La geología del área de Grand Teton está formada por algunas de las rocas más antiguas y una de las cadenas montañosas más jóvenes de Norteamérica . La cordillera Teton , ubicada en parte en el Parque Nacional Grand Teton , comenzó a crecer hace unos 9 millones de años. Una formación más antigua, Jackson Hole , es una cuenca que se encuentra a un lado de la cordillera.
Las rocas metamórficas de 2.500 millones de años que conforman la cara este de los Tetons son de origen marino e incluyen algunos depósitos volcánicos . Estas mismas rocas están hoy enterradas en las profundidades de Jackson Hole. Las rocas paleozoicas se depositaron en mares cálidos y poco profundos , mientras que la deposición mesozoica pasó de sedimentos marinos a no marinos y la vía marítima del Cretácico cubrió periódicamente la zona a finales de esa era.
Quizás hace 3 mil millones de años en la época precámbrica , se depositaron arena , limo calizo , limo y arcilla en una depresión marina (no es posible una datación precisa debido a la posterior recristalización parcial de la roca resultante). Entre estas capas había depósitos volcánicos , probablemente de un arco insular . Estos sedimentos se litificaron más tarde en areniscas , calizas y varias pizarras . Estas rocas estaban de 5 a 10 millas (8,0 a 16,1 km) por debajo de la superficie cuando las orogenias ( episodios de formación de montañas ) hace unos 2.8 a 2.7 mil millones de años las plegaron y metamorfosearon intensamente, creando gneis y esquisto con bandas claras y oscuras alternas . [1] [2] Hoy en día, estas rocas dominan el lado este de la cordillera Teton con buenos ejemplos fácilmente visibles en Death Canyon y otros cañones. La serpentina verde a negra creada fue utilizada por los nativos americanos para hacer cuencos.
Hace unos 2500 millones de años, las rocas más antiguas se introdujeron en masas de magma que formaron plutones de roca granítica . [3] En la parte central de la cordillera se encuentran afloramientos extensos de esta roca. Hace unos 1300 a 1400 millones de años, a finales del Precámbrico, también se introdujeron diques de diabasa negra de entre 1,5 y 61,0 m (5 a 200 pies) de espesor que formaron los prominentes diques verticales que hoy se ven en las caras del monte Moran y Middle Teton (el dique del monte Moran tiene 46 m (150 pies)). [3] [4] Algunos de los grandes diques se pueden ver desde las áreas de Jenny Lake y String Lake.
Más de 700 millones de años transcurrieron entre la intrusión de los diques negros y la deposición de las primeras rocas sedimentarias del Paleozoico . [5] Las rocas precámbricas se elevaron durante esta brecha en el registro geológico conocida como discordancia ; expuestas a la erosión, se desgastaron gradualmente hasta formar una llanura casi sin rasgos distintivos, tal vez parecida a las vastas áreas planas en las que ahora se exponen rocas precámbricas similares en el centro y este de Canadá . Al final del tiempo precámbrico, hace unos 600 millones de años, la llanura se hundió lentamente y el sitio de la futura cordillera Teton desapareció bajo mares poco profundos que la atravesarían de manera intermitente durante los siguientes 500 millones de años. [5]
La deposición se reanudó en el período Cámbrico y continuó durante la era Paleozoica , creando nueve formaciones principales que juntas tienen 4.000 pies (1.200 m) de espesor (el único período geológico en el Paleozoico que no está representado es el Silúrico ). Estas formaciones se depositaron en un mar poco profundo y luego se convirtieron en una mezcla discontinua de dolomitas , calizas , areniscas y esquistos . Estas formaciones están relativamente poco deformadas para su edad, aunque la deformación ascendente periódica las expuso a la erosión , creando discordancias. Se encuentran braquiópodos fosilizados , briozoos , corales y trilobites en las rocas carbonatadas , y los mejores ejemplos se encuentran fuera del parque en la cuenca de Alaska. Los ejemplos más completos de estas formaciones se encuentran al oeste, norte y sur de los límites del parque. [6]
A principios del Cámbrico , una vía marítima poco profunda, llamada la depresión cordillerana, se extendía desde el sur de California hacia el noreste a través de Nevada hasta Utah e Idaho . [7] La vasta llanura suavemente ondulada sobre rocas precámbricas al este estaba drenada por ríos lentos que fluían hacia el oeste y que llevaban arena y lodo al mar. El sitio de la cordillera Teton era parte de esta llanura. El lento hundimiento de la tierra hizo que el mar se extendiera gradualmente hacia el este durante el Cámbrico medio, inundando la llanura precámbrica. La arena se acumuló a lo largo de las playas tal como lo hace hoy. A medida que el mar se movía aún más al este, el lodo se depositaba en la arena de la playa ahora sumergida. En el área de Teton, el depósito de arena más antiguo es la arenisca Flathead de 175 a 200 pies (53 a 61 m) de espesor. [7] La arenisca Flathead parcialmente marina es de color marrón rojizo, muy dura, quebradiza y se pueden encontrar afloramientos en los flancos norte y oeste de la cordillera Teton y la cordillera Gros Ventre .
