La formación de esquisto Thermopolis es una formación geológica que se formó en el centro-oeste de América del Norte en la era Albiana del período Cretácico Superior . Los afloramientos superficiales se encuentran en el centro de Canadá y en los estados de Montana y Wyoming en los EE. UU . La formación rocosa se formó a lo largo de aproximadamente 7 millones de años por sedimentos que fluyeron hacia la vía marítima interior occidental . Los límites y los miembros de la formación no están bien definidos por los geólogos , lo que ha llevado a diferentes definiciones de la formación. Algunos geólogos concluyen que la formación no debería tener una designación independiente de las formaciones superiores e inferiores. En la formación se encuentran una variedad de fósiles de invertebrados y vertebrados pequeños y grandes y coprolitos .
Historia geológica
La vía marítima interior occidental fue un mar interior que existió desde finales del Jurásico (hace 161,2 ± 4,0 a 145,5 ± 4,0 millones de años [Ma]) hasta finales del Paleógeno (hace 66 a 23,03 Ma). [1] Existió en el centro de América del Norte , extendiéndose desde el océano Ártico hasta el golfo de México . Tenía aproximadamente 3000 millas (4800 km) de largo y 1000 millas (1600 km) de ancho. [2] La vía marítima era relativamente poco profunda, con una profundidad máxima estimada de 660 a 1640 pies (200 a 500 m). [3]
Existía una cuenca de antepaís justo al este del cinturón orogénico de Sevier , que fue inundada por el Mar Interior Occidental. Un antearco en el lado occidental de la cuenca hizo que esta fuera más profunda que el lado oriental, fomentando la acumulación de sedimentos y, con el tiempo, roca sedimentaria. [4] [5] [6] La erosión de la Cordillera Occidental también contribuyó a la acumulación de roca sedimentaria en el borde occidental de la cuenca, mientras que el área más baja al este proporcionó mucho menos. [7] Los cambios en la cantidad, tipo, velocidad y otros aspectos de la sedimentación fueron causados por el levantamiento , el hundimiento , los cambios del nivel del mar y otros factores. [8] El agua en la cuenca hizo al menos dos avances importantes y un retroceso importante durante el Cretácico, [9] agregando complejidad a la roca y permitiendo la creación de roca ribereña , pantanosa y estuarina [10] además de la principal roca marina superficial y profunda . [11]
La datación de bentonita y la evidencia palinológica indican que el Miembro Inferior de Thermopolis se depositó entre 100,3 y 98,5 Ma. [12] [13] Un estudio de bivalvos Inoceramidae confirmó una edad del Albiano Tardío. [14] [15] La deposición de los tres miembros superiores de la pizarra Thermopolis ocurrió durante aproximadamente 7 millones de años. [16]
Identificación
La formación de esquisto Thermopolis fue identificada por primera vez en 1914 por el geólogo Ferdinand F. Hintze, Jr. La llamó "esquisto inferior de Benton" e incluyó el esquisto de Mowry en la misma formación. Hintze describió tres miembros: los "lechos oxidados" basales, un esquisto inferior, una "arena fangosa" (arenisca fangosa) de 25 a 40 pies (7,6 a 12,2 m) de espesor y un miembro de esquisto superior. [17] [18] (El cuarto miembro del "esquisto inferior de Benton" fue el esquisto de Mowry). [17]
El geólogo Charles T. Lupton fue el primero en nombrar a la Formación Thermopolis Shale en 1916. [18] Lupton describió las rocas como una formación que se encuentra de manera concordante sobre la Formación Cloverly y de manera concordante debajo de la Formación Mowry Shale. [19] [18] La Formación Thermopolis Shale era la base de cuatro formaciones que conformaban el Grupo Colorado. Describió la Formación Thermopolis Shale como de Cretácico Tardío, [19] [18] generalmente de color oscuro, de 710 pies (220 m) de espesor, y con lentes de arenisca comunes. También se observó al menos un miembro de la Formación Thermopolis Shale, una capa de "arena fangosa" de aproximadamente 15 a 55 pies (4,6 a 16,8 m) de espesor. No se identificó ninguna localidad tipo , pero la formación recibió el nombre de la ciudad de Thermopolis en el condado de Hot Springs, Wyoming , donde, cerca, los afloramientos de la pizarra estaban bien expuestos. [19] La división de Lupton de la formación de esquisto Thermopolis fue adoptada por el Servicio Geológico de los Estados Unidos y utilizada durante los siguientes 50 años. [20]
La historia estratigráfica de la pizarra Thermopolis fue descrita por primera vez por el geólogo Don L. Eicher en 1962. [21] [22]
Sobre la formación
