La geología expuesta del área del Cañón Bryce en Utah muestra un registro de deposición que cubre la última parte del Período Cretácico y la primera mitad de la era Cenozoica en esa parte de América del Norte . El antiguo entorno de depósito de la región alrededor de lo que hoy es el Parque Nacional Bryce Canyon variaba desde el mar cálido y poco profundo (llamado vía marítima del Cretácico ) en el que se depositaron la arenisca de Dakota y el esquisto tropical hasta los arroyos y lagos frescos que aportaban sedimentos al colorido Formación Claron que domina los anfiteatros del parque.
También se formaron otras formaciones, pero en su mayoría fueron erosionadas tras el levantamiento de la orogenia Laramide que comenzó hace unos 70 millones de años ( Mya ). Este evento elevó las Montañas Rocosas muy hacia el este y provocó la retirada del mar que cubría la zona del Cañón Bryce. Después de que terminó la construcción de la montaña Laramide, hace unos 15 millones de años, una gran parte del oeste de América del Norte comenzó a extenderse hacia la topografía cercana de Basin and Range . El área metropolitana de Bryce fue levantada como parte de las Altas Mesetas por las mismas fuerzas. El levantamiento de las mesetas de Colorado y la apertura del Golfo de California durante 5 millones de años cambiaron el drenaje del río Colorado y sus afluentes, incluido el río Paria , que se está erosionando hacia arriba entre dos mesetas adyacentes al parque. El levantamiento provocó la formación de juntas verticales que luego fueron preferentemente erosionadas para formar los pináculos independientes llamados Hoodoos , Badlands y Monolitos que vemos hoy.
Las formaciones expuestas en el área del parque forman parte de la Gran Escalera . Los miembros más antiguos de esta súper secuencia de unidades rocosas están expuestos en el Gran Cañón , los intermedios en el Parque Nacional Zion , y sus partes más jóvenes están descubiertas en el área de Bryce Canyon. Se produce una pequeña superposición dentro y alrededor de cada parque.
Las rocas expuestas en Bryce Canyon son aproximadamente 100 millones de años más jóvenes que las del cercano Parque Nacional Zion , y las rocas expuestas en Zion son más jóvenes que las del Gran Cañón al sur.
Sin embargo, hay unidades de roca compartidas entre los tres, lo que crea una supersecuencia de formaciones que los geólogos llaman la Gran Escalera. Juntas, las formaciones de la Gran Escalera registran casi 2.000 millones de años de la historia de la Tierra . Las formaciones de Bryce Canyon son las unidades más jóvenes conocidas en Grand Staircase. Las unidades de roca más jóvenes, si alguna vez existieron, han sido eliminadas por la erosión .
En el Cretácico , una vía marítima poco profunda se extendió hacia el interior de América del Norte desde el Golfo de México en el sur hasta Utah y más tarde hasta el Océano Ártico en el extremo norte. [1] Los geólogos llaman a este mar poco profundo la vía marítima del Cretácico o la vía marítima interior occidental. La vía marítima dividió América del Norte en dos mitades: una parte oriental dominada por los ya antiguos Montes Apalaches y una parte occidental compuesta principalmente por las aún crecientes Montañas Sevier; [1] formado a partir de fallas de empuje poco profundas causadas por la orogenia de Sevier . [2] A medida que la costa se movía hacia adelante y hacia atrás, el área de Bryce pasó de ser parte de la masa continental de Sevier a estar bajo la vía marítima del Cretácico. Como resultado, capas alternas de sedimentos no marinos, intermareales y marinos se superponen.