El lodo se depositó sobre la arenisca Flathead a medida que la línea de costa avanzaba hacia el este a través del área de Teton. La pizarra suave de color gris verdoso resultante con lechos de arenisca púrpura y verde cerca de su base, se convirtió en el Miembro de Esquisto Wolsey de 100 pies (30 m) de espesor de la Formación Gros Ventre . [7] Algunas pizarras muestran patrones de grietas que se formaron cuando el lodo acumulado estuvo brevemente expuesto al aire a lo largo de las planicies de marea . Pequeños animales con caparazón fosfático llamados braquiópodos habitaban estas planicies de marea, pero hasta donde se sabe, nada vivía en la tierra. Muchos lechos de esquisto están marcados con senderos tenues y perforaciones de criaturas parecidas a gusanos, y algunos contienen los restos de diminutos trilobites .
A medida que la línea de costa continuó moviéndose hacia el este, el Miembro de Piedra Caliza Cañón de la Muerte de 285 pies (87 m) de espesor de la Formación Gros Ventre se depositó en agua clara más lejos de la costa. Consiste en dos capas gruesas de piedra caliza de color azul grisáceo oscuro que están separadas por 15 a 20 pies (4,6 a 6,1 m) de pizarra. [7] El Cañón de la Muerte contiene abundantes fósiles de braquiópodos y trilobites en algunos lugares. Después de esto, el mar se retiró hacia el oeste por un corto tiempo. El Miembro de Esquisto de Parque de 220 pies de espesor (67 m) de la Formación Gros Ventre se depositó en el agua fangosa poco profunda resultante de este retroceso. Es una pizarra de color verde grisáceo que contiene lechos de conglomerado de piedra caliza laminar junto con fósiles de trilobites y braquiópodos. [7] Las extensiones submarinas de algas florecieron en lugares en el fondo del mar y construyeron arrecifes extensos . Periódicamente, las zonas de bancos de arena eran golpeadas por violentas olas de tormenta que arrancaban fragmentos laminares de piedra caliza recientemente solidificada y los arrastraban hacia canales cercanos donde quedaban enterrados y cementados en delgados lechos de fragmentos desordenados llamados conglomerados "de borde". [7] Estos están muy extendidos en la pizarra y en las capas de piedra caliza suprayacentes y subyacentes.