La lutita Thermopolis pertenece tanto al Grupo Colorado como a la Formación Dakota . [23] Tanto históricamente [24] como en la actualidad, [25] [23] las unidades estratigráficas en estos grupos y en la lutita Thermopolis no han sido claras, y la nomenclatura utilizada por los geólogos no está estandarizada. La identificación de capas, miembros y formaciones y sus nombres también han cambiado con el tiempo. [23] [a]
Eicher [20] afirma que la lutita Thermopolis se encuentra sobre la formación Cloverly , aunque Rice, [27] Porter et al. [ 12] y Lash [28] sostienen que en Montana y Wyoming la formación Kootenai es geológicamente equivalente a la formación Cloverly y, por lo tanto, concluyen que la lutita Thermopolis se encuentra sobre la formación Kootenai. Sin embargo, existe desacuerdo en cuanto a la definición estratigráfica del miembro basal de la lutita Thermopolis. Eicher ha argumentado que la división de "capas oxidadas" se distingue claramente de muchas maneras de la formación Cloverly y, por lo tanto, pertenece a la lutita Thermopolis. [29] Seeland y Brauch asignaron los "lechos oxidados" a la Formación Cloverly en 1975, [26] una evaluación con la que Finn coincidió en 2010. [30] Porter et al., sin embargo, clasificaron los "lechos oxidados" como parte de la arenisca de Fall River en 1997. [12]
Lo que constituye el límite superior de la lutita Thermopolis es objeto de controversia, lo que dificulta la identificación de lo que se superpone a la lutita Thermopolis. En 1922, Collier identificó los estratos por debajo de la lutita Mowry como el miembro de lutita Nefsy de la lutita Graneros . Esto dejó la lutita Thermopolis subyacente a la lutita Graneros. [31] Pero Rubey asignó estas rocas a la lutita Mowry en 1931, de modo que ahora la lutita Thermopolis se encontraba debajo de la lutita Mowry. [32] Eicher redefinió estos estratos en 1960 como la lutita Shell Creek , separándolas de la lutita Mowry. [33] Esto colocó efectivamente a la lutita Thermopolis debajo de la formación Muddy Sandstone. [34] [b] En 1998, Porter et al. identificaron la lutita Shell Creek como el miembro superior de la lutita Thermopolis, [35] una posición con la que Lash estuvo de acuerdo en 2011. [36]
Dependiendo de la definición de esquisto y de la ubicación, [37] el espesor de la formación de esquisto Thermopolis varía ampliamente. Chester N. Darton estimó el tamaño de la formación en 800 pies (240 m) (incluyendo los "lechos oxidados") en 1906. [37] En 1914, Hintze describió la formación como de 720 a 770 pies (220 a 230 m) de profundidad. [17] Hewett y Lupton informaron en 1917 que la pizarra (incluyendo los "lechos oxidados") tenía de 400 a 800 pies (120 a 240 m) de espesor en la cuenca Bighorn , [38] mientras que Finn (sin incluir los "lechos oxidados" informó un espesor en la misma área de 125 a 230 pies (38 a 70 m). [30] En la reserva india Wind River de Wyoming, utilizando la definición inclusiva, se informó que tenía un espesor más robusto de 320 a 450 pies (98 a 137 m). [26] Tiene solo 10 pies (3,0 m) de espesor en la cuenca Shirley del sudoeste central de Wyoming. [39]
En términos generales, la pizarra Thermopolis consiste en una pizarra de color gris oscuro a negro, [30] [26] con capas delgadas de bentonita, [30] [40] arcilla arenosa y limolita intercaladas en toda la pizarra. [30] Dependiendo de la definición estratigráfica de la formación, existe un miembro de arenisca gris de lecho fino entre los miembros superior e inferior. [26]
Miembros
Para los fines de este artículo, se utilizará la definición de la pizarra Thermopolis utilizada por Porter et al. [12] [35] y Lash [41] , reconociendo (como lo hace Condon) que existe un desacuerdo científico sobre este tema. [25] Usando esta definición, hay cuatro miembros de la pizarra Thermopolis: [36]
El miembro "capas oxidadas" —Este miembro basal de la pizarra Thermopolis fue descrito por primera vez por Nelson H. Darton en 1904, quien notó la naturaleza arenosa de esta pizarra y su color marrón oxidado. [42] El color se atribuyó a la presencia de hierro , y Darton acuñó el término "serie oxidada" en 1906. [37] Sin embargo, el primer geólogo en utilizar el término "capas oxidadas" fue Chester W. Washburne en 1908. [43] Estas rocas se depositaron cuando el nivel de la Vía Marítima Interior Occidental comenzó un importante ascenso. Se produjo la erosión de la Formación Kootenai lacustre , [c] creando una no conformidad a medida que se depositaba la nueva roca de "capas oxidadas". [45] [46] En algunos lugares, todo el Miembro Himes superior de la Formación Cloverly se había erosionado, lo que permitió