Conglomerados , limolitas y areniscas ricas en fósiles que en conjunto tienen hasta 300 pies (90 m) de espesor marcan la llegada de la vía marítima del Cretácico. [1] Llamada arenisca de Dakota , es la formación más antigua expuesta en el área del Cañón Bryce, pero la más joven expuesta en el área de los cañones Zion y Kolob al suroeste. En Dakota se encuentran abundantes cantidades de madera petrificada , criaderos de ostras que contienen millones de fósiles y carbón . [1] En el área del Cañón Bryce, esta formación se puede ver en el Valle de Paria, donde se encuentra como un manto de arena litificada que probablemente se acumuló en playas , lagunas y vastos pantanos productores de carbón a medida que la vía marítima del Cretácico transgredió (avanzó tierra adentro). ) sobre la región y luego se retiró. [3] Se asienta de manera discordante sobre formaciones jurásicas mucho más antiguas que no están expuestas en el área inmediata (ver geología del área de los cañones de Zion y Kolob para una discusión sobre estos sedimentos más antiguos).
Se depositaron barro y limo sobre la Formación Dakota a medida que la vía marítima se hizo más profunda y tranquila en el área. [3] El Tropic Shale resultante de color gris oscuro a negro registra la transgresión máxima de la vía marítima hacia Utah y tiene 1000 pies (300 m) de espesor en el Anfiteatro de Paria. [1] Forma las tierras baldías sin vegetación que se ven en el Valle Trópico y es quizás la formación más rica en fósiles de la zona; que contiene numerosos amonites de concha recta y enrollados . [1]
La vía marítima del Cretácico ya se estaba retirando hacia el este y el sur cuando se depositó la Formación de Acantilados Rectos de 1,700 pies (500 m) de espesor. [4] Sus miembros representan varias etapas de este proceso. La arenisca que forma acantilados del miembro Tibbet Canyon se depositó de manera conformable en la parte superior de Tropic Shale en ambientes marinos poco profundos y luego cerca de la costa. La esquisto y la arenisca del miembro Smoky Hollow se depositaron sobre su capa basal de lutita rica en carbón en pantanos y lagunas costeras en la orilla de la vía marítima. Mientras que las capas alternas de esquisto y arenisca mezcladas con enormes depósitos de carbón del miembro John Henry se depositaron en pantanos, lagunas y ambientes fluviales , un miembro, el Drip Tank, no se encuentra en el área de Bryce Canyon. [4] Esta formación se erosiona en acantilados y escarpes casi imposibles de escalar de areniscas de color blanquecino a gris amarillento con capas intercaladas comparativamente delgadas de esquisto y lutita. Los dientes de tiburón se encuentran en las partes inferiores de la formación. [1]
Los lagos y ríos que fluyen hacia el este se convirtieron en el lugar de descanso dominante de los sedimentos tras el retroceso de la vía marítima del Cretácico. Las lutitas y areniscas de la Formación Wahweap , localmente de 700 pies (200 m) de espesor, se depositaron en agua en movimiento (entorno fluvial). [4] Esta formación es parte de los Acantilados Grises de la Gran Escalera mencionados anteriormente. Contiene abundantes fósiles de vertebrados , incluidos dinosaurios como los hadrosaurios . [1]
En la zona se desarrolló una llanura aluvial atravesada por ríos y lagos. El barro y la arena se acumularon en este entorno para convertirse en areniscas grises y lutitas de la Formación Kaiparowits . Esta formación tiene hasta 30 m (100 pies) de espesor en el área del Cañón Bryce, pero otras partes de Kaiparowits en la región tienen varios cientos de pies (decenas de metros) de espesor. [4] Dos formaciones, Canaan Peak y Pine Hollow, se encuentran en la cima de los Kaiparowits en otras partes de la región, pero están ausentes en el área de Bryce Canyon. Las areniscas y conglomerados de estas formaciones registran deposiciones de arroyos y ríos a partir de la época del Paleoceno . [4]
