al principio se depositó piedra arenisca, pero la piedra caliza siguió a medida que el mar se hacía más profundo. Después de que el mar se retiró en el Triásico , los arroyos depositaron limo antes de que el área se elevara y sufriera erosión . Posteriormente se agregaron conglomerado seguido de troncos, arena, lodo y ceniza volcánica transportada por el viento . En el período Triásico Medio a Tardío se observó un aumento de la aridez, durante la cual se depositaron grandes cantidades de arenisca junto con algunos depósitos de corrientes lentas . Cuando otro mar comenzó a regresar, periódicamente inundó el área y dejó depósitos de evaporita . Las islas de barrera , las barras de arena y más tarde, las planicies de marea , aportaron arena para la arenisca, seguidas de cantos rodados para el conglomerado y lodo para las lutitas. El mar se retiró, dejando arroyos, lagos y llanuras pantanosas para convertirse en el lugar de descanso de los sedimentos. Otro mar, el Western Interior Seaway , regresó en el Cretácico y dejó más arenisca y esquisto solo para desaparecer en el Cenozoico temprano .
Desde hace 70 a 50 millones de años, la orogenia Laramide , un importante evento de construcción de montañas en el oeste de América del Norte, creó las Montañas Rocosas al este. El levantamiento posiblemente actuó sobre una falla enterrada para formar el Waterpocket Fold del área . El levantamiento más reciente de toda la meseta de Colorado y la erosión resultante ha expuesto este pliegue en la superficie solo en los últimos 15 a 20 millones de años. Las edades de hielo en el Pleistoceno aumentaron la tasa de precipitación y erosión. Las partes superiores agrietadas del Waterpocket Fold se vieron especialmente afectadas y el propio pliegue fue expuesto y disecado.
Deposición primaria de sedimentos
Algunos conceptos importantes: Una formación es una unidad geológica formalmente nombrada y definida con características únicas. Esas características se crearon durante un período de tiempo en gran parte ininterrumpido y son el resultado del entorno de depósito específico en el que se estableció la formación. Un miembro es una unidad menor en una formación y un lecho es una subunidad distinta de un miembro. Los grupos son conjuntos de formaciones que se relacionan de manera significativa como, por ejemplo, que se depositan durante un período seco que duró millones de años o como resultado de un océano que inunda periódicamente la misma área durante millones de años.
Los diversos tipos de discordancias son lagunas en el registro geológico. Tales brechas pueden deberse a una ausencia prolongada de deposición o debido a la erosión posterior que remueve las unidades de roca depositadas previamente. Las siguientes secciones están ordenadas desde las unidades de roca más antiguas a las más jóvenes para crear una historia geológica de eventos. Este es el orden opuesto que se vería en una sección transversal real de los sedimentos porque las unidades de roca más nuevas se depositan sobre las más antiguas según la ley de superposición .
Formaciones Cutler y Kaibab (Pérmico)
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A principios de la época del Pérmico , Utah estaba en una plataforma continental que ocasionalmente estaba cubierta por un brazo poco profundo del océano Panthalassa . [2] Esa parte de Laurasia estaba en un margen continental pasivo similar a la actual costa oeste de África ecuatorial. Las formaciones resultantes son parte de la Formación Cutler de aproximadamente 290 a 250 millones de años de antigüedad [3] (llamada un grupo localmente) [4] Utah estaba casi en el paleoecuator mientras los primeros miembros de la Formación Cutler fueron depositados, pero había migrado cerca de los 10 ° de latitud norte hace unos 275 millones de años. [3] El Cutler registra la sedimentación durante este tiempo y está compuesto por cuatro miembros (del menor al mayor):
- Arenisca de borde blanco , ( caprock resistente )
- Organ Rock Shale (ausente localmente),
- Cedar Mesa Sandstone , y el
- Elephant Canyon (enterrado localmente).
Solo los dos miembros de arenisca de la Formación Cutler, Cedar Mesa y White Rim, están expuestos en el parque, pero no se pueden distinguir fácilmente entre sí y, por lo tanto, a menudo se tratan allí como una sola unidad estratigráfica. [5] El Borde Blanco y la Mesa de Cedro están compuestos de dunas de arena fosilizadas entrecruzadas que probablemente fueron depositadas en un ambiente costero árido que periódicamente se inundaba con agua de mar . La arena en estas formaciones está algo clasificada por tamaño, bien redondeada (desgastada por la abrasión) y varía de grano muy fino a mediano. [6]
Se pueden encontrar buenos afloramientos de la mesa de cedro localmente de 800 pies (240 m ) de espesor y el borde blanco de 420 pies (128 m) de espesor en el fondo de Sulphur Creek y en la parte inferior de Circle Cliffs fuera del borde occidental del parque. [7] En otras áreas, Organ Rock Shale se encuentra entre Cedar Mesa y White Rim, pero aprieta hacia el este del parque. Tanto el Cañón del Elefante enterrado localmente como el Organ Rock faltante están expuestos en el cercano Parque Nacional Canyonlands 60 millas (100 km ) al este (ver geología del área de Canyonlands ).
