La geología expuesta del área de Capitol Reef presenta un registro de sedimentación principalmente de edad Mesozoica en un área de América del Norte dentro y alrededor del Parque Nacional Capitol Reef , en la meseta de Colorado en el sureste de Utah .
En la zona de Capitol Reef se encuentran casi 3000 m (10 000 pies ) de estratos sedimentarios, lo que representa casi 200 millones de años de historia geológica de la parte centro-sur del estado de Utah, EE. UU. Estas rocas tienen edades que van desde el Pérmico (hasta 270 millones de años) hasta el Cretácico (hasta 80 millones de años). [1] Las capas de roca de la zona revelan climas antiguos tan variados como ríos y pantanos ( Formación Chinle ), desiertos similares al Sahara ( arenisca Navajo ) y océanos poco profundos ( Esquisto Mancos ).
Los primeros sedimentos conocidos de la zona se depositaron cuando un mar poco profundo invadió la tierra en el Pérmico. Al principio se depositó arenisca , pero luego le siguió caliza a medida que el mar se hacía más profundo. Después de que el mar retrocediera en el Triásico , los arroyos depositaron limo antes de que la zona se elevara y sufriera erosión . Más tarde se añadieron conglomerados seguidos de troncos, arena, barro y cenizas volcánicas transportadas por el viento . A mediados y finales del Triásico se produjo una aridez creciente, durante la cual se depositaron grandes cantidades de arenisca junto con algunos depósitos de arroyos de movimiento lento . Cuando otro mar comenzó a regresar, inundó periódicamente la zona y dejó depósitos de evaporita . Las islas de barrera , los bancos de arena y, más tarde, las marismas aportaron arena para la arenisca, seguida de cantos rodados para el conglomerado y barro para la pizarra. El mar se retiró, dejando arroyos, lagos y llanuras pantanosas para convertirse en el lugar de descanso de los sedimentos. Otro mar, el Mar Interior Occidental , regresó en el Cretácico y dejó más arenisca y pizarra para luego desaparecer a principios del Cenozoico .
Hace entre 70 y 50 millones de años, la orogenia Laramide , un importante evento de formación 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 pliegue Waterpocket de la zona . El levantamiento más reciente de toda la meseta de Colorado y la erosión resultante han expuesto este pliegue en la superficie solo en los últimos 15 a 20 millones de años. Las eras de hielo en el Pleistoceno aumentaron la tasa de precipitación y erosión. Las partes superiores agrietadas del pliegue Waterpocket se vieron especialmente afectadas y el pliegue en sí quedó expuesto y diseccionado.
Algunos conceptos importantes: Una formación es una unidad geológica formalmente definida y nombrada con características únicas. Esas características se crearon durante un período de tiempo prácticamente ininterrumpido y son resultado del entorno de sedimentación específico en el que se estableció la formación. Un miembro es una unidad menor en una formación y un estrato es una subunidad distinta de un miembro. Los grupos son conjuntos de formaciones que están relacionadas de maneras significativas, como, por ejemplo, que todas se depositaron durante un período seco que duró millones de años o como resultado de un océano que inundó periódicamente la misma área durante millones de años.
Los distintos tipos de discordancias son lagunas en el registro geológico. Dichas lagunas pueden deberse a una ausencia prolongada de deposición o a una erosión posterior que elimina unidades de roca depositadas previamente. Las siguientes secciones están ordenadas de las unidades de roca más antiguas a las más recientes para crear una historia geológica de los acontecimientos. Este es el orden opuesto al 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 .