que las "capas oxidadas" se situaran de manera disconforme en el Miembro Little Sheep medial. [47] Los "lechos oxidados" consisten en capas delgadas de arenisca de color marrón rojizo de entre 3 y 18 pulgadas (7,6 y 45,7 cm) de espesor, separadas por láminas de pizarra negra de entre 1 y 12 pulgadas (2,5 y 30,5 cm) de espesor. [43] Los lechos basales de los "lechos oxidados" son probablemente de naturaleza estuarina o deltaica . [48] Se estimó que el miembro tenía entre 20 pies (6,1 m) [43] [49] y 200 pies (61 m) [37] de espesor. El miembro de los "lechos oxidados" es geológicamente equivalente a la arenisca Fall River, la arenisca Greybull y algunos miembros de la Formación Dakota . [36]
Miembro Inferior de Thermopolis —Este miembro de la pizarra Thermopolis fue descrito brevemente por primera vez por Darton en 1904, [42] y más completamente por Washburne en 1908. [43] El miembro ha permanecido sin nombre o solo nombrado informalmente, [26] usualmente siendo mencionado solo como el Miembro Inferior de Thermopolis. [36] Estas rocas fueron depositadas como las porciones norte y sur de la vía marítima interior occidental unidas entre sí, [45] [50] y representan la deposición durante la máxima "transgresión" (aumento del nivel del mar) de la vía marítima interior occidental. [51] La transición de los "lechos oxidados" al Miembro Inferior de Thermopolis es gradual , [30] probablemente debido a la erosión o inundaciones. [46] El Miembro Inferior de Thermopolis fue descrito por Washburne y Harshman como pizarra negra rica en carbono [43] [18] con lentes de arenisca ocasionales en su porción inferior, [43] y EN Harshman notó que era fisible . [18] Sin embargo, Porter et al. describieron la roca en 1993 como lutita o limolita, [46] lo que implica una falta de fisibilidad. El Miembro Inferior de Thermopolis es geológicamente equivalente a la lutita Skull Creek . [36]
Edgarosaurus muddi , un plesiosaurio policotílido encontrado en el Miembro Superior Thermopolis.
Miembro de arenisca fangosa : Darton describió brevemente por primera vez este miembro de la pizarra Thermopolis en 1904, [42] y Hintze lo hizo de manera mucho más completa en 1914. Hintze lo describió como un miembro de arenisca casi blanca muy extendido, de 25 a 40 pies (7,6 a 12,2 m) de espesor, con granos pequeños, uniformes y mal cementados. Hintze llamó a este miembro "arena fangosa", según la terminología utilizada por los perforadores de petróleo y gas en Wyoming. [52] Se lo siguió conociendo informalmente como "arena fangosa" hasta la década de 1960, a pesar del reconocimiento generalizado entre los geólogos de que era significativo y de amplia presencia y digno de un nombre formal. [53] En 1972, el miembro había recibido el nombre formal de "miembro de arenisca fangosa". [18] [d] La arenisca fangosa comenzó a depositarse durante un período en el que los niveles de agua en la vía marítima interior occidental bajaron, [45] [51] y esta deposición continuó una vez que los niveles del mar subieron nuevamente. [54] [50] [15] Se produjo una discordancia erosiva mientras el mar retrocedía, [15] sobre la cual se depositaron depósitos estuarinos y fluviales como la arenisca fangosa. [54] Por lo tanto, en algunas áreas el contacto con la arenisca fangosa suprayacente es agudo y discordante, mientras que en otras es conformable y gradacional. [30] La deposición de la arenisca fangosa continuó alrededor de los márgenes de la cuenca del antepaís, mientras que el miembro Thermopolis superior se depositó de manera conformada sobre la arenisca fangosa en el interior de la cuenca. [50] [15] La arenisca fangosa consta de una serie de capas delgadas [18] [26] de arenisca limosa de grano fino de color beige , gris parduzco [18] o gris. [18] [26] Es arcillosa, contiene motas de carbono y cristales de pirita , y cuando se meteoriza es beige o gris. Algunas capas presentan marcas de ondulación. [18] La arenisca está intercalada con capas delgadas de pizarra, limolita [18] y (ocasionalmente) bentonita. [12] [34] [55] Lupton estimó el espesor de la arenisca fangosa en 10 a 55 pies (3,0 a 16,8 m) de espesor, [56] aunque Porter et al. han señalado que varía ampliamente en espesor de un lugar a otro. [12] David Seeland y Early Brauch han llegado a la conclusión de que esto se debe a que las estructuras geológicas o la topografía anteriores a Laramide probablemente determinaron la distribución de los depósitos de arenisca fangosa. [57]El miembro Muddy Sandstone es geológicamente equivalente a la arenisca Birdhead. [36]