Más tarde, en la época del Pérmico, el mar de Kaibab invadió la tierra y depositó un lodo calizo que luego se litificó para formar la piedra caliza local de Kaibab de hasta 200 pies (60 m) de espesor . [8] Esta es la misma formación de gris claro a blanco que bordea el Gran Cañón hacia el suroeste (ver Geología del área del Gran Cañón ). Las partes inferiores del Kaibab estaban intercaladas con arena y limo antes de que su componente principal, la piedra caliza, se convirtiera en dolomita rica en sílex por la intrusión de magnesio . [7] La formación contiene fósiles de invertebrados, incluidos braquiópodos , briozoos , crinoideos , gasterópodos y pelecípodos . Los afloramientos del Kaibab que forma acantilados en Capitol Reef solo se pueden ver en los cañones más profundos ubicados en la parte más occidental del parque. [8] La retirada del mar de Kaibab por el Pérmico Medio expuso su lecho marino a la erosión, lo que resultó en canales de 100 pies (30 m) de profundidad y la creación de una brecha en el registro geológico llamada discordancia . [8]
Formación Moenkopi (Triásico)
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/8/82/Ripple_marks_in_Moenkopi_Formation_rock_off_of_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg/220px-Ripple_marks_in_Moenkopi_Formation_rock_off_of_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg)
Las condiciones climáticas locales fueron más húmedas y más tropicales en el Triásico Temprano que antes. En el área del Capitol Reef, la Formación Moenkopi resultante se divide en cuatro miembros (del más antiguo al más joven): [6]
- Miembro de Black Dragon
- Miembro de Simbad Limestone,
- Miembro de Torrey, y
- Miembro de Moody Canyon.
Las exposiciones distintivas del Moenkopi más alto se encuentran a lo largo de las laderas inferiores de los acantilados orientados al oeste de Waterpocket Fold. El levantamiento y la subsiguiente erosión parcial del Moenkopi crearon una discordancia de aproximadamente 6 millones de años que duró todo el Triásico Medio. [6]
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/5/5c/Moenkopi_Formation_below_Chinle_on_cliff_above_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg/220px-Moenkopi_Formation_below_Chinle_on_cliff_above_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg)
El Dragón Negro que forma una pendiente de 50 a 110 pies (15 a 34 m) de espesor está compuesto de conglomerado rojizo , arenisca y limolita que probablemente se depositaron en una llanura costera seguida de una llanura de marea . [6] Chert clastos de la Kaibab Limestone parte maquillaje subyacente de los conglomerados en la base del miembro mientras que las marcas de la ondulación y mudcracks son comunes en sus partes superiores. También es común en las partes superiores del miembro las capas delgadas de roca carbonatada con algunos fósiles. [6]
Más tarde, en el Triásico temprano, se depositaron un exudado calcáreo, rico en fósiles o fangoso, con pequeñas cantidades de limo y arena , mientras un brazo de océano de corta duración cubría la región. Esto creó el miembro local de piedra caliza Simbad de color amarillento de 70 a 140 pies (21 a 43 m) de Moenkopi. [6] Algunos de los fósiles encontrados en esta capa incluyen el género de braquiópodos Lingula y el género de amonites Meekoceras . [6]
Una planicie de marea regresó brevemente a la zona después de que el mar se retirara. Esto creó la piedra arenisca y arenisca de grano fino de color marrón rojizo a chocolate y arenisca de grano fino localmente de 250 a 320 pies (76 a 98 m) de Moenkopi's Torrey Member. [9] Algunos de los lechos de grano más fino muestran marcas de ondulación y grietas de barro, mientras que la piedra arenisca tiene capas cruzadas horizontales y de ángulo bajo. En esta capa se encuentran senderos fosilizados de anfibios y reptiles de pequeños a grandes , así como moldes de halita .
El miembro más joven de Moenkopi es el miembro Moody Canyon de 320 a 430 pies (98 a 130 m) de espesor. Moody Canyon se subdivide informalmente en dos unidades: [10]
- una pendiente más baja que forma una unidad de 200 a 300 pies (60 a 90 m) de espesor de limolita marrón rojiza y
- un acantilado superior que forma una unidad de 120 a 130 pies (37 a 40 m) de espesor de limolita rojiza-anaranjada.
Aproximadamente del 30 al 40% de la piedra en la unidad superior está laminada ondulada, mientras que la unidad inferior no tiene estructura o está laminada horizontalmente. [10] Buenas exposiciones de la unidad superior laminada ondulada se encuentran en la parte inferior del templo egipcio.