A principios del Pérmico , Utah se encontraba en una plataforma continental que ocasionalmente estaba cubierta por un brazo poco profundo del océano Panthalassa . [2] Esa parte de Laurasia se encontraba en un margen continental pasivo , no muy diferente de la actual costa occidental de África ecuatorial. Las formaciones resultantes son parte de la Formación Cutler de aproximadamente 290 a 250 millones de años [3] (llamada grupo localmente) [4] Utah estaba casi en el paleoecuador cuando se depositaron los primeros miembros de la Formación Cutler, pero había migrado casi a 10° de latitud norte hace unos 275 millones de años. [3] La Cutler registra sedimentación durante este tiempo y está compuesta por cuatro miembros (del más joven al más antiguo):
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 los trata como una sola unidad estratigráfica allí. [5] White Rim y Cedar Mesa están compuestos de dunas de arena fosilizadas con estratificación cruzada que probablemente se depositaron en un entorno costero árido que se inundaba periódicamente con agua de mar . La arena en estas formaciones está algo clasificada por tamaño, bien redondeada (desgastada por la abrasión) y varía de muy fina a mediana. [6]
Se pueden encontrar buenos afloramientos de Cedar Mesa, de 240 m (800 pies ) de espesor, y White Rim, de 128 m (420 pies) de espesor, en el fondo de Sulphur Creek y en el fondo de Circle Cliffs, fuera del límite occidental del parque. [7] En otras áreas, Organ Rock Shale se encuentra entre Cedar Mesa y White Rim, pero sobresale al este del parque. Tanto el Elephant Canyon, enterrado localmente, como el Organ Rock desaparecido están expuestos en el cercano Parque Nacional Canyonlands, a 100 km (60 millas ) al este (consulte la 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 caliza Kaibab, de hasta 200 pies (60 m) de espesor local . [8] Esta es la misma formación de color gris claro a blanco que bordea el Gran Cañón al 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 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 formador de acantilados en Capitol Reef solo se pueden ver en los cañones más profundos ubicados en la parte más occidental del parque. [8] El retroceso del mar Kaibab a mediados del Pérmico expuso su lecho marino a la erosión, lo que dio lugar a canales de 100 pies (30 m) de profundidad y a la creación de una brecha en el registro geológico llamada discordancia . [8]
Las condiciones climáticas locales eran más húmedas y tropicales en el Triásico Temprano que antes. En el área del Arrecife Capitol, la Formación Moenkopi resultante se divide en cuatro miembros (del más antiguo al más reciente): [6]
A lo largo de las laderas inferiores de los acantilados orientados al oeste del pliegue Waterpocket se encuentran afloramientos distintivos del Moenkopi más alto. El levantamiento y la posterior erosión parcial del Moenkopi crearon una discordancia de aproximadamente 6 millones de años de duración que perduró durante todo el Triásico medio. [6]
El Black Dragon, que forma una pendiente de 15 a 34 m (50 a 110 pies) de espesor, está compuesto de conglomerado rojizo , arenisca y limolita que probablemente se depositaron en una llanura costera seguida de una planicie de marea . [6] Los clastos de sílex de la piedra caliza Kaibab subyacente forman parte de los conglomerados en la base del miembro, mientras que las marcas de ondulación y las grietas de lodo son comunes en sus partes superiores. También son comunes en las partes superiores del miembro delgadas intercalaciones de roca carbonatada con algunos fósiles. [6]
Más tarde, a principios del Triásico, se depositó un lodo calizo fangoso, rico en fósiles, con pequeñas cantidades de limo y arena , a medida que un brazo de océano de corta duración cubría la región. Esto creó el miembro localmente de piedra caliza Sinbad de color amarillento de 70 a 140 pies (21 a 43 m) de espesor de Moenkopi. [6] Algunos de los fósiles encontrados en esta capa incluyen el género de braquiópodos Lingula y el género de amonitas Meekoceras . [6]
Una zona de mareas regresó brevemente a la zona después de que el mar se retirara. Esto creó la limosita y la arenisca de grano fino de color marrón rojizo a chocolate de entre 76 y 98 m (250 a 320 pies) de espesor local del Miembro Torrey de Moenkopi. [9] Algunas de las capas de grano más fino muestran marcas de ondulación y grietas de lodo, mientras que la arenisca tiene estratificación cruzada horizontal y de ángulo bajo. En esta capa se encuentran huellas fosilizadas de anfibios y reptiles de tamaño pequeño a grande , 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]
Entre el 30 y el 40% de la piedra en la unidad superior está laminada ondulada, mientras que la unidad inferior no tiene estructura o está laminada horizontalmente. [10] Se encuentran buenas exposiciones de la unidad superior laminada ondulada en la parte inferior del Templo Egipcio.