A finales del Cámbrico , la línea de costa se había vuelto a arrastrar hacia el este, lo que dio lugar a aguas más claras que probablemente tenían entre 30 y 61 m (100 a 200 pies) de profundidad. Se formó la caliza Gallatin de 30 m (100 pies) de espesor . Consiste en caliza gris azulada que está moteada con manchas irregulares oxidadas o amarillas. [7] Interrumpiendo la caliza hay algunos lechos de conglomerado "de borde" que son indicativos de tormentas esporádicas. Ahora en su máxima extensión, el mar cubría todo Idaho , Montana , la mayor parte de Wyoming y se extendía hacia el este a través de las Dakotas para conectarse con mares poco profundos que cubrían el este de los Estados Unidos . Poco después, una elevación lenta hizo que el mar retrocediera gradualmente hacia el oeste. El sitio de la cordillera Teton emergió sobre el nivel del mar , donde, hasta donde se sabe, puede haber estado expuesto a la erosión durante casi 70 millones de años. [7]
La dolomita de las Montañas Rocosas del Ordovícico forma acantilados macizos, irregulares y duros, de color gris claro a blanco, de 100 a 200 pies (61 m) de altura. La dolomita es carbonato de calcio y magnesio, pero el sedimento original probablemente era lodo de carbonato de calcio que fue alterado por agua de mar rica en magnesio poco después de su sedimentación. En esa época, los corales y otros animales marinos abundaban en los mares cálidos y claros.
La dolomita de la Formación Darby del Devónico difiere mucho de la dolomita de Bighorn ; en la Darby es de color marrón oscuro a casi negro, tiene un olor aceitoso y contiene capas de lutita negra, rosada y amarilla y arenisca fina. El fondo del mar durante la deposición de estas rocas era fétido y con frecuencia el agua estaba turbia. Los abundantes fragmentos fósiles indican que los peces eran comunes por primera vez. Los afloramientos de la Formación Darby son reconocibles por sus distintivas laderas de capas delgadas de color amarillo opaco entre los prominentes acantilados masivos grises de las formaciones de abajo y de arriba.
La caliza Madison del Mississippi tiene 300 m (1000 pies) de espesor y está expuesta en espectaculares acantilados verticales a lo largo de los cañones en las partes norte, oeste y sur de los Tetons. Se destaca por los abundantes restos de organismos marinos bellamente conservados. Los fósiles y la caliza gris azulada relativamente pura en la que están incrustados indican que se depositaron en mares cálidos y tranquilos. El sistema Fossil Mountain Ice Cave-Wind Cave en el lado oeste de la cordillera Teton se disolvió de esta roca por el agua.
El sistema de Pensilvania está representado por la Formación Amsden y la arenisca Tensleep . A lo largo del río Gros Ventre, en el borde este del parque, se pueden ver acantilados de arenisca Tensleep. La Formación Amsden, debajo de la Tensleep, está formada por esquisto rojo y verde, arenisca y piedra caliza fina. El esquisto es especialmente débil y resbaladizo cuando se expone a la erosión y se satura con agua. Estos son los estratos que forman el plano de deslizamiento del tobogán inferior de Gros Ventre al este del parque.
La Formación Phosphoria y sus equivalentes de la era Pérmica son diferentes a cualquier otra roca paleozoica debido a su extraordinario contenido de elementos poco comunes. La formación consiste en dolomita arenosa, extensos lechos de fosfato negro y pizarra negra que es inusualmente rica no sólo en fósforo, sino también en vanadio, uranio, cromo, zinc, selenio, molibdeno, cobalto y plata. La formación se explota ampliamente en zonas cercanas de Idaho y en Wyoming para obtener fertilizantes fosfatados, el elemento químico fósforo y algunos de los metales que se pueden derivar de las rocas como subproductos. Estos elementos y compuestos no están en todas partes lo suficientemente concentrados como para ser de interés económico, pero su valor en dólares es, en un sentido regional, comparable al de algunos de los mayores depósitos minerales del mundo.