Formación Chinle (Triásico)
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/a/a7/Chinle_Formation_showing_each_member_on_a_cliff_above_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg/220px-Chinle_Formation_showing_each_member_on_a_cliff_above_Capitol_Reef_Scenic_Drive.jpeg)
Un sistema de arroyos complejo, de velocidad relativamente alta y probablemente trenzado cubrió la mayor parte del sur de Utah en el Triásico Tardío. Varios miembros de la Formación Chinle resultante se encuentran en gran parte de las Mesetas de Colorado . Los troncos, la arena, el lodo y las cenizas volcánicas transportadas por el viento de erupciones distantes se mezclaron con los arroyos mientras migraban sobre una cuenca que se hundía para formar el Chinle. Las sales de uranio se acumularon en esta formación en cantidades económicamente extraíbles y se formó madera petrificada (la petrificación probablemente fue ayudada por la presencia de ceniza volcánica). [7] Los miembros de Chinle representados en el área de Capitol Reef son (de mayor a menor): [10]
- Miembro de Shinarump,
- Monitor Butte Member,
- Miembro del Bosque Petrificado, y
- Miembro de Owl Rock.
Juntos forman las laderas y colinas redondeadas de color púrpura y naranja que ocasionalmente se encuentran por encima de los acantilados blancos a lo largo de la cara oeste del Waterpocket Fold. [10]
Se depositaron lechos discontinuos de sedimento en amplios canales erosionados en el Moenkopi, creando localmente de 0 a 90 pies (0 a 27 m) de espesor, de color blanco a gris amarillento que forma un acantilado Shinarump Miembro de la Formación Chinle. [10] El Shinarump está hecho de arenisca de grano fino a grueso con estratificación cruzada y friable de ángulo bajo a alto intercalado con conglomerado . Cerca de la entrada oeste del parque se encuentran buenos afloramientos de Shinarump que cubren características como el Templo Egipcio y Chimney Rock, mientras que todos los rastros de este miembro están ausentes más al este. Los miembros por encima del Shinarump tienden a ser más finos debido a la menor velocidad de los arroyos que los depositaron. [7]
Luego, un sistema fluvial migró hacia el norte y se convirtió en un gran lago o un pantano . A medida que esto ocurrió, se depositaron arcilla rica en bentonita (formada en parte a partir de cenizas volcánicas que brotaron de volcanes cercanos ) y arena arcillosa de estratos cruzados con algunos intercalados y lentes de exudado de cal . Esto eventualmente se convirtió en la piedra arcillosa , arenisca y roca carbonatada de color gris violáceo claro del miembro Monitor Butte de Chinle. Las madrigueras que miden 5 pulgadas (13 cm) de diámetro y 5 pies (1,5 m) de largo fueron excavadas por peces pulmonados en Monitor Butte. [10] Este miembro se destaca fácilmente en las laderas inferiores a medias de la cara oeste de Waterpocket Fold en lugares como The Castle ya lo largo del acantilado justo al norte de la State Route 24 al entrar al parque.
Ríos muy sinuosos cubrieron el área en el Triásico posterior, formando los sedimentos del Miembro del Bosque Petrificado de Chinle. El Bosque Petrificado está compuesto de limolitas entrecruzadas ricas en bentonita de color naranja rojizo y areniscas arcillosas de cuarzo de grano fino . La parte inferior de este miembro forma laderas escarpadas y la parte superior forma un acantilado resistente llamado el 'lecho del Capitol Reef'. En el Miembro del Bosque Petrificado se encuentran nódulos de carbonato junto con bivalvos fósiles , coprolitos , caracoles marinos , placas dentales de pez pulmonado y tetrápodos . [10]
La deposición de una serie de lagos luego domina el registro geológico, lo que resulta en el miembro de roca búho de Chinle de 150 a 200 pies (45 a 60 m) de espesor local. [10] El búho Rock está hecha de púrpura y naranja mudstones , areniscas de grano fino y limolitas con interbedded 1 a 10 pies (30 a 300 cm) de espesor verde para micrítica rosa moteado y piedra caliza nudosa. [10] Las grietas de desecación fosilizadas que tienen hasta 4 pulgadas (10 cm) de ancho y 3 pies (1 m) de profundidad se encuentran en la parte superior de Owl Rock (luego se rellenaron con arena de la arenisca Wingate suprayacente). [10] En Owl Rock también se encuentran restos de fósiles de madrigueras cilíndricas y fósiles de ostracodes . Owl Rock se erosiona en pendientes llenas de basura y se encuentra directamente debajo de Wingate Sandstone a lo largo de la cara oeste de Waterpocket Fold.