Un sistema de corrientes complejo, de velocidad relativamente alta y probablemente entrelazado 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 las corrientes a medida que migraban sobre una cuenca en hundimiento para formar la 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 (del más antiguo al más joven): [10]
Juntos forman las laderas y colinas redondeadas de color púrpura y naranja que ocasionalmente se encuentran sobre acantilados blancos a lo largo de la cara oeste de Waterpocket Fold. [10]
Los lechos discontinuos de sedimentos se depositaron en amplios canales erosionados en el Moenkopi, creando el Miembro Shinarump de la Formación Chinle, que forma acantilados de color blanco a gris amarillento de entre 0 y 27 m (0 a 90 pies) de espesor. [10] El Shinarump está hecho de arenisca de grano fino a grueso, friable y estratificada cruzadamente de ángulo bajo a alto, intercalada con conglomerado . Buenos afloramientos del Shinarump se encuentran cerca de la entrada oeste del parque, que cubren elementos 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 velocidad más lenta de los arroyos que los depositaron. [7]
Un sistema fluvial luego migró hacia el norte y se transformó en un gran lago o pantano . Mientras esto ocurría, se depositaron arcilla rica en bentonita (formada en parte a partir de ceniza volcánica que brotó de volcanes cercanos ) y arena arcillosa de estratificación cruzada con algunas capas intermedias y lentes de exudado de cal . Esto eventualmente se convirtió en la arcilla gris violácea clara , la arenisca y la roca carbonatada del Miembro Monitor Butte de Chinle. Los peces pulmonados excavaron madrigueras que miden 5 pulgadas (13 cm) de diámetro y 5 pies (1,5 m) de largo en el Monitor Butte. [10] Este miembro se destaca fácilmente en las laderas bajas a medias de la cara oeste de Waterpocket Fold en lugares como The Castle y a lo largo de los acantilados justo al norte de la Ruta Estatal 24 cuando ingresa al parque.
Ríos muy sinuosos cubrieron el área en el Triásico tardío, formando los sedimentos del Miembro del Bosque Petrificado de Chinle. El Bosque Petrificado está compuesto de limolitas entrecruzadas de color naranja rojizo ricas en bentonita y areniscas de cuarzo de grano fino arcillosas . La parte inferior de este miembro forma pendientes con cárcavas y la parte superior forma un acantilado resistente llamado "lecho del arrecife Capitol". En el Miembro del Bosque Petrificado se encuentran nódulos de carbonato junto con bivalvos fósiles , coprolitos , caracoles marinos , placas dentarias de peces pulmonados y tetrápodos . [10]
La deposición de una serie de lagos domina entonces el registro geológico, dando como resultado el Miembro Owl Rock de Chinle de 150 a 200 pies (45 a 60 m) de espesor localmente. [10] Owl Rock está hecho de lutitas moradas y anaranjadas , areniscas de grano fino y limolitas con intercalaciones de piedra caliza micrítica y nudosa de color verde a rosa moteada de 1 a 10 pies (30 a 300 cm) de espesor. [10] Las grietas de lodo de desecación fosilizadas de 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] También se encuentran en Owl Rock trazas fósiles de madrigueras cilíndricas y fósiles de ostrácodos . Owl Rock se erosiona en pendientes cubiertas de basura y se encuentra directamente debajo de Wingate Sandstone a lo largo de la cara oeste de Waterpocket Fold.
Las tres formaciones del Grupo Glen Canyon se formaron a mediados y finales del Triásico durante una época de creciente aridez. El movimiento ligeramente en el sentido de las agujas del reloj y hacia el norte de la placa norteamericana estaba llevando la zona a un cinturón climático más seco. La dirección de la estratificación cruzada en las dunas de arena del Grupo Glen Canyon sugiere que los vientos predominantes del norte transportaron la arena a la región. [3] Los afloramientos de las tres formaciones del Grupo Glen Canyon son las capas de roca expuestas más prominentemente en la columna vertebral del pliegue Waterpocket . [7] Juntos alcanzan un espesor de 1.500 a 2.700 pies (460 a 820 m) en el área y sus areniscas se ven en muchos de los arcos, domos y cañones de ranura en Capitol Reef. [11] Son, desde el más antiguo (más bajo) hasta el más joven (más alto);
Las dunas de arena migraron de un lado a otro en la costa del mar de Sundance , creando la arenisca Wingate, que forma un acantilado de 107 m (350 pies) de espesor. [7] Esta formación está compuesta por dunas de arena fosilizadas de color naranja con estratificación cruzada hechas de arena de cuarzo de grano fino y bien redondeada. Los afloramientos Wingate se encuentran coronando el escarpe occidental de Waterpocket Fold. Es fácil ver ejemplos destacados cerca del Centro de visitantes en los acantilados de Fruita y en The Castle.