El levantamiento causado por un episodio de formación de montañas llamado orogenia Laramide duró desde finales del Cretácico, alrededor de 70 millones de años, hasta principios del Paleoceno. Esto elevó hacia el cielo las tierras altas que alguna vez fueron más bajas, mientras que las cuencas bajas entre ellas disminuyeron gradualmente. [5] La compresión del evento Laramide deformó el terreno en el área para formar el anticlinal de Bryce Canyon con una inclinación de hasta 5 °. Todas las formaciones Canaan Peak, Pine Hollow, Kaiparowits y Waheap, junto con parte de los Straight Cliffs subyacentes, fueron eliminadas de la cresta del anticlinal por erosión antes de que se depositara la Formación Claron. [6] Por lo tanto, existe una discordancia angular a lo largo de la cresta del anticlinal. El parque también se encuentra en el flanco occidental que se inclina suavemente del levantamiento Kaibab, mucho más grande, que también se formó como resultado de Laramide. [2]
El levantamiento del Laramide se detuvo brevemente en el Eoceno . [2] Arroyos serpenteantes fluían lentamente sobre las amplias y casi uniformes llanuras resultantes. Inundaciones periódicas pero extensas inundaron grandes áreas tal vez una vez cada 1.000 años; esparciendo barro, cantos rodados y limo fino sobre las llanuras. [4] La erosión incidió estos depósitos entre las inundaciones y el crecimiento de las plantas fue abundante. La oxidación del hierro en el barro y el limo convirtió el suelo en hematita , dándole un tono rosado y rojo. Estos sedimentos fueron posteriormente litificados en el Miembro Rosa de hasta 700 pies (200 m) de espesor de la Formación Claron de edad local del Eoceno (anteriormente llamada Formación Wasatch). [4] Los conglomerados canalizados de este miembro se pueden ver fácilmente en Red Canyon a lo largo de la ruta estatal 12, mientras que sus limos y lutitas componen la mayoría de las frágiles y coloridas agujas del parque llamadas Hoodoos . El geólogo Clarence Dutton llamó al miembro inferior rico en óxido de hierro de la serie Claron los Acantilados Rosados debido a su apariencia colorida. [5]
Un gran sistema de lagos poco profundos pero extensos y deltas asociados cubría varios miles de kilómetros cuadrados de lo que hoy es el noroeste de Colorado y el suroeste de Utah y Wyoming . [7] Estos lagos existieron desde el Paleoceno hasta mediados del Oligoceno , pero no se extendieron al área del Cañón Bryce hasta el Eoceno. [4] En este sistema se depositaron grandes cantidades de sedimentos del lecho del lago durante los 20 millones de años de su existencia, hace aproximadamente 60 a 40 millones de años. [7] El cambio climático y los ciclos hicieron que los lagos del sistema se expandieran y contrajeran con el tiempo. Al hacerlo, dejaron camas de diferente espesor y composición apiladas unas sobre otras; [5]
Los exudados calcáreos y el barro se litificaron posteriormente para formar la piedra caliza y la limolita intercalada del Miembro Blanco del Claron, de hasta 300 pies (90 m) de espesor. [4] Este miembro se erosiona formando monolitos de color blanco que se encuentran sólo en las elevaciones más altas de la meseta de Paunsaugunt . Los fósiles son raros en el Miembro Blanco y consisten principalmente en caracoles y almejas de agua dulce , lo que indica que los lagos albergaban poca vida. [4] La mayoría de los arcos y puentes naturales del parque, incluido el famoso Puente Natural , fueron tallados en lechos de arenisca en Claron.