Grupo Glen Canyon (Triásico)
Las tres formaciones del Glen Canyon Group se establecieron en el Triásico Medio a Tardío durante una época de creciente aridez. El movimiento levemente en el sentido de las agujas del reloj y hacia el norte de la Placa de América del Norte estaba convirtiendo el área en un cinturón climático más seco. La dirección de los estratos cruzados en las dunas de arena de Glen Canyon Group sugiere que los vientos predominantes del norte transportaron la arena a la región. [3] Los afloramientos de las tres formaciones de Glen Canyon Group son las capas de roca expuestas más prominentemente en la columna vertebral del Waterpocket Fold . [7] Juntos alcanzan un grosor de 1.500 a 2.700 pies (460 a 820 m) en el área y sus areniscas se ven en muchos de los arcos, cúpulas y cañones de ranura en Capitol Reef. [11] Son, desde el más antiguo (el más bajo) hasta el más joven (el más alto);
- Arenisca de Wingate
- Formación Kayenta
- Arenisca Navajo
Las dunas de arena migraron de un lado a otro en la orilla del mar de Sundance , creando la arenisca Wingate de 350 pies (107 m) de espesor que formaba un acantilado. [7] Esta formación está compuesta por dunas de arena fosilizadas de lecho cruzado de color naranja hechas de arena de cuarzo de grano fino y bien redondeado. Los afloramientos de Wingate se encuentran rematando la escarpa occidental de Waterpocket Fold. Ejemplos destacados son fáciles de ver cerca del Centro de visitantes en Fruita Cliffs y en The Castle .
El clima se volvió más húmedo más tarde en el Triásico. Los arroyos trenzados de movimiento lento que fluyen hacia el suroeste depositaron capas delgadas de arena, limo, lodo y guijarros en canales, a través de llanuras de inundación bajas y en lagos. Se pueden encontrar huellas fosilizadas de dinosaurios y tritilodontes parecidos a cocodrilos en esta formación de formación de pendiente de pendiente de 350 pies (107 m) de espesor, llamada Kayenta. [7] El Kayenta se descompone en tres unidades; un saliente inferior y un acantilado intermedio que están dominados por arenisca de estratos cruzados y una pendiente superior que tiene relativamente más limolita. A menudo es difícil detectar el contacto entre Windgate y Kayenta debido a su color y tamaño de grano similares. Un lugar donde el contacto es más fácil de discernir es al oeste de la ruta estatal 24 a lo largo del río Fremont en la milla 82. [11]
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Una masiva del Sahara -como desierto geólogos llaman un erg invadió la zona, cubriéndolo con 800 a 1.100 pies (240 a 335 m) de blanco acumulada a las dunas de arena fosilizadas de color canela. [11] La formación resultante, llamada arenisca de Navajo, está compuesta de arenisca muy limpia y de estratos cruzados con arena bien redondeada, generalmente de grano muy fino y esmerilada. Alcanzó su mayor espesor, 2,000 pies (610 m) en lo que ahora es el Parque Nacional Zion (ver geología del área de los cañones de Zion y Kólob ). La composición cruzada de los navajos conduce a la formación de cañones curvilíneos y cúpulas redondeadas como Capitol Dome y Navajo Dome . En otros lugares forma enormes acantilados y monolitos . La erosión subsiguiente niveló las cimas de las dunas de arena y las dejó en capas de hasta 60 pies (18 m) de espesor fáciles de discernir. [11]
Grupo San Rafael (Jurásico)
Los cambios frecuentes pero de corta duración en el nivel del mar durante el Jurásico medio a tardío inundaron periódicamente el área con extensiones poco profundas del océano. [11] El Grupo San Rafael resultante se compone de cuatro formaciones que se depositaron sobre la superficie de erosión regionalmente rastreable del Grupo Glen Canyon. Las formaciones del Grupo San Rafael son (de mayor a menor);
- Arenisca de página ,
- Formación del Carmelo ,
- Entrada Arenisca ,
- Formación Curtis , y
- Formación Summerville .
Las formaciones de San Rafael se pueden ver en la parte que se inclina hacia el este del Waterpocket Fold.
Las condiciones climáticas todavía eran áridas cuando la arenisca de Page de 0 a 30 m (0 a 100 pies) de espesor local se depositó por encima del alcance de la marea alta pero cerca de la costa de un mar que avanzaba ( condiciones similares a las de sabkha ). [12] Esta formación está compuesta por tres miembros; la
- Harris Wash,
- Judd Hollow y el
- Mil bolsillos.
Juntos fueron colocados sobre las dunas de arena de los navajos mientras el mar inundaba lentamente el vasto desierto. Un afloramiento del Judd Hollow Member se puede ver desde el marcador de milla 86.5 como un acantilado rojo sobre las cataratas del río Fremont. La arenisca de estratos cruzados justo encima del acantilado rojo es un ejemplo del miembro de los mil bolsillos.
En la época del Jurásico Medio , el yeso , la arena y el limo calcáreo se depositaban en lo que pudo haber sido un graben que se cubría periódicamente con agua de mar y, por lo tanto, un lugar donde las inundaciones repetidas iban seguidas de la evaporación . [13] La Formación Carmel resultante está compuesta de 200 a 1,000 pies (60 a 300 m) de limolita, lutita y arenisca de color marrón rojizo que se alterna con yeso gris blanquecino y caliza rica en fósiles en un patrón de bandas. Los fósiles incluyen bivalvos marinos y amonitas. [14] La mayor parte del Carmelo se ha eliminado de la cresta de Waterpocket Fold, pero se pueden ver afloramientos que coronan el Trono Dorado y encima de varias cúpulas en el área. También se puede ver como espolones de forma triangular de color marrón rojizo llamados 'flatirons' que forman la muralla este del Waterpocket Fold.