La deposición mesozoica cambió de principalmente marina a una mezcla de marina, transicional y continental que varió con el tiempo a medida que las condiciones de la corteza alteraron la región. Al final de esta era, se acumularon entre 10 000 y 15 000 pies (3000 a 4600 m) de sedimento en 15 formaciones reconocidas . Las formaciones no marinas más extensas se depositaron en el período Cretácico cuando la parte oriental de la vía marítima cretácica (un mar cálido y poco profundo que dividió periódicamente América del Norte en ese período) cubrió la región. Su sedimento provenía de roca erosionada de una cadena montañosa al este de la vía marítima intercalada con cenizas de volcanes al oeste de la vía marítima en el Arco Sierran (una larga cadena de islas volcánicas como la moderna Cordillera de los Andes, pero en forma de isla). Esta ceniza eventualmente se convirtió en bentonita , una arcilla que se expande en el agua y, por lo tanto, causa deslizamientos de tierra en el parque. [8]
El levantamiento regional en el Cretácico más tardío provocó el retroceso de la vía marítima y transformó el área de Grand Teton en una llanura costera baja que fue frecuentada por dinosaurios (se encontró un Triceratops fosilizado al este del parque cerca del Paso Togwotee ). Los yacimientos de carbón se crearon con el tiempo a partir de los pantanos y ciénagas que quedaron después de que se retirara el último tramo de la vía marítima. Se pueden encontrar afloramientos de carbón cerca de minas abandonadas dentro y fuera del margen oriental del parque. Se pueden encontrar afloramientos de formaciones más antiguas de la era Mesozoica al norte, este y sur del parque.
La mayor parte de la parte basal de la secuencia mesozoica consiste en rocas de más de 300 m (1000 pies) de espesor, blandas, de color rojo brillante y de la era Triásica conocidas como Formación Chugwater . La distribución de grietas de lodo, reptiles fosilizados y anfibios sugiere una deposición en un entorno de llanura de marea con un mar a varios kilómetros al suroeste de Jackson Hole. Los depósitos de evaporita de algunos lechos de yeso blanco ( sulfato de calcio ) probablemente se formaron después de que cuerpos poco profundos de agua salada se separaran del mar. Una pequeña cantidad de óxido de hierro crea el color rojo y la formación se erosiona en colinas coloridas al este y al sur del parque.
A medida que el Triásico dio paso al Jurásico, el viento esparció arena de color rojo salmón a través de los lechos rojos de la Formación Chugwater para formar la Arenisca Nugget . La Nugget a su vez fue sepultada por los depósitos de esquisto rojo fino y yeso espeso de la Formación Gypsum Springs . Más tarde, un mar cálido, fangoso y poco profundo con abundantes moluscos marinos llamado Mar de Sundance comenzó a extenderse desde Alaska hacia el sur hasta Wyoming . Se depositaron más de 500 pies (150 m) de esquisto gris blando rico en fósiles y delgados lechos de piedra caliza y areniscas . Después de que el mar se retiró, las Formaciones Morrison y Cloverly, de la era Jurásica y Cretácico Inferior, se depositaron en llanuras de inundación bajas y húmedas tropicalmente . Estas formaciones se erosionaron en coloridas tierras baldías de arcillas y lutitas rojas, rosadas, moradas y verdes, y areniscas amarillas a beige. Dinosaurios grandes y pequeños vagaban por la abundante vegetación y los pantanos .
Las rocas de colores brillantes continuaron depositándose a medida que comenzaba el período final del Mesozoico, el Cretácico . Otro mar cálido y poco profundo, el Mar Interior Occidental , cubrió entonces en parte y a veces por completo la región de Teton junto con la mayor parte de Wyoming. Se depositaron unos 10.000 pies (3.000 m) de arena, limo y arcilla de color apagado con algunos lechos de carbón, capas de ceniza volcánica y pequeñas cantidades de grava.
Hace unos 85 millones de años, la vía marítima interior occidental se retiró hacia el este desde la región de Teton, lo que se vio marcado por la deposición de la arenisca de Bacon Ridge. A lo largo de la costa en retirada se formaron extensos pantanos de carbón que siguieron a la costa, dejando capas de carbón de entre 5 y 10 pies (3,0 m) de espesor en los estratos del Cretácico Superior. Se pueden ver ejemplos de estas capas de carbón en minas abandonadas que se encuentran en el margen oriental del parque. Un análogo moderno de este entorno de deposición es el clima cálido y húmedo de los Everglades de Florida . Se necesitan aproximadamente 5 pies (1,5 m) de material vegetal compactado para formar 1 pulgada (25 mm) de carbón.