El clima se volvió más húmedo más tarde en el Triásico. Los arroyos trenzados que fluían lentamente hacia el suroeste depositaron capas delgadas de arena, limo, barro y guijarros en canales, a través de llanuras de inundación bajas y en lagos. Se pueden encontrar huellas fosilizadas de dinosaurios y tritilodontes similares a cocodrilos en esta formación de pendiente de cornisa de 350 pies (107 m) de espesor, llamada Kayenta. [7] Kayenta se erosiona en tres unidades: una cornisa inferior y un acantilado medio que están dominados por arenisca de estratificación cruzada y una pendiente superior que tiene relativamente más limo. 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 el marcador de milla 82. [11]
Un enorme desierto parecido al Sahara, al que los geólogos llaman erg , invadió entonces la zona, cubriéndola con 240 a 335 m (800 a 1100 pies) de dunas de arena fosilizadas acumuladas de color blanco a tostado. [11] La formación resultante, llamada arenisca Navajo, está compuesta de arenisca de estratificación cruzada y muy limpia con arena bien redondeada, generalmente de grano muy fino y helada. Alcanzó su mayor espesor, 610 m (2000 pies) en lo que ahora es el Parque Nacional Zion (véase geología del área de los cañones Zion y Kolob ). La composición de estratificación cruzada de Navajo conduce a la formación de cañones curvilíneos y domos redondeados como Capitol Dome y Navajo Dome . En otros lugares forma acantilados masivos y monolitos . La erosión posterior niveló las cimas de las dunas de arena y las dejó en capas de hasta 18 m (60 pies) de espesor fáciles de discernir. [11]
Los cambios frecuentes pero de corta duración en el nivel del mar durante el Jurásico medio y tardío inundaron periódicamente el área con extensiones poco profundas del océano. [11] El Grupo San Rafael resultante está compuesto por cuatro formaciones que se depositaron sobre la superficie de erosión regionalmente rastreable del Grupo Glen Canyon. Las formaciones del Grupo San Rafael son (de la más antigua a la más joven);
Las formaciones de San Rafael se pueden ver en la parte inclinada hacia el este del pliegue Waterpocket.
Las condiciones climáticas aún eran áridas cuando la arenisca Page, de entre 0 y 30 m (0 y 100 pies) de espesor, se depositó por encima del alcance de la marea alta pero cerca de la orilla de un mar que avanzaba ( condiciones similares a las de sabkha ). [12] Esta formación se compone de tres miembros;
Juntos, se colocaron sobre las dunas de arena de Navajo mientras el mar inundaba lentamente el vasto desierto. Se puede ver un afloramiento del miembro Judd Hollow desde el marcador de milla 86,5 como un acantilado rojo sobre las cataratas del río Fremont. La arenisca con estratificación cruzada justo encima del acantilado rojo es un ejemplo del miembro Thousand Pockets.
En el Jurásico medio, se depositaron yeso , arena y limo calizo en lo que pudo haber sido un foso que estaba periódicamente cubierto por agua de mar y, por lo tanto, un lugar donde las inundaciones repetidas fueron seguidas por la evaporación . [13] La Formación Carmel resultante está compuesta de 200 a 1000 pies (60 a 300 m) de limolita, lutita y arenisca de color marrón rojizo que se alterna con yeso gris blanquecino y piedra caliza rica en fósiles en un patrón de bandas. Los fósiles incluyen bivalvos marinos y amonitas. [14] La mayor parte de Carmel ha sido removida de la cresta de Waterpocket Fold, pero se pueden ver afloramientos que cubren el Trono Dorado y sobre varias cúpulas en el área. También se puede ver como espolones de forma triangular de color marrón rojizo llamados 'flatirons' que forman la muralla oriental de Waterpocket Fold.