Un entorno cercano a la costa dominado por islas barrera, bancos de arena y llanuras de marea regresó más tarde a la región. La arena y el limo depositados crearon la arenisca Entrada de color naranja rojizo de 400 a 900 pies (120 a 275 m) de espesor. [14] Los distintivos sistemas de unión en la Entrada conducen a la formación de catedrales y monolitos en el Valle de la Catedral de Capitol Reef, arcos en el Parque Nacional Arches y 'goblins' (el nombre local de los hoodoos ) en el cercano Parque Estatal Goblin Valley . Las exposiciones de entrada en la parte sur del parque están hechas principalmente de limolitas de lecho plano y se erosionan en pendientes. Moviéndose hacia el norte, las exposiciones de Entrada se vuelven cada vez más ricas en arenisca de estratos cruzados y se erosionan en acantilados con cada vez menos pendientes.
La arena de grano fino y el limo mezclado con cal arenosa se depositaron como sedimentos en la parte superior de la arenisca Entrada, formando la Formación Curtis de 0 a 175 pies (53 m) de espesor localmente resistente a la erosión. [14] Un silicato de potasio de hierro verde llamado glauconita en el Curtis indica que fue depositado en un mar poco profundo. Los afloramientos del Curtis verde grisáceo claro se pueden ver como una piedra angular en la sección norte del parque, mientras que está localmente ausente en la parte sur.
Las condiciones de marea plana regresaron cuando el mar poco profundo que creó la Formación Curtis se retiró de la tierra. Se depositaron como sedimentos lechos delgados de lutolita marrón rojizo alternados con lechos menos frecuentes de arenisca gris verdosa y piedra caliza, formando la formación Summerville de 15 a 75 m (50 a 250 pies) de espesor local. [14] Esta formación se erosiona en acantilados y pendientes y se puede ver sobre la roca de Curtis en el Valle de la Catedral. En el Curtis se encuentran grietas de barro fosilizadas y marcas de ondas junto con lechos ricos en yeso de hasta 28 pies (8,5 m) de espesor.
Formación Morrison (Jurásico)
Nuevamente sobre el nivel del mar, los arroyos depositaron lodo y arena en sus canales, en los lechos de los lagos y en las llanuras pantanosas durante el Jurásico Superior. Esto se convirtió en la Formación Morrison , que se divide localmente en tres miembros (del mayor al menor);
- Miembro de Tidwell,
- Lavado con sal y
- Cuenca Brushy.
El miembro de Tidwell de 50 a 100 pies (15 a 30 m) de espesor es difícil de reconocer localmente y, por lo tanto, puede estar o no en las rocas del área. [14] Los afloramientos más fáciles de identificar y estudiar en otras partes del sureste de Utah indican que fueron depositados en lagunas hipersalinas .
La arcilla, el lodo, el limo, la arena de lecho cruzado y los guijarros se depositaron más tarde en arroyos serpenteantes y en llanuras aluviales , formando el miembro de lavado de sal de 30 a 150 m de espesor localmente. [14] Los lechos de arcilla y lutita de este miembro se erosionan en laderas grises que pueden exhibir colores marrones, rojos, amarillos y verdes. La arenisca Salt Wash se clasifica moderadamente y tiene un grano fino a medio, mientras que los lechos de conglomerados de guijarros están hechos de sílice con pequeñas cantidades de piedra caliza rica en sílice . Ambos tipos de lechos se erosionan en repisas y pequeños acantilados. El Salt Wash se extrajo localmente en la década de 1950 para extraer mineral de uranio . [15]
El miembro de la cuenca con maleza de 200 a 350 pies (60 a 105 m) de espesor está compuesto de arcillas, lutitas y limolitas con pequeñas cantidades de conglomerados y areniscas. [14] Las arcillas en este miembro son ricas en esmectita y, por lo tanto, tienden a hincharse cuando están húmedas y secas hasta una superficie desmenuzada que se parece un poco a las palomitas de maíz. Los huesos de dinosaurios fosilizados son abundantes en este miembro en varios lugares ubicados en Utah y el oeste de Colorado . Los huesos suelen estar dispersos y, por lo tanto, son difíciles de identificar, pero se han encontrado esqueletos casi completos en el suelo del lago y en las arcillas de las llanuras aluviales. Se pueden ver buenas exposiciones del miembro Brushy Basin en Bentonite Hills.
