La geología expuesta del área de Capitol Reef presenta un registro de sedimentación mayormente de edad mesozoica en un área de América del Norte en y alrededor del Parque Nacional Capitol Reef , en la meseta de Colorado en el sureste de Utah .
En el área de Capitol Reef se encuentran casi 10.000 pies (3.000 m ) de estratos sedimentarios, lo que representa casi 200 millones de años de historia geológica de la parte centro-sur del estado estadounidense de Utah. Estas rocas varían en edad desde el Pérmico (hasta 270 millones de años) hasta el Cretácico (hasta 80 millones de años). [1] Las capas de rocas en el área revelan climas antiguos tan variados como ríos y pantanos ( Formación Chinle ). Desiertos similares al Sahara ( Navajo Sandstone ) y océanos poco profundos ( Mancos Shale ).
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 a medida que el mar se hizo más profundo, siguió la piedra caliza . Después de que el mar retrocedió en el Triásico , los arroyos depositaron limo antes de que el área se elevara y sufriera erosión . Posteriormente se añadió conglomerado , seguido de troncos, arena, barro y ceniza volcánica transportada por el viento. En el Triásico medio a tardío se produjo una aridez cada vez mayor, durante la cual se depositaron grandes cantidades de arenisca junto con algunos depósitos de corrientes de movimiento lento . A medida que otro mar comenzaba a regresar, periódicamente inundaba el área y dejaba depósitos de evaporita . Las islas de barrera , los bancos de arena y, más tarde, las marismas , contribuyeron con arena para la arenisca, seguida de cantos rodados para el conglomerado y barro para la esquisto. El mar retrocedió, dejando arroyos, lagos y llanuras pantanosas que se convirtieron en lugar de reposo de los sedimentos. Otro mar, la vía marítima interior occidental , regresó en el Cretácico y dejó más arenisca y esquisto para 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 Waterpocket Fold del área . El levantamiento más reciente de toda la meseta del Colorado y la erosión resultante han dejado al descubierto este pliegue en la superficie sólo en los últimos 15 a 20 millones de años. Las edades de hielo en el Pleistoceno aumentaron la tasa de precipitación y erosión. Las partes superiores agrietadas del Waterpocket Fold fueron especialmente afectadas y el propio pliegue fue expuesto y disecado.
Algunos conceptos importantes: Una formación es una unidad geológica definida y nombrada formalmente con características únicas. Esas características se crearon durante un período de tiempo prácticamente ininterrumpido y son el resultado del entorno de depósito específico en el que se estableció la formación. Un miembro es una unidad menor en una formación y un lecho es una subunidad distinta de un miembro. Los grupos son conjuntos de formaciones que están relacionadas de manera significativa, como, por ejemplo, que todas se depositaron durante un período seco que duró millones de años o como resultado de que un océano inunda periódicamente la misma área durante millones de años.
Los distintos tipos de discordancias son lagunas en el registro geológico. Tales brechas pueden deberse a una ausencia prolongada de deposición o a una erosión posterior que elimina unidades de roca previamente depositadas. Las siguientes secciones están ordenadas desde las unidades de roca más antiguas a las más jóvenes para crear una historia geológica de los eventos. Este es el orden opuesto que se vería en una sección transversal real de los sedimentos porque las unidades de roca más nuevas se depositan encima de las más antiguas según la ley de superposición .
A principios del Pérmico , Utah estaba sobre una plataforma continental que ocasionalmente estaba cubierta por un brazo poco profundo del océano Panthalassa . [2] Esa parte de Laurasia estaba 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 mientras se depositaban los primeros miembros de la Formación Cutler, pero había migrado casi a 10° de latitud norte hace unos 275 millones de años. [3] The Cutler registra la sedimentación durante este tiempo y está compuesto por cuatro miembros (del más joven al mayor):
Sólo 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 allí como una única unidad estratigráfica. [5] White Rim y Cedar Mesa están compuestos de dunas de arena fosilizadas entrecruzadas que probablemente fueron depositadas en un ambiente costero árido que periódicamente se inundaba con agua de mar . La arena en estas formaciones está algo clasificada por tamaño, bien redondeada (desgastada por la abrasión) y varía de grano muy fino a medio. [6]
Se pueden encontrar buenos afloramientos de Cedar Mesa de 800 pies (240 m ) de espesor localmente y White Rim de 420 pies (128 m) 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 se extiende al este del parque. Tanto el Elephant Canyon enterrado localmente como la faltante Organ Rock están expuestos en el cercano Parque Nacional Canyonlands, a 60 millas (100 km ) al este (ver geología del área de Canyonlands ).