Las cenizas volcánicas de grano fino de los volcanes al oeste y noroeste del área de Teton se depositaron periódicamente en las tranquilas aguas poco profundas del Mar Interior Occidental durante el Cretácico. Las cenizas depositadas de esta manera se transformaron más tarde en bentonita , un tipo de arcilla que se utiliza en la industria de la fundición y como componente del lodo de perforación de pozos petrolíferos . Los alces y ciervos de Jackson Hole utilizan los restos de bentonita como una sal (amarga) para lamer . La bentonita se hincha cuando está mojada, lo que provoca deslizamientos de tierra que a veces bloquean los caminos de acceso a Jackson Hole.
Las rocas del Cretácico en la región de Teton forman parte de una enorme cuña de corteza que se adelgaza hacia el este y que localmente tiene casi 3,2 km de espesor. La mayoría de estas rocas provienen de escombros erosionados por montañas que se elevan lentamente en el oeste. La bentonita, el petróleo crudo y el gas natural se producen comúnmente en las diversas formaciones del Cretácico. Las enormes reservas de carbón, con algunos yacimientos que alcanzan de 50 a 100 pies de espesor, son un recurso potencialmente vasto.
A finales del Cretácico, hace poco más de 80 millones de años, el paisaje de la región era plano y monótono; una condición que persistió durante la mayor parte del Cretácico Superior.
El período de elevación que dio lugar a la formación de las Montañas Rocosas ancestrales se denomina orogenia Laramide . Ya existían montañas al oeste y suroeste de Wyoming, y montañas cada vez más antiguas (hasta la era Jurásica) se dirigían hacia el oeste, hacia Nevada. En el Cretácico más tardío se formó un arco bajo y ancho que se dirigía hacia el noroeste a lo largo del área aproximada de la actual cordillera Teton y las montañas Gros Ventre.
Parte de la evidencia de la primera formación montañosa de Laramide al oeste de la región Teton son los varios cientos de millas cúbicas de rocas de cuarcita derivadas del levantamiento Targhee, que se encontraba al norte y al oeste del extremo norte de la actual cordillera Teton. Los arroyos transportaron rocas, arena y arcilla desde el levantamiento hacia el este y el sureste a través de lo que se convertiría en Jackson Hole. Escamas de oro y algo de mercurio se encuentran en la Formación Harebell resultante . Dos enormes canales de sedimentación se formaron en el centro y sur de Wyoming a partir de escombros de grano fino transportados más al este y sureste. Muchas de las rocas más grandes se derivaron de cuarcitas precámbricas y posiblemente del Paleozoico inferior, lo que significa que al menos 15.000 pies (4.600 m) de roca paleozoica y mesozoica deben haber sido arrancadas del levantamiento Targhee antes de que las cuarcitas quedaran expuestas a la erosión.
El entorno tectónico del oeste de América del Norte cambió drásticamente cuando la placa Farallón bajo el océano Pacífico al oeste se hundió superficialmente por debajo de la placa norteamericana . Las fuerzas de compresión generadas por esta colisión, denominada orogenia Laramide , borraron la vía marítima del Cretácico, fusionaron el Arco Sierral con el resto de América del Norte y crearon las Montañas Rocosas . Este evento de formación de montañas comenzó en el Mesozoico hace 80 millones de años y duró hasta bien entrada la primera mitad de la era Cenozoica hace 30 millones de años. [9]
Hace unos 60 millones de años, estas fuerzas elevaron la llanura costera baja en la región de Teton y crearon las fallas inversas de tendencia norte-sur del cercano Cinturón de Cabalgatas de Wyoming. [9] La elevación se intensificó y alcanzó su clímax unos pocos millones de años después, a principios de la época del Eoceno , cuando grandes fallas inversas y de cabalgamiento crearon pequeñas cadenas montañosas separadas por cuencas sedimentarias en hundimiento. Una de las fallas inversas, la falla Buck Mountain de 16 km de longitud y tendencia norte-sur, elevó lo que hoy es la parte central de la cordillera Teton .