Formaciones Cedar Mountain y Dakota (Cretácico)
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El período Cretácico temprano trajo la deposición continental que estaba dominada por ríos en el área. Las areniscas y lutitas se acumularon para formar la formación Cedar Mountain de 0 a 166 pies (50,5 m) de espesor que forma laderas . El miembro del conglomerado Buckhorn de 73 pies (22 m) de espesor se adelgaza al norte y al este del parque y está casi ausente en él, lo que dificulta distinguir el Morrison subyacente de la montaña Cedar de color algo más pastel. [16] En esta formación se han encontrado animales fosilizados de agua dulce como moluscos y ostrácodos junto con dinosaurios, escamas de pescado , polen y un género de helechos llamado Tempskya . [dieciséis]
El margen continental pasivo se activó cuando la placa de Farallón comenzó a sumergirse por debajo de la placa de América del Norte . Los geólogos llaman al evento resultante de formación de montañas la orogenia Sevier . Las fuerzas de compresión separaron las unidades sedimentarias a lo largo del oeste de Utah y Nevada de sus rocas del sótano precámbrico y las empujaron hacia el este. [3] El peso de la alta cadena montañosa resultante que se formó hacia el oeste, hizo descender gran parte de Utah y permitió que el mar lo invadiera. Esto se convirtió en un vasto mar que dividía periódicamente América del Norte en el Cretácico llamado Western Interior Seaway . [17]
Los sedimentos no marinos de la piedra arenisca Dakota de aproximadamente 100 a 94 millones de años se depositaron en la costa de esta vía marítima a principios del Cretácico. [17] La formación de hasta 150 pies (45 m) de espesor consiste en arenisca rica en cuarzo de color canela a gris pardusco de grano fino que está intercalada con capas delgadas de esquisto, carbón y conglomerado ricos en carbono . [17]
La madera petrificada se encuentra en la parte inferior de la formación, mientras que los bivalvos marinos fosilizados como Corbula y Pycnodonte newberryi se encuentran en las capas superiores. Esta progresión fósil muestra un registro de inundaciones que crearon la vía marítima. Dakota se erosiona en pequeños acantilados y hogbacks que se pueden ver en la sección sur del parque. [18]
Formación Mancos Shale y Mesaverde (Cretácico)
Aproximadamente hace 94 a 85 millones de años, la vía marítima avanzó y se retiró de la tierra mientras depositaba Mancos Shale . [17] El Mancos se compone principalmente de pizarra, pero dos de sus miembros, Ferron y Muley Canyon, son areniscas que se colocaron cuando el nivel relativo del mar descendió temporalmente. Los cinco miembros de Mancos, de mayor a menor, son:
- Esquisto Tununk,
- Arenisca de Ferron,
- Esquisto puerta azul,
- Muley Canyon, y
- Masuk.
Partes de esta formación se encuentran en algunas mesetas y cerros en la parte más al sur del parque y en las tierras baldías al este del parque. [19]
Las condiciones marinas abiertas crearon un miembro de lutita Tununk de 12 a 220 m (40 a 720 pies) de espesor, que forma ladera y que forma laderas. Está hecho de pizarra gris azulada con lutitas intercaladas, arenisca de grano fino y limolita. El Tununk se erosiona en una pendiente y es localmente rico en fósiles. [20] Está expuesto de manera más prominente en el Desierto Azul inmediatamente al sureste del Valle de la Catedral y contiene ejemplos fosilizados de cefalópodos , bivalvos y escamas de pescado .
Un sistema fluvial y delta dominado por las olas luego se extendió sobre el área, creando localmente la arenisca Ferron de 62 a 117 m (205 a 385 pies) de espesor que forma un acantilado. Está compuesto de arenisca marrón de grano fino junto con arenisca blanca de estratos cruzados con esquisto gris rico en carbonatos intercalados. [20] El bivalvo marino Inoceramus y rastros de fósiles de Ophiomorpha se encuentran en la parte inferior de este miembro. Ferron Sandstone al norte del área contiene vetas de carbón en su parte superior, lo que llevó a algunos geólogos del petróleo a estudiar este miembro para modelar las regiones que contienen petróleo.
Las condiciones marinas abiertas regresaron en el Cretácico Tardío, formando la lutita Blue Gate localmente de 1.200 a 1.500 pies (365 a 460 m) de espesor que forma una pendiente. Este miembro está compuesto por arcillas ricas en bentonita, limolita y algo de arenisca. Se erosiona en laderas con cárcavas similares en apariencia a Tununk Shale. Para fechar este miembro se utilizó la presencia de dos especies de foraminíferos planctónicos en la Puerta Azul superior, Clioscaphites vermiformis y Clioscaphites choteauenis .
Una antigua línea costera se acercó una vez más al área, lo que resultó en la formación del miembro local de Muley Canyon de 300 a 400 pies (90 a 120 m) de espesor. Está compuesto de lutitas ricas en carbono y arenisca de grano fino y estratificada uniformemente. Los lechos de carbón se encuentran en las partes superiores de este miembro, lo que indica las condiciones de la llanura costera continental en ese momento.