Más tarde, en la época Pérmica, el mar de Kaibab invadió la tierra y depositó un lodo calcáreo que luego se litificó para formar localmente la piedra caliza Kaibab de hasta 200 pies (60 m) de espesor . [8] Esta es la misma formación de color gris claro a blanco que bordea el Gran Cañón hacia el 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 piedra caliza, se convirtiera en dolomita rica en pedernal por la intrusión de magnesio . [7] La formación contiene fósiles de invertebrados , incluidos braquiópodos , briozoos , crinoideos , gasterópodos y pelecípodos . Los afloramientos del Kaibab que forma acantilados en Capitol Reef solo se pueden ver en los cañones más profundos ubicados en la parte más occidental del parque. [8] La retirada del mar de 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 la creación de una brecha en el registro geológico llamada discordancia . [8]
Las condiciones climáticas locales fueron más húmedas y tropicales en el Triásico Temprano que antes. En el área de Capitol Reef, la Formación Moenkopi resultante se divide en cuatro miembros (del más antiguo al más joven): [6]
Las exposiciones distintivas del Moenkopi superior se encuentran a lo largo de las laderas inferiores de los acantilados orientados al oeste del Waterpocket Fold. El levantamiento y la posterior erosión parcial del Moenkopi crearon una discordancia de aproximadamente 6 millones de años que duró todo el Triásico Medio. [6]
El Dragón Negro, de 50 a 110 pies (15 a 34 m) de espesor que forma ladera, está compuesto de conglomerado rojizo , arenisca y limolita que probablemente se depositaron en una llanura costera seguida de una llanura de marea . [6] Los clastos de pedernal de la piedra caliza Kaibab subyacente forman parte de conglomerados en la base del miembro, mientras que las marcas de ondulaciones 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, en el Triásico temprano, se depositaron exudados calcáreos ricos en fósiles o fangosos con pequeñas cantidades de limo y arena cuando un brazo efímero del océano cubrió la región. Esto creó el miembro local de Moenkopi de piedra caliza Sinbad de color amarillento de 70 a 140 pies (21 a 43 m) de espesor. [6] Algunos de los fósiles encontrados en esta capa incluyen el género de braquiópodos Lingula y el género de amonitas Meekoceras . [6]
Una llanura de marea regresó brevemente a la zona después de que el mar se retirara. Esto creó localmente limolita y arenisca de grano fino de color marrón rojizo a chocolate de 250 a 320 pies (76 a 98 m) de espesor del miembro Torrey de Moenkopi. [9] Algunos de los lechos de grano más fino muestran marcas de ondulaciones y grietas de barro, mientras que la arenisca tiene estratos transversales horizontales y de ángulo bajo. En esta capa se encuentran huellas fosilizadas de pequeñas a grandes de anfibios y reptiles , así como moldes de halita .
El miembro más joven de Moenkopi es el miembro de Moody Canyon, de 320 a 430 pies (98 a 130 m) de espesor. Moody Canyon se subdivide informalmente en dos unidades: [10]
Alrededor del 30 al 40% de la piedra en la unidad superior está laminada ondulada, mientras que la unidad inferior no tiene estructura o está laminada horizontalmente. [10] En la parte inferior del templo egipcio se encuentran buenas exposiciones de la unidad superior laminada ondulada.
Un sistema de corrientes complejo, de velocidad relativamente alta y probablemente trenzado 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 arroyos mezclaron troncos, arena, barro y cenizas volcánicas transportadas por el viento de erupciones distantes a medida que migraban sobre una cuenca que se hundía para formar el Chinle. En esta formación se acumularon sales de uranio en cantidades económicamente extraíbles y se formó madera petrificada (la petrificación probablemente fue favorecida por la presencia de ceniza volcánica). [7] Los miembros de Chinle representados en el área de Capitol Reef son (de mayor a menor): [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 del Waterpocket Fold. [10]
Se depositaron lechos discontinuos de sedimentos en amplios canales erosionados en el Moenkopi, creando el miembro Shinarump de la Formación Chinle, localmente de 0 a 90 pies (0 a 27 m) de espesor, de color blanco a gris amarillento, que forma acantilados. [10] El Shinarump está hecho de arenisca de grano fino a grueso, estratificada cruzada y de ángulo bajo a alto, intercalada con conglomerado . Se encuentran buenos afloramientos de Shinarump cerca de la entrada oeste del parque, coronando 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 menor velocidad de las corrientes que los depositaron. [7]
Luego, un sistema fluvial emigró 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 cenizas volcánicas que brotaron de volcanes cercanos ) y arena arcillosa entrecruzada con algunos intercalamientos y lentes de exudado de cal . Esto eventualmente se convirtió en arcilla , arenisca y roca carbonatada de color gris violáceo claro 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 Monitor Butte. [10] Este miembro se destaca fácilmente en las laderas inferiores a medias de la cara oeste de Waterpocket Fold en lugares como The Castle y a lo largo del acantilado justo al norte de la ruta estatal 24 cuando ingresa al parque.