Hace unos 34 millones de años, estas fuerzas habían elevado una amplia parte del oeste de Wyoming hasta convertirla en una meseta alta continua . [10] Esta región incluye áreas que ahora ocupan la cordillera Teton, la cordillera Gros Ventre , las montañas Wind River y otras cadenas montañosas al sur y al este de los Tetons. Una zona de elevación separada llamada elevación Targhee se formó al norte de los límites del parque en esta época.
La erosión posterior del levantamiento de Targhee fue impulsada por gradientes de corriente más pronunciados . La grava , los cantos rodados de cuarcita y la arena de esta erosión finalmente se convirtieron en la Formación Harebell de 5000 pies (1500 m) de espesor que hoy se ve como varios conglomerados y areniscas en las partes norte y noreste del parque. [11] En la época del Paleoceno , grandes cantidades de sedimento clástico derivado de áreas elevadas cubrieron la Formación Harebell para convertirse en el Conglomerado Pinyon. Los miembros inferiores de esta formación consisten en capas de carbón y arcilla con conglomerado hecho de cuarcita del levantamiento de Targhee por encima. [12]
La placa Farallón en subducción finalmente se consumió por completo debajo de la placa norteamericana , lo que puso fin a la orogenia Laramide . La roca caliente y semiplástica en las profundidades del oeste de Norteamérica respondió a la falta de compresión que comenzó hace 30 millones de años elevándose lentamente; empujando gradualmente la roca suprayacente hacia los lados, tanto al este como al oeste. [13] Los bloques de la corteza superior frágil respondieron rompiéndose a lo largo de fallas normales con tendencia norte-sur aproximadamente paralelas que tienen cada una una cuenca que se hunde en un lado y una cadena montañosa en el otro. Este estiramiento puede haber comenzado a desgarrar la alta meseta mencionada anteriormente en el oeste de Wyoming en esta época, pero la evidencia de sedimentos antiguos indica que el sistema de fallas Teton se desarrolló mucho más tarde (ver más abajo). [13] Una intensificación de este proceso que se mueve hacia el este comenzó hace 17 millones de años, creando la provincia geológica de cuenca y cordillera en Nevada y el oeste de Utah . [13] El estiramiento de la corteza en esta región eventualmente superó las 200 millas (320 km), duplicando la distancia entre Reno, Nevada , y Salt Lake City, Utah . [13]
El declive de la orogenia Laramide coincidió con erupciones volcánicas de dos cadenas volcánicas paralelas separadas por un largo valle en el área de Yellowstone -Absaroka al norte. Enormes volúmenes de material volcánico, como toba y ceniza, se acumularon a gran profundidad en el área de Grand Teton, formando el supergrupo volcánico Absaroka. Erupciones adicionales al este de Jackson Hole depositaron sus propios escombros en las épocas del Oligoceno y el Mioceno .
