Tropic Shale es una formación geológica mesozoica . Entre los fósiles que se han recuperado de la formación se encuentran restos de dinosaurios , [2] incluido Nothronychus graffami . Tropic Shale es una unidad estratigráfica de la meseta de Kaiparowits en el centro sur de Utah . Tropic Shale recibió su nombre por primera vez en 1931 en honor a la ciudad de Tropic , donde se encuentra la sección tipo . [3] Tropic Shale aflora en los condados de Kane y Garfield , y se han encontrado grandes secciones de exposición en el Monumento Nacional Grand Staircase-Escalante .
La lutita tropical está formada predominantemente por lutitas y arcillas marinas , con varios estratos de bentonita datados radioisotópicamente y ocasionalmente capas de arenisca depositadas durante el período Cretácico tardío , desde el Cenomaniano superior hasta el Turoniano medio (95-92 Ma). La lutita tropical tiene un rango de espesor promedio de 183 a 274 m.
La formación Tropic Shale se encuentra sobre la formación Dakota y por debajo de la formación Straight Cliffs. La parte superior de la formación Dakota es conocida por sus secuencias de engrosamiento arenoso y sus capas de conchas estuarinas. La distinción entre Tropic Shale y la formación Dakota subyacente está marcada por la aparición de lutitas marinas. En algunas localidades hay un marcado contacto no conformable entre la formación Dakota y Tropic Shale. El contacto con la formación Straight Cliffs suprayacente es gradual y la distinción entre las dos unidades se define como el punto en el que la arenisca se vuelve más abundante que la lutita.
La lutita tropical tiene dos litologías dominantes: los dos tercios inferiores de la formación consisten en una lutita calcárea de color gris azulado que abarca once biozonas de amonoides , y el tercio superior, que es de un gris más oscuro y no calcáreo que abarca solo una o dos biozonas de amonoides. Además, en la parte superior, los lechos de arenisca turbidítica y estratificada cruzada con montículos se vuelven más comunes.
La lutita tropical se ha correlacionado temporalmente con el miembro Tununk de la lutita Mancos en el centro de Utah, la lutita Allen Valley de la cordillera Wasatch occidental en Utah, [4] la lutita Mancos expuesta en Black Mesa , Arizona, y además el miembro Bridge Creek de la caliza Greenhorn en Pueblo, Colorado . Las capas de bentonita presentes en todas estas formaciones se han correlacionado a lo largo de los depósitos asociados con la vía marítima interior occidental .
Los horizontes de nódulos concrecionarios de carbonato sólido y septario son característicos de las partes medias e inferiores de la formación, informalmente denominadas como capa concrecionaria 1-4. La capa uno es la más baja desde el punto de vista estadístico y la capa 4 es la más alta desde el punto de vista estratigráfico. Las capas 1 y 2 parecen estar en secciones aisladas, mientras que las capas 3 y 4 parecen tener una amplia distribución y actúan como capas marcadoras entre la bentonita "A" y "B". Las amonitas Sciponoceras gracile y Euomphaloceras septemseriatum se conservan comúnmente en estos nódulos concrecionarios.
Las bentonitas de la pizarra tropical forman bancos erosivos que se pueden rastrear fácilmente a lo largo de la formación. Estas bentonitas se han correlacionado con otras formaciones que se interpretan como parte de la vía marítima interior occidental. Son de color blanco a gris claro cuando están recién expuestas o pueden tener una decoloración amarillenta cuando se erosionan. El espesor promedio de estos lechos de bentonita es de 1 a 6 mm. Están organizados utilizando un sistema de letras (AE) donde la bentonita ubicada estratigráficamente más baja es "A" y la bentonita ubicada estratigráficamente más alta es "E". Varias de estas bentonitas también se han relacionado con biozonas de ammonoideos conocidas . Las bentonitas "A" y "B" están asociadas con acumulaciones masivas de fósiles de almejas .
Yacimientos datados radioisotópicamente: [5]
Se han encontrado fósiles en toda la sección de la pizarra tropical. Los invertebrados como las amonitas y las almejas innocerámidas parecen predominar. Los restos de tiburones consisten casi exclusivamente en restos de dientes , mientras que los reptiles marinos varían en cuanto a su conservación, desde fragmentos aislados hasta especímenes articulados.
La pizarra tropical es conocida por una amplia variedad de vertebrados marinos con contribuciones menores de vertebrados terrestres. Los fósiles recuperados incluyen tiburones , peces , reptiles marinos , tortugas y dinosaurios . La deposición marina de vertebrados como los dinosaurios se interpreta como animales que fueron arrastrados al mar mientras aún estaban vivos en una tormenta que luego se ahogaron o animales en descomposición que fueron arrastrados al mar en un modelo de transporte de hinchazón y flotación. [7]
La formación de esquisto tropical es conocida por su gran conjunto de invertebrados. Los amonites parecen ser los principales contribuyentes al ecosistema, con ostras y gasterópodos que completan el ecosistema. Las filtraciones de hidrocarburos fríos parecen tener su propia biozona de invertebrados ubicada en el fondo de la formación. Los rudistas y los corales solitarios parecen ser bastante raros y no han sido estudiados debido a su falta de presencia en la formación de esquisto tropical, ya que se han registrado en otras formaciones asociadas con la vía marítima interior occidental. [11]
Se han registrado casos limitados de madera petrificada en la pizarra tropical, que se interpretan principalmente como madera a la deriva que se depositó en el fondo de la vía marítima interior. [12]
Durante el Cretácico tardío, el Mar Interior Occidental estuvo ocupado por un mar que está en regresión durante el Turoniense. Hubo una breve transgresión cuando la Formación Dakota, similar a un estuario, fue reemplazada por depósitos de plataforma marina más profundos. Este ciclo de transgresión/regresión (denominado Greenhorn) duró alrededor de cuatro millones de años y se correlaciona con un evento anóxico oceánico . La evidencia del cambio se caracteriza por depósitos masivos de carbonato de calcio en las lutitas marinas que se pueden ver en el tercio superior de la pizarra tropical cuando el carbonato de calcio está ausente.
Durante el Cretácico tardío, se produjeron condiciones generalizadas de anoxia oceánica en el límite de las etapas Cenomaniano-Turoniano (CT) entre aproximadamente 94,2 y 93,5 millones de años (Evento Anóxico Oceánico II, OAE II). [12] Este Evento de Límite Cenomaniano-Turoniano se refleja en una de las perturbaciones más extremas del ciclo del carbono en la historia de la Tierra. Se han realizado estudios sobre los reptiles marinos para determinar el impacto del OAE II en la biodiversidad del grupo en la Vía Marítima Interior Occidental. Los resultados de ese estudio parecen sugerir que, al menos localmente, el OAE II tuvo poco o ningún efecto en la diversidad de reptiles marinos. [13]
Los biohermos de filtraciones de hidrocarburos fríos en la parte inferior de la pizarra tropical durante el Cenomaniano permiten vislumbrar ecosistemas diferentes a los depósitos de la plataforma marina. Estos biohermos tienden a tener alrededor de un metro de alto y hasta tres metros de ancho, con grandes concentraciones de invertebrados alrededor de las filtraciones.
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