Ríos muy sinuosos cubrieron el área en el Triásico posterior, formando los sedimentos del Miembro Bosque Petrificado de Chinle. El Bosque Petrificado está compuesto por limolitas cruzadas ricas en bentonita de color naranja rojizo y areniscas arcillosas de cuarzo de grano fino . La parte inferior de este miembro forma laderas con barrancos 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 de dientes de pez pulmonado y tetrápodos . [10]
La deposición de una serie de lagos domina el registro geológico, lo que da como resultado el miembro Owl Rock del Chinle de 150 a 200 pies (45 a 60 m) de espesor. [10] Owl Rock está hecha de lutitas de color púrpura y naranja , areniscas de grano fino y limolitas con piedra caliza micrítica y nudosa intercalada de 1 a 10 pies (30 a 300 cm) de espesor de color verde a rosa moteado. [10] En la parte superior de Owl Rock se encuentran fisuras de desecación fosilizadas que miden hasta 4 pulgadas (10 cm) de ancho y 3 pies (1 m) de profundidad (posteriormente se llenaron con arena de la arenisca Wingate suprayacente). [10] También se encuentran en Owl Rock rastros de fósiles de madrigueras cilíndricas y fósiles de ostrácodos . Owl Rock se erosiona formando laderas llenas 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 establecieron entre el Triásico medio y tardío durante una época de creciente aridez. El movimiento ligeramente en el sentido de las agujas del reloj y hacia el norte de la Placa de América del Norte estaba llevando al área a un cinturón climático más seco. La dirección del lecho cruzado 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 Glen Canyon Group son las capas de roca expuestas más prominentemente en la columna vertebral del Waterpocket Fold . [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, cúpulas y cañones de ranura en Capitol Reef. [11] Son, de mayor (menor) a menor (mayor);
Las dunas de arena migraban de un lado a otro en la costa del mar de Sundance , creando la arenisca Wingate de 350 pies (107 m) de espesor que forma un acantilado. [7] Esta formación está compuesta por dunas de arena fosilizadas de capas cruzadas de color naranja hechas de arena de cuarzo de grano fino y bien redondeada. Los afloramientos de Wingate se encuentran coronando la escarpa occidental de Waterpocket Fold. Es fácil ver ejemplos destacados cerca del Centro de visitantes en Fruita Cliffs y en The Castle.
El clima se volvió más húmedo más tarde en el Triásico. Los arroyos trenzados de lento movimiento que fluyen hacia el suroeste depositaron capas delgadas de arena, limo, barro y guijarros en canales, a través de llanuras aluviales bajas y en lagos. Se pueden encontrar huellas fosilizadas de dinosaurios y tritilodontos parecidos a cocodrilos en esta formación en forma de pendiente de 350 pies (107 m) de espesor, llamada Kayenta. [7] El Kayenta se descompone en tres unidades; una cornisa inferior y un acantilado medio dominados por arenisca con estratos cruzados y una pendiente superior que tiene relativamente más limolita. 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 la milla 82. [11]
Un enorme desierto parecido al Sahara que los geólogos llaman ergio invadió el área, cubriéndola con 800 a 1,100 pies (240 a 335 m) de dunas de arena fosilizadas acumuladas de color blanco a tostado. [11] La formación resultante, llamada Arenisca Navajo, está compuesta de arenisca cruzada y muy limpia con arena bien redondeada, generalmente de grano muy fino y esmerilada. Alcanzó su mayor espesor, 2000 pies (610 m) en lo que hoy es el Parque Nacional Zion (ver geología del área de los cañones Zion y Kolob ). La composición cruzada de los navajos conduce a la formación de cañones curvilíneos y cúpulas redondeadas como la cúpula del Capitolio y la cúpula Navajo . En otros lugares forma enormes acantilados y monolitos . La erosión posterior niveló las cimas de las dunas de arena y las dejó en capas fáciles de discernir de hasta 60 pies (18 m) de espesor. [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 se compone de cuatro formaciones que se depositaron sobre la superficie de erosión regionalmente rastreable del Grupo Glen Canyon. Las formaciones del Grupo San Rafael son (de mayor a menor);
Las formaciones de San Rafael se pueden ver en la parte que se inclina hacia el este del Waterpocket Fold.