Los sedimentos se acumularon en varios lagos de la zona hace entre 17 y 15 millones de años, lo que dio origen a la Formación Colter, de la época del Mioceno . [13] Hace unos 13 millones de años (también en el Mioceno), un sistema de fallas normales de 64 km de largo con una inclinación pronunciada hacia el este, llamado Falla Teton , comenzó a mover verticalmente dos bloques adyacentes. [14] Un bloque, la cuenca de Jackson Hole, se movió hacia abajo mientras que el otro bloque, que contenía la parte oriental de la cordillera Teton inclinada hacia el oeste, se movió hacia arriba; creando así la cordillera más joven de las Montañas Rocosas . [14] La mayor parte del movimiento descendente se produjo justo al lado de la falla, lo que resultó en una inclinación de 15° de la Formación Colter. [13] No se depositó sedimento sobre la Formación Colter inclinada durante hasta tres millones de años, lo que resultó en una discordancia angular a medida que la Colter inclinada se erosionaba parcialmente. [15]
Hace unos 10 millones de años, [13] el primer gran lago de agua dulce de Jackson Hole fue represado por un movimiento de falla de este a oeste en lo que hoy es el extremo sur del parque. Los geólogos llaman a este cuerpo de agua poco profunda represado por una falla escarpada lago Teewinot y persistió durante unos 5 millones de años. [16] La Formación Teewinot resultante de sedimentos del lecho del lago se encuentra directamente en el Colter y consiste en calizas y arcillas mezcladas con material volcánico y almejas y caracoles fosilizados . En total, los sedimentos del período Terciario alcanzaron un espesor agregado de alrededor de 6 millas (9,7 km), formando la columna geológica terciaria no marina más completa de los Estados Unidos . [17] Sin embargo, la mayoría de estas unidades dentro del parque están enterradas bajo depósitos más jóvenes.
Finalmente, toda la roca mesozoica de la cordillera Teton fue desprendida y las mismas formaciones en Jackson Hole quedaron profundamente enterradas. Un afloramiento prominente de la arenisca de color rosa Flathead existe a 6.000 pies (1.800 m) sobre el fondo del valle en la cima del monte Moran . La perforación en Jackson Hole encontró la misma formación a 24.000 pies (7.300 m) por debajo de la superficie del valle, lo que indica que los dos bloques se han desplazado 30.000 pies (9.100 m) uno del otro. Por lo tanto, se produjo un promedio de un pie de movimiento cada 300 años (1 cm por año en promedio). [18]
Hace 2,2 millones, 1,3 millones y 630.000 años se produjeron erupciones volcánicas masivas del volcán Yellowstone al noroeste de la zona. Cada erupción catastrófica que formó una caldera fue precedida por un largo período de erupciones más convencionales a lo largo de episodios volcánicos incluso anteriores. Uno de esos eventos envió grandes cantidades de lava riolítica a la extensión norte del lago Teewinot. La obsidiana resultante ( vidrio volcánico ) ha sido datada por potasio-argón en 9 millones de años y fue utilizada por los nativos americanos hace miles de años para hacer puntas de flecha , cuchillos y puntas de lanza . El lago estaba seco cuando una serie de enormes flujos piroclásticos del área de Yellowstone sepultaron Jackson Hole bajo toba soldada . Hay afloramientos más antiguos de esta toba en la Formación Bivouac en Signal Mountain y se encuentran tobas del Pleistoceno que cubren East y West Gros Venture Buttes (tanto la montaña como los cerros son pequeños bloques de falla ).
Las condiciones climáticas de la zona cambiaron gradualmente durante el Cenozoico, a medida que la tectónica de placas desplazó a América del Norte hacia el noroeste, desde una zona subtropical a una zona templada en la época del Plioceno. El inicio de una serie de glaciaciones en la época del Pleistoceno vio la introducción de grandes glaciares en las cordilleras Teton y circundantes, que fluyeron hasta Jackson Hole durante al menos tres eras glaciales . Los cañones Cascade , Garnet , Death y Granite fueron tallados por sucesivos períodos de glaciación.
El primero y más grave de los avances glaciares conocidos en la zona fue causado por la glaciación Buffalo. En ese evento, los glaciares alpinos (valles de montaña) individuales del lado este de los Tetons se fusionaron para formar una plataforma de hielo de 2000 pies (610 m) de espesor que cubrió y erosionó Signal Mountain y los otros tres cerros en el extremo sur de Jackson Hole. [19] Dramas similares se repitieron en otras cordilleras de la región, formando finalmente parte de la capa de hielo canadiense, que en su punto máximo se extendió hasta el este de Idaho . [19] Este sistema glaciar de tamaño continental despojó de todo el suelo y la vegetación de innumerables valles y muchas cuencas, dejándolos como un páramo de lecho de roca sembrado de cantos rodados después de que los glaciares finalmente se retiraran. Las partes de Jackson Hole que no fueron afectadas por las glaciaciones más suaves que siguieron todavía no pueden soportar nada más que las plantas más resistentes (los glaciares más pequeños depositan till glacial y rocas pequeñas relativamente cerca de su fuente, mientras que los glaciares continentales transportan todos los fragmentos, excepto los más grandes, lejos).