Una brecha en el registro geológico posterior a la deposición de la Formación Claron fue interrumpida hace 34 a 31 millones de años por erupciones del cercano campo volcánico Marysvale , que se encuentra al noroeste del parque. [8] [9] Las cenizas volcánicas y la lava de estos flujos se encuentran a menos de 20 millas (30 km) del Cañón Bryce, pero es probable que al menos algo de material volcánico se depositara directamente en el área del parque para luego ser eliminado por la erosión. [2]
La mayor parte de la actividad en el campo volcánico de Marysvale ocurrió durante tres intervalos separados; ~ 34 a 22 millones de años, 22 a 14 millones de años y 9 a 5 millones de años. [9] Dacitas y andesitas hicieron erupción sobre un batolito en evolución en el primer intervalo. "Ceniza rica en cristales de la caldera Three Creeks de 27 millones de años (myo), la caldera Big John de 24 myo y la caldera Monroe Peak de 23 myo se endurecieron hasta convertirse en toba" . [9] El segundo y tercer intervalos vieron erupciones de grandes cantidades de riolitas . En el segundo intervalo hizo erupción una riolita rica en álcalis de la caldera del Monte Belknap, de 19 millones de años. [9]
El campo volcánico de Marysvale colapsó por su propio peso hace unos 20 millones de años; probablemente debido a debilidades en las evaporitas de la Formación Carmel a unos 5.000 pies (2.000 m) debajo. [2] El plegamiento y la falla de la Formación Claron debido al colapso crearon el empuje de Ruby's Inn. También se creó una ligera curvatura descendente que corre de este a oeste y perpendicular al movimiento de empuje llamada sinclinal de Bryce. [2] La actividad volcánica en el área de Marysvale y Bryce cesó hace unos 500.000 años. [8] Se pueden ver rocas basálticas de la misma edad a lo largo de la falla de Sevier cerca de la entrada al Cañón Rojo; Las rocas volcánicas de color oscuro han sido desplazadas por la falla unos 300 m (900 pies) y ahora están en contacto directo con la Formación Claron, mucho más antigua. [10]
Se depositaron unidades de roca más jóvenes, pero en su mayoría fueron eliminadas por la erosión posterior acelerada por el levantamiento. Se pueden encontrar afloramientos de estas formaciones en la parte norte del parque y en algunos lugares del borde de la meseta. Entre ellos se encuentran el conglomerado Boat Mesa del Oligoceno o Mioceno , de 50 a 100 pies (20 a 30 m) de espesor, y la Formación del Río Sevier, del Plioceno al Pleistoceno temprano. [11] Boat Mesa está formada principalmente por conglomerados con cantidades menores de arenisca y algo de piedra caliza de lagos, que representan depósitos de inundaciones de arroyos y riberas. [4] La arenisca y las gravas de color gris parduzco de la Formación del Río Sevier se depositaron en valles que formaban parte del sistema de drenaje ancestral del Río Sevier . [4] [11]
Alrededor de 15 millones de años en el Mioceno , las fuerzas de tensión en Nevada , hacia el oeste, eran tan grandes que la corteza se extendió, creando la Provincia de Cuenca y Cordillera . [2] Estas mismas fuerzas segmentaron lo que ahora es la parte occidental de la meseta de Colorado en nueve mesetas más pequeñas diferentes, incluida la Paunsaugunt sobre la que se encuentra el parque. [12] [13] Las fallas normales largas, con tendencia norte-sur, fueron creadas recientemente o reactivadas a partir de fallas preexistentes más antiguas; una meseta se elevó en un lado de cada falla, mientras que los valles disminuyeron en el otro a medida que la corteza se extendía en dirección este-oeste. [2] Dos de estas fallas unían la meseta de Paunsaugunt; el Sevier al oeste y el Paunsaugunt al este. El movimiento a lo largo de estas dos fallas ha desplazado la Formación Claron en 2000 pies (600 m) en relación con los valles de Paria y Sevier. [13]
La falla del huracán marca el borde oeste de la meseta de Markagunt y es el límite topográfico entre las provincias de Cuenca y Cordillera y las mesetas de Colorado. [13] El Monumento Nacional Cedar Breaks , que comparte casi la misma geología expuesta y características de erosión que el Parque Nacional Bryce Canyon, se encuentra en el borde oeste de Markagunt.
Luego, toda la meseta del Colorado comenzó a elevarse desde cerca del nivel del mar hasta varios miles de pies (más de un kilómetro) de altura. [11] Una teoría alternativa es que la orogenia Laramide elevó lo que hoy es la Cuenca y la Cordillera y la Meseta del Colorado y que las fuerzas tensionales que formaron la Cuenca y la Cordillera causaron que esa región se hundiera en relación con la Meseta del Colorado. [4] Cualquiera que fuera el orden de los acontecimientos, la región de las altas mesetas de la meseta del Colorado ya estaba casi completa.