Se depositaron capas alternas de sedimentos marinos y no marinos poco profundos a medida que la línea costera fluctuaba de un lado a otro sobre el área. Estos sedimentos se convirtieron en el miembro Masuk de 200 a 230 m (650 a 750 pies) de espesor a nivel local. [21] El Masuk consiste en areniscas de estratos cruzados que forman acantilados y lutitas de color gris amarillento a gris azulado que forman pendientes con areniscas de color gris claro intercaladas. En este miembro se han recolectado fósiles de bivalvos, dinosaurios ceratopsianos, cocodrilos, gasterópodos y tortugas . [21]
La vía marítima interior occidental se estaba reduciendo debido al relleno y la elevación, mientras que las altas montañas al este se reducían por la erosión. Las playas de barrera y los deltas de los ríos migraron hacia el este hacia la vía marítima. La formación Mesaverde de 300 a 400 pies (90 a 120 m) de espesor resultante consiste en arenisca de estratificación cruzada y estratificada cruzada de color marrón claro a gris oscuro con lutitas grises oscuras intercaladas e interrelaciones con el miembro Masuk de la lutita Mancos suprayacente. [22] Solo se encuentran pequeños restos cubriendo algunas mesetas en la sección este del parque.
Eventos ascendentes y cenozoicos
Waterpocket Fold, lago Uinta y vulcanismo
de Strike Valley (USGS)
La orogenia Laramide compacta la región desde hace unos 70 millones a 50 millones de años y en el proceso creó las Montañas Rocosas . Muchas monoclinas (un tipo de pliegue suave hacia arriba en los estratos rocosos) también se formaron por las profundas fuerzas compresivas del Laramide. Una de esas monoclinas , llamada Waterpocket Fold , es la principal característica geográfica del parque. El 100 millas (160 kilómetros) de largo pliegue tiene una alineación norte-sur con una este- abruptamente inmersión lado. Las capas de roca en el lado oeste de Waterpocket Fold se han levantado más de 7,000 pies (2,100 m) más alto que las capas del este. [23] Así, las rocas más viejas están expuestas en la parte occidental del pliegue y las rocas más jóvenes en la parte oriental. Este pliegue en particular puede haber sido creado debido al movimiento a lo largo de una falla en las rocas del basamento Precámbrico escondidas muy por debajo de las formaciones expuestas. Los pequeños terremotos centrados debajo del pliegue en 1979 pueden deberse a una falla de este tipo. [24]
Contemporáneo con la formación de Waterpocket Fold fue el desarrollo de una cuenca intermontana (entre montañas) en el área. El lago Uinta llenó esta cuenca con agua corriente proveniente del norte y del sur. Este gran lago existió desde hace unos 58 millones hasta hace 35 millones de años y es responsable de la creación de la formación de piedra caliza Flagstaff y Green River , que localmente alcanzan un espesor de alrededor de 200 pies (60 m). En otros lugares, estas formaciones tienen un espesor combinado de más de 9.000 pies (2.740 m). [17] El Flagstaff es una capa rica en fósiles de color blanco que está compuesta de piedra caliza, toba y conglomerado que se erosiona en cornisas y pendientes. [20]
Las fuerzas de compresión causadas por la orogenia Laramide fueron seguidas por algunos estiramientos menores a medida que se estableció un nuevo equilibrio. Esto creó debilidades en la corteza que permitieron que el magma se inmiscuyera hacia la superficie para crear volcanes compuestos al oeste del área hace unos 25 a 20 millones de años. [17] Dentro del pliegue, el magma se entrometió a través y entre las formaciones hace aproximadamente 4,6 a 3,7 millones de años para crear respectivamente diques y umbrales . [17] Pequeños flujos de lava basáltica estallaron a través de fisuras en la superficie y la actividad ígnea continuó esporádicamente después. La erosión subsiguiente eliminó preferentemente la roca sedimentaria más blanda que inicialmente sepultó los diques, umbrales y tapones volcánicos, dejándolos a menudo en relieve . [25] Se pueden ver ejemplos en South Desert y Cathedral Valley en el extremo norte del redil.
Erosión
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/7/70/Fremont_River_from_near_the_Gifford_Farmhouse_in_Capitol_Reef_NP.jpeg/220px-Fremont_River_from_near_the_Gifford_Farmhouse_in_Capitol_Reef_NP.jpeg)
Hace diez o quince millones de años toda la región se elevó varios miles de pies (más de un kilómetro) por la creación de las Mesetas de Colorado . Esta vez el levantamiento fue más uniforme, dejando la orientación general de las formaciones casi intacta. La mayor parte de la erosión que talló el paisaje actual se produjo después del levantamiento de la meseta de Colorado y gran parte del corte del cañón principal probablemente se produjo entre 1 y 6 millones de años atrás. [26] Incluso en este clima desértico, el agua es el agente erosivo más responsable del tallado del paisaje. El tirón de la gravedad , en forma de caída de rocas o deslizamiento de rocas, juega un papel importante en la configuración de las líneas del acantilado. El viento es un agente menor de erosión aquí.