Un entorno cercano a la costa dominado por islas de barrera, bancos de arena y marismas regresó más tarde a la región. La arena y el limo depositados crearon la arenisca de color naranja rojizo de Entrada de 400 a 900 pies (120 a 275 m) de espesor. [14] Los sistemas de unión distintivos en la Entrada conducen a la formación de catedrales y monolitos en Cathedral Valley de Capitol Reef, arcos en el Parque Nacional Arches y 'goblins' (el nombre local para hoodoos ) en el cercano Goblin Valley State Park . Las exposiciones de Entrada en la parte sur del parque están hechas principalmente de limositas 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 estratificación cruzada y se erosionan en acantilados con cada vez menos pendientes.
La arena y el limo de grano fino mezclados con cal arenosa se depositaron como sedimentos sobre la arenisca de Entrada, formando la Formación Curtis resistente a la erosión, de entre 0 y 175 pies (53 m) de espesor. [14] Un silicato de hierro y potasio verde llamado glauconita en la Curtis indica que se depositó en un mar poco profundo. Los afloramientos de la Curtis de color 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 llanura de marea regresaron a medida que el mar poco profundo que creó la Formación Curtis se retiraba de la tierra. Se depositaron como sedimentos capas delgadas de lutita de color marrón rojizo alternadas con capas menos frecuentes de arenisca y caliza de color gris verdoso, formando la Formación Summerville, de entre 15 y 75 m (50 a 250 pies) de espesor. [14] Esta formación se erosiona en acantilados y pendientes con salientes y se puede ver por encima de la roca de cobertura de Curtis en Cathedral Valley. Se encuentran grietas de lodo fosilizadas y marcas de ondulación en Curtis junto con capas ricas en yeso de hasta 8,5 m (28 pies) de espesor.
Nuevamente por encima del 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 más antiguo al más joven);
El Miembro Tidwell, de 50 a 100 pies (15 a 30 m) de espesor, es difícil de reconocer localmente y, por lo tanto, puede o no estar en las rocas del área. [14] Afloramientos más fáciles de identificar y estudiar en otras partes del sureste de Utah indican que fueron depositados en lagunas hipersalinas .
Posteriormente, los arroyos serpenteantes y las llanuras de inundación depositaron arcilla, lodo, limo, arena entrecruzada y guijarros , formando el Miembro Salt Wash, que tiene un espesor local de 30 a 150 m (100 a 500 pies). [14] Los lechos de arcilla y lutita de este miembro se erosionan en pendientes grises que pueden exhibir colores marrón, rojo, amarillo y verde. La arenisca Salt Wash está moderadamente clasificada y tiene un grano fino a medio, mientras que los lechos de conglomerado de guijarros están hechos de pedernal con pequeñas cantidades de piedra caliza rica en sílice . Ambos tipos de lechos se erosionan en cornisas y pequeños acantilados. El Salt Wash fue minado localmente en la década de 1950 para extraer mineral de uranio . [15]
El miembro Brushy Basin, de 60 a 105 m (200 a 350 pies) de espesor, está compuesto de arcilla, lutita y limolita con pequeñas cantidades de conglomerado y arenisca. [14] Las arcillas en este miembro son ricas en esmectita y, por lo tanto, tienden a hincharse cuando están húmedas y secas hasta formar una superficie desmenuzada que se parece un poco a las palomitas de maíz. Los huesos de dinosaurio 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 fondo del lago y las arcillas de las llanuras aluviales. Se pueden ver buenas exposiciones del miembro Brushy Basin en las colinas de bentonita.