El drenaje de la meseta del Colorado se vio significativamente alterado por la apertura del Golfo de California . El rift desgarró la península de Baja California hacia el noroeste desde el continente mexicano hace unos 10 a 5 millones de años. [2] El ancestral río Colorado respondió a la deformación regional tomando un atajo hacia el mar y desembocando en el nuevo golfo. Esto redujo significativamente la distancia desde la cabecera del río y su delta en el mar. Como resultado, el agua en el Colorado y sus afluentes se movió más rápido y se redujo más profundamente, creando la topografía del cañón.
La formación de aproximadamente la profundidad actual del Gran Cañón del río Colorado en 1,2 millones de años provocó que sus afluentes se redujeran aún más. [14] La erosión hacia arriba de uno de esos afluentes, el río Paria , se erosionó hacia el noroeste hacia lo que hoy es el Anfiteatro de Paria. [15] El río tomó una ruta aproximadamente paralela y al este de la falla de Paunsaugunt. La erosión de la nieve y la lluvia que caen directamente sobre el borde orientado al este de la meseta de Paunsaugunt forma barrancos que se ensanchan hasta convertirse en nichos y anfiteatros, mientras que la erosión diferencial y las cuñas de escarcha crean los vudú . Los arroyos en la meseta no contribuyen a la formación de nichos o anfiteatros porque se alejan del borde. [15] La erosión continúa de esta manera hoy en día.
El Miembro Rosa de la Formación Claron está compuesto en gran parte por piedra caliza relativamente blanda y fácilmente erosionable. Cuando la lluvia se combina con dióxido de carbono forma una solución débil de ácido carbónico . Este ácido ayuda a disolver lentamente, grano a grano, la piedra caliza de la Formación Claron. Es este proceso de erosión química el que redondea los bordes de los Hoodoos y les da sus perfiles grumosos y abultados.
En invierno, la nieve derretida se filtra por las grietas y juntas y se congela por la noche. La fuerza del hielo en expansión ayuda a erosionar la roca de la Formación Claron. Más de 200 de estos ciclos de congelación y descongelación ocurren cada año en Bryce Canyon. [16] El acuñamiento de escarcha explota y amplía los planos de unión casi verticales que dividen el Miembro Rosa de la Formación Claron.
Las capas internas de lutita, conglomerado y limolita interrumpen la piedra caliza horizontalmente. Estas capas son más resistentes al ataque del ácido carbónico y, por tanto, pueden actuar como remates protectores de aletas, ventanas y Hoodoos. Muchos de los Hoodoos más duraderos están cubiertos con un tipo de piedra caliza rica en magnesio llamada dolomita . [16] La dolomita se disuelve a un ritmo mucho más lento y, en consecuencia, protege la piedra caliza más débil que se encuentra debajo.
Sin embargo, los mismos procesos que crean los vudú también eventualmente los destruirán. En el caso de Bryce Canyon, la tasa de erosión de los Hoodoos es de 2 a 4 pies (0,6 a 1,3 m) cada 100 años. [16] A medida que el cañón continúa erosionándose hacia el oeste, eventualmente capturará (quizás en 3 millones de años) la cuenca del East Fork del río Sevier . Una vez que este río fluya a través del Anfiteatro Bryce, dominará el patrón de erosión; reemplazando los Hoodoos con un cañón en forma de V y paredes de acantilados escarpados, típicos de los patrones de erosión y erosión creados por los ríos. Se puede observar un presagio de esto en Water Canyon mientras se camina por Mossy Cave Trail. Un canal de desvío ha estado tomando una parte del East Fork del río Sevier a través de esta sección del parque durante más de 100 años. [dieciséis]
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Este artículo incorpora material de dominio público de Hoodoos. Servicio de Parques Nacionales . Consultado el 24 de julio de 2007 .