El sistema de drenaje en el área se reorganizó y se hizo más empinado a medida que se elevaba el Waterpocket Fold. Los arroyos más grandes, como el río Fremont , tenían más probabilidades de mantenerse al día con el levantamiento al descender hacia el Waterpocket Fold más rápido. Otros arroyos, como Sand Creek, cambiaron su curso al fluir paralelos al pliegue y cortarse en formaciones menos resistentes. Sin embargo, otros arroyos intentaron mantenerse al día con el levantamiento tallando cañones de ranura solo para cambiar de rumbo más tarde, dejando sus cañones literalmente altos y secos. [27] Un total de 7,000 pies (2,100 m) de sedimento mesozoico y cenozoico superpuesto ha sido removido por la erosión en el área. [28]
Las condiciones más húmedas y más frías se desarrollaron durante la época del Pleistoceno y regresaron brevemente a través de al menos dos episodios neoglaciares ( pequeñas edades de hielo ) en la época actual, el Holoceno . [29] Los diversos ríos y arroyos de la zona se inundaron por el aumento de las precipitaciones y por el deshielo de los glaciares montañosos de las montañas Henry al este y la meseta de Acuario al oeste del parque. [30] Las inundaciones repentinas , la destrucción masiva de las laderas, la formación de hielo en cuñas y los deslizamientos de tierra contribuyeron a una tasa de erosión significativamente más rápida . Los glaciares arrancaron rocas basálticas negras de 20 a 30 millones de años de la cima de las montañas Boulder y Thousand Lake que posteriormente fueron depositadas sobre el área del parque por corrientes de agua de deshielo de los glaciares, deslizamientos de rocas e inundaciones . [31]
enlaces externos
Referencias
Trabajos citados
- Billingsley, GH, Breed, WJ y Huntoon, PW; 1987; Mapa geológico del Parque Nacional Capitol Reef y alrededores, Utah; Servicio geológico de Utah (consultado el 25 de marzo de 2006)
- Halka Chronic, Roadside Geology of Utah (Mountain Press; 1990) ISBN 0-87842-228-5
- Ann G. Harris, Esther Tuttle, Sherwood D., Tuttle, Geología de los parques nacionales: quinta edición (Iowa, Kendall / Hunt Publishing; 1997) ISBN 0-7872-5353-7
- LF Hintze, Historia geológica de Utah , Estudios de geología de la Universidad Brigham Young, v. 20, Parte 3. Provo UT, página 181
- Thomas H. Morris, Vicky Wood Manning y Scott M. Ritter, "Geology of Capitol Reef National Park, Utah" en Geology of Utah's Parks and Monuments , Douglas A. Sprinkel, Thomas C. Chindsey, Jr. y Paul B. Anderson, Editores (Salt Lake City; Asociación Geológica de Utah; 2003) ISBN 1-882054-10-5
- Servicio de Parques Nacionales, "Capitol Reef: Geology" (consultado el 25 de marzo de 2006)
- William Lee Stokes, Geología de Utah (Salt Lake City; Museo de Historia Natural de Utah; 1988) ISBN 0-940378-05-1
Notas
- ^ NPS, "Capitol Reef"
- ^ Stokes, 1988, página 95, párrafo 3
- ^ a b c d Morris et al., 2003, página 96, Tectónica e historia geológica "
- ^ 'Cutler Formation' es el uso aceptado por el USGS, mientras que 'Cutler Group' es el preferido por el Servicio Geológico de Utah, según la entrada de la base de datos GEOLEX para 'Cutler' . Consultado el 18 de marzo de 2006.
- ^ Morris et al., 2003, página 86, "Culter Group", párrafo 1
- ↑ a b c d e f g Morris et al., 2003, página 90
- ^ a b c d e f g Harris et al., 1997, página 62
- ↑ a b c Morris et al., 2003, página 90, "Kaibab Limestone"
- ^ Morris et al., 2003, páginas 90 a 91, "Formación Moenkopi"
- ^ a b c d e f g h i j Morris et al., 2003, página 91
- ↑ a b c d e Morris et al., 2003, página 92
- ^ Morris et al., 2003, páginas 92-93
- ^ Harris et al., 1997, página 63, sección 4, párrafo 1
- ↑ a b c d e f g Morris et al., 2003, página 94
- ^ Harris et al., 1997, página 64, sección 5
- ^ a b Morris et al., 2003, página 95
- ↑ a b c d e f g Morris et al., 2003, página 97
- ^ Morris et al., 2003, página 95, "Dakota Sandstone"
- ^ Harris et al., 1997, página 65, sección 6, párrafo 2
- ^ a b c Billingsley et al., 1987, página 5
- ^ a b Morris et al., 2003, página 95, "Mancos Shale"
- ^ Morris et al., 2003, páginas 95–96, "Formación Mesaverde" y Billingsley et al., 1987, página 5
- ^ NPS, "Geología", párrafo 1
- ^ Harris et al., 1997, página 65, sección 7
- ^ Harris et al., 1997, página 60, "Rocas ígneas"
- ^ NPS, "Erosión"
- ^ Harris et al., 1997, página 66, sección 9, párrafo 1
- ^ Morris et al., 2003, página 98, párrafo 1
- ^ Harris et al., 1997, página 66, sección 9
- ^ Hintze, 1973
- ^ Harris et al., 1997, página 60, "Rocas ígneas", párrafo 2