El Cretácico temprano trajo consigo una deposición continental dominada por ríos en la zona. Las areniscas y las lutitas se acumularon para formar la Formación Cedar Mountain, que tiene de 0 a 166 pies (50,5 m) de espesor y forma una pendiente . El Miembro 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 del Cedar Mountain, 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 peces , polen y un género de helechos llamado Tempskya . [16]
El margen continental pasivo se volvió activo cuando la placa Farallón comenzó a sumergirse por debajo de la placa norteamericana . Los geólogos llaman al evento de formación de montañas resultante la orogenia Sevier . Las fuerzas de compresión desprendieron unidades sedimentarias a lo largo del oeste de Utah y Nevada de sus rocas del basamento precámbrico y las empujaron hacia el este. [3] El peso de la alta cadena montañosa resultante que se formó al oeste, bajó gran parte de Utah y permitió que el mar la invadiera. Esto se convirtió en un vasto mar que dividió periódicamente América del Norte en el Cretácico llamado la Vía Marítima Interior Occidental . [17]
Los sedimentos no marinos de la arenisca Dakota, de entre 100 y 94 millones de años de antigüedad, se depositaron en la orilla de esta vía marítima a principios del Cretácico. [17] La formación de hasta 150 pies (45 m) de espesor consiste en arenisca de grano fino de color canela a gris parduzco rica en cuarzo que está intercalada con capas delgadas de esquisto rico en carbono , carbón y conglomerado. [17]
En la parte inferior de la formación se encuentra madera petrificada , mientras que en las capas superiores se encuentran bivalvos marinos fosilizados, como Corbula y Pycnodonte newberryi . Esta progresión fósil muestra un registro de inundaciones que crearon la vía marítima. Los Dakota erosionan pequeños acantilados y lomos de cerdo que se pueden ver en la sección sur del parque. [18]
Hace aproximadamente entre 94 y 85 millones de años, la vía marítima avanzó y retrocedió hacia la tierra mientras formaba la pizarra de Mancos . [17] Mancos está compuesta principalmente de pizarra , pero dos de sus miembros, Ferron y Muley Canyon, son areniscas que se formaron cuando el nivel relativo del mar bajó temporalmente. Los cinco miembros de Mancos, del más antiguo al más joven, son:
Partes de esta formación se encuentran en algunas mesetas y cerros en la zona más meridional del parque y en tierras baldías al este del parque. [19]
Las condiciones marinas abiertas crearon el Miembro de Esquisto Tununk, que forma una pendiente con barrancos y tiene entre 12 y 220 m (40 a 720 pies) de espesor. Está formado por esquisto gris azulado con lutita intercalada, arenisca de grano fino y limolita. El Tununk se erosiona en una pendiente y es localmente rico en fósiles. [20] Está expuesto de forma más prominente en el Desierto Azul inmediatamente al sureste del Valle de la Catedral y contiene ejemplos fosilizados de cefalópodos , bivalvos y escamas de peces .
Luego, un sistema de delta y río dominado por las olas se extendió por el área, creando la arenisca Ferron, que forma acantilados de entre 62 y 117 m (205 a 385 pies) de espesor. Está compuesta de arenisca marrón de grano fino junto con arenisca blanca de estratificación cruzada con esquisto gris rico en carbonato intercalado. [20] El bivalvo marino Inoceramus y fósiles traza de Ophiomorpha se encuentran en la parte inferior de este miembro. La arenisca Ferron al norte del área contiene vetas de carbón en su parte superior, lo que impulsó a algunos geólogos petroleros a estudiar este miembro para modelar las regiones petroleras.
Las condiciones marinas abiertas regresaron en el Cretácico Superior, formando la formación de pendientes de Blue Gate Shale, de entre 365 y 460 m (1200 a 1500 pies) de espesor. Este miembro está compuesto de arcillas ricas en bentonita, limolita y algo de arenisca. Se erosiona en pendientes con cárcavas de apariencia similar a la de Tununk Shale. La presencia de dos especies de foraminíferos planctónicos en la parte superior de Blue Gate, Clioscaphites vermiformis y Clioscaphites choteauenis , se utilizó para datar este miembro.
Una antigua línea costera se acercó nuevamente a la zona, lo que dio lugar a la formación del Miembro Muley Canyon, de entre 300 y 400 pies (90 a 120 m) de espesor. Está compuesto por arenisca de grano fino y estratos uniformes y lutitas ricas en carbono. Se encuentran capas de carbón en las partes superiores de este miembro, lo que indica condiciones de llanura costera continental en ese momento.