Miembro Superior Thermopolis —Este miembro de la pizarra Thermopolis fue descrito brevemente por primera vez por Darton en 1904, [42] y más completamente por Washburne en 1908. [43] Norman Mills fue el primero en usar el término "Upper Thermopolis" en 1956, [58] [59] aunque el miembro permaneció formalmente sin nombre. [60] [26] [21] [36] El Miembro Superior Thermopolis se colocó de manera conformada sobre la arenisca fangosa en el interior de la cuenca del antepaís durante la última parte de la segunda transgresión de la Vía Marítima Interior Occidental. [50] [15] Washburne describió el miembro como compuesto de pizarra de color negro azulado, intercalado muy ocasionalmente con capas de ceniza volcánica y bentonita en la parte superior. [43] Lupton argumentó a favor de dos divisiones distintas en el miembro: capas inferiores de esquisto negro blando de unos 170 pies (52 m) de espesor, y capas superiores de esquisto duro con lentes de arenisca de unos 230 pies (70 m) de espesor. [49] Harshman ha proporcionado evidencia de que las capas superiores son una zona de transición que conduce a la pizarra Mowry. Observó que las capas superiores consisten principalmente en capas delgadas, calizas y limosas de arenisca y pizarra limosa intercaladas con pizarra Mowry densa y silícea con la capa ocasional de lignito limoso. Las capas de arenisca presentan grietas de barro y tubos de raíz que indican un origen paludal (depositado en pantanos). Las diferencias entre las capas superiores e inferiores llevaron a Harshman a concluir que algunas de las capas más arenosas cerca de la base del Miembro Thermopolis Superior pueden pertenecer al Miembro de Arenisca Fangosa. [18] [e] Seeland y Brauch también encontraron evidencia extensa de contacto gradacional con la pizarra Mowry suprayacente. [26] El miembro Muddy Sandstone es geológicamente equivalente a Shell Creek Shale . [36]
Los afloramientos superficiales de la pizarra de Thermopolis se encuentran en el centro de Canadá y en los estados de Montana y Wyoming en los EE. UU . [54] La roca depositada por el mar se adelgaza hacia el oeste, mientras que la roca depositada por otros medios se adelgaza hacia el este. [10] La roca depositada por el mar es principalmente pizarra, con algo de caliza , arenisca y limolita . La roca no marina es principalmente arenisca, con algo de carbón , pizarra, pizarra "negra" o carbonosa y limolita. [10]
Registro fósil
La pizarra de Thermopolis es inusualmente rica en fósiles de vertebrados marinos, y consiste principalmente en material esquelético, dientes y coprolitos . [4]
^ Por ejemplo, Seeland y Brauch en 1975 identificaron sólo tres miembros de la Formación Thermopolis Shale: el Miembro Inferior, la Arenisca Fangosa y el Miembro Superior. [26] El miembro de "capas oxidadas" fue asignado a la Formación Cloverly. Condon señala que el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) elevó el Miembro de Arenisca Fangosa al rango de formación en 1976, y ya no reconoció la Formación Thermopolis Shale o Cloverly como una unidad estratigráfica en Montana. Tampoco reconoció más la Formación Shell Creek como una unidad estratigráfica en Montana (ubicando las capas de Shell Creek con la Formación Mowry Shale), pero continuó haciéndolo en Wyoming. Pero en 1993 y nuevamente en 1997, los geólogos de la Oficina de Minas y Geología de Montana (MBMG) mapearon la Formación Thermopolis Shale en varias áreas del norte y centro de Montana, identificando no sólo la Formación Thermopolis Shale como una formación, sino también varios miembros. Además, el MBMG no reconoció la arenisca fangosa como una formación, sino que identificó la lutita de Shell Creek como una unidad estratigráfica distinta y la reconoció como miembro de la lutita de Thermopolis. [25]
^ En 1976, el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) acordó que la arenisca fangosa debía ser una formación, no un miembro. Sin embargo, ya no reconoció la formación de esquisto Thermopolis como tal, clasificándola como miembro de la formación Kootenai. Por lo tanto, el USGS afirma que la formación Kootenai se encuentra debajo de la formación de arenisca fangosa. [27]
^ Identificado por primera vez por Washburne en 1906. [44] [43]
^ Sin embargo, Lash lo consideró oficialmente sin nombre en 2011. [36]
^ Seeland y Brauch caracterizaron al Miembro Superior Thermopolis como esquisto en 1975. [26] Más recientemente, Dolson y Muller [50] y Lash [15] han descrito al Miembro Superior Thermopolis como lutita, en lugar de esquisto fisible o arenisca.
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