Una glaciación menos severa, conocida como Bull Lake , comenzó en algún momento entre 160 y 130 mil años atrás. Bull Lake ayudó a reparar parte del daño del evento Buffalo al formar glaciares más pequeños que depositaron material suelto sobre el lecho rocoso. En ese evento, el gran glaciar que descendía por Jackson Hole solo se extendía justo al sur de donde ahora se encuentra Jackson, Wyoming , y se derritió hace unos 100.000 años.
Luego, entre 25.000 y 10.000 años atrás, la glaciación de Wisconsin, de menor volumen , talló muchas de las características glaciares que se ven hoy. Burned Ridge está formada por la morrena terminal (basurero) del mayor de estos glaciares que afectó al área. Hoy en día, esta característica montañosa está cubierta de árboles y otra vegetación. Morrenas más pequeñas de una parte menos severa de Pinedale se formaron justo debajo de la base de cada gran valle en la cordillera Teton por glaciares alpinos. Muchos de estos montones de escombros glaciares crearon depresiones que en los tiempos modernos están llenas de una serie de pequeños lagos ( Leigh , String , Jenny , Bradley , Taggart y Phelps ). El lago Jackson es el más grande de ellos y fue represado por una morrena de recesión dejada por el último glaciar importante en Jackson Hole. Una colección de calderas (depresiones dejadas por bloques de hielo estancados derretidos de un glaciar en retirada) al sur del lago se llama Potholes. Las cuencas que albergan el lago Two Ocean y el lago Emma Matilda se crearon durante la glaciación del lago Bull. [20] Desde entonces, los humanos han construido una presa sobre la salida del lago Jackson para aumentar su tamaño con fines recreativos .
Todos los glaciares de Pinedale probablemente se derritieron poco después del comienzo de la época del Holoceno . La docena de pequeños glaciares de circo que se ven hoy en día se formaron durante una neoglaciación posterior hace 5000 años. [21] El monte Moran tiene cinco glaciares de este tipo con los glaciares Triple en la cara norte, el glaciar Skillet en la cara este y el glaciar Falling Ice en la cara sureste. Toda la acción glacial ha hecho que los picos de la cordillera Teton sean irregulares por el acuñamiento de las heladas . Otros glaciares incluyen el glaciar Teton , debajo de la cara este de Grand Teton, el glaciar Middle Teton , situado en las laderas noreste de Middle Teton, y el glaciar Schoolroom , en rápida retirada, al oeste de Grand Teton en Hurricane Pass.
Los eventos de erosión masiva como el deslizamiento de tierra de Gros Ventre de 1925 continúan cambiando el área. El 22 de junio de 1925, un terremoto con una magnitud estimada de 4 [22] debilitó la ladera de una montaña ubicada a tres millas (4,8 km) fuera del límite sureste del parque actual. Al día siguiente, 50 millones de yardas cúbicas (38 millones de metros cúbicos) de arenisca Tensleep de Pensilvania saturada de agua se deslizaron 1,5 millas (2,4 km) desde su fuente en Sheep Mountain y hacia el valle del río Gros Ventre 2100 pies (640 m) más abajo, represando el río. [22] [23] Estresado por el derretimiento de la nieve , el lago resultante de 5 millas (8,0 km) de largo y 200 pies (61 m) de profundidad rompió la presa de escombros el 18 de mayo de 1927 e inundó la ciudad de Kelly, Wyoming , matando a seis. [23]
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