Se depositaron capas alternas de sedimentos marinos y no marinos poco profundos a medida que la línea de costa fluctuaba de un lado a otro sobre el área. Estos sedimentos se convirtieron en el Miembro Masuk, de entre 200 y 230 m (650 a 750 pies) de espesor. [21] El Masuk está formado por areniscas entrecruzadas 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 estaban reduciendo por la erosión. Las playas de barrera y los deltas de los ríos migraron hacia el este hacia la vía marítima. La Formación Mesaverde resultante, de 300 a 400 pies (90 a 120 m) de espesor, consiste en arenisca de estratificación gruesa y cruzada de color marrón claro a gris oscuro con intercalaciones de esquisto gris oscuro y lenguas entrelazadas con el Miembro Masuk del esquisto Mancos suprayacente. [22] Solo se encuentran pequeños restos que cubren algunas mesetas en la sección oriental del parque.
La orogenia Laramide compactó la región desde hace unos 70 a 50 millones de años y en el proceso creó las Montañas Rocosas . Muchos monoclinales (un tipo de pliegue ascendente suave en los estratos rocosos) también se formaron por las profundas fuerzas de compresión de Laramide. Uno de esos monoclinales , llamado el pliegue Waterpocket , es la principal característica geográfica del parque. El pliegue de 100 millas (160 km) de largo tiene una alineación norte-sur con un lado inclinado hacia el este . Las capas de roca en el lado oeste del pliegue Waterpocket se han levantado más de 7000 pies (2100 m) más alto que las capas del este. [23] Por lo tanto, las rocas más antiguas están expuestas en la parte occidental del pliegue y las rocas más jóvenes en la parte oriental. Este pliegue en particular puede haberse creado debido al movimiento a lo largo de una falla en las rocas del basamento precámbrico ocultas muy por debajo de cualquier formación expuesta. Los pequeños terremotos centrados debajo del pliegue en 1979 pueden deberse a una falla de este tipo. [24]
Contemporáneamente con la formación del pliegue Waterpocket se desarrolló una cuenca intermontana (entre montañas) en el área. El lago Uinta llenó esta cuenca con agua de arroyo derivada del norte y el 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 9000 pies (2740 m). [17] Flagstaff es una capa de color blanco, rica en fósiles, que está compuesta de piedra caliza, toba y conglomerado que se erosiona en cornisas y pendientes. [20]
Las fuerzas compresivas causadas por la orogenia Laramide fueron seguidas por un estiramiento menor a medida que se establecía un nuevo equilibrio. Esto creó debilidades en la corteza que permitieron que el magma se introdujera 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 introdujo a través y entre las formaciones hace unos 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 posterior eliminó preferentemente la roca sedimentaria más blanda que inicialmente sepultó los diques, umbrales y tapones volcánicos, a menudo dejándolos en relieve . [25] Se pueden ver ejemplos en South Desert y Cathedral Valley en el extremo norte del pliegue.
Hace entre diez y 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 prácticamente 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 ocurrió 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. La atracción de la gravedad , en forma de desprendimientos de rocas o deslizamientos de rocas, juega un papel importante en la conformación de las líneas de los acantilados. El viento es un agente de erosión menor aquí.
El sistema de drenaje de la zona se reorganizó y se hizo más empinado a medida que se elevaba el pliegue Waterpocket. Los arroyos más grandes, como el río Fremont , tenían más probabilidades de seguir el ritmo de la elevación al descender más rápido hacia el pliegue Waterpocket. Otros arroyos, como Sand Creek, cambiaron su curso al fluir en paralelo al pliegue y cortar formaciones menos resistentes. Sin embargo, otros arroyos intentaron seguir el ritmo de la elevación excavando cañones de ranura solo para cambiar de curso más tarde, dejando sus cañones literalmente altos y secos. [27] Un total de 7000 pies (2100 m) de sedimento mesozoico y cenozoico suprayacente ha sido eliminado por la erosión en el área. [28]
Condiciones más húmedas y frías se desarrollaron durante la época del Pleistoceno y regresaron brevemente a través de al menos dos episodios neoglaciales ( pequeñas edades de hielo ) en la época actual, el Holoceno . [29] Los diversos ríos y arroyos en el área se llenaron por el aumento de las precipitaciones y con el agua de deshielo de los glaciares de montaña en las montañas Henry al este y la meseta Aquarius al oeste del parque. [30] Las inundaciones repentinas , el desgaste masivo de las laderas, el acuñamiento de las heladas 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 se depositaron sobre el área del parque por corrientes de agua de deshielo de los glaciares, deslizamientos de rocas e inundaciones . [31]