Las condiciones climáticas todavía eran áridas cuando la arenisca de página de 0 a 100 pies (0 a 30 m) de espesor local se depositó por encima del alcance de la marea alta pero cerca de la orilla de un mar que avanzaba ( condiciones similares a sabkha ). [12] Esta formación está compuesta por tres miembros; el
Juntos fueron colocados sobre las dunas de arena 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 mientras cae un acantilado rojo sobre el río Fremont. La piedra arenisca entrecruzada justo encima del acantilado rojo es un ejemplo del Miembro de los Mil Bolsillos.
En el Jurásico medio, se depositaron yeso , arena y limo calcáreo en lo que pudo haber sido un graben que periódicamente estaba cubierto por agua de mar y, por lo tanto, un lugar donde las inundaciones repetidas eran seguidas por la evaporación . [13] La Formación Carmel resultante se compone 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 del Carmelo ha sido removida de la cresta del Waterpocket Fold, pero se pueden ver afloramientos coronando el Trono Dorado y encima de varias cúpulas en el área. También se puede ver como espolones de forma triangular de color marrón rojizo llamados 'planchas' que forman la muralla oriental del Waterpocket Fold.
Posteriormente regresó a la región un entorno cercano a la costa dominado por islas barrera, bancos de arena y marismas. La arena y el limo depositados crearon la arenisca Entrada de color naranja rojizo 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 el Cathedral Valley de Capitol Reef, arcos en el Parque Nacional Arches y 'duendes' (el nombre local de los Hoodoos ) en el cercano Parque Estatal Goblin Valley . Las exposiciones de entrada en la parte sur del parque están hechas en su mayoría de limolitas de lecho plano y se erosionan en pendientes. Hacia el norte, las exposiciones de Entrada se vuelven cada vez más ricas en arenisca entrecruzada y se erosionan formando acantilados con cada vez menos pendientes.
Arena de grano fino y limo mezclado con cal arenosa se depositaron como sedimentos sobre la piedra arenisca Entrada, formando la Formación Curtis, localmente de 0 a 175 pies (53 m) de espesor, resistente a la erosión. [14] Un silicato de hierro y potasio verde llamado glauconita en Curtis indica que fue depositado en un mar poco profundo. Los afloramientos de Curtis de color verde grisáceo claro se pueden ver como una piedra angular en la sección norte del parque, mientras que localmente está ausente en la parte sur.
Las condiciones de marea plana regresaron cuando el mar poco profundo que creó la Formación Curtis se retiró de la tierra. Se depositaron como sedimentos delgados lechos de lutita de color marrón rojizo que se alternaban con lechos menos frecuentes de arenisca y piedra caliza de color gris verdoso, formando la Formación Summerville localmente de 50 a 250 pies (15 a 75 m) de espesor. [14] Esta formación se erosiona formando acantilados y pendientes salientes y se puede ver sobre Curtis caprock en Cathedral Valley. En Curtis se encuentran grietas de barro fosilizadas y marcas de ondas junto con lechos ricos en yeso de hasta 28 pies (8,5 m) de espesor.
También por encima del nivel del mar, los arroyos depositaron barro y arena en sus canales, en los lechos de los lagos y en las llanuras pantanosas durante el Jurásico Superior. Esta 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 localmente difícil de reconocer y, por lo tanto, puede estar o no en las rocas del área. [14] Los afloramientos más fáciles de identificar y estudiar en otras partes del sureste de Utah indican que fueron depositados en lagunas hipersalinas .
Posteriormente, arroyos serpenteantes y llanuras aluviales depositaron arcilla, barro, limo, arena cruzada y guijarros , formando localmente un miembro de lavado de sal de 100 a 500 pies (30 a 150 m) de espesor. [14] Los lechos de arcilla y lutita de este miembro se erosionan formando laderas grises que pueden exhibir colores marrón, rojo, amarillo y verde. La arenisca Salt Wash está moderadamente clasificada y es de grano fino a medio, mientras que los lechos de conglomerados de guijarros están hechos de pedernal con pequeñas cantidades de piedra caliza rica en sílice . Ambos tipos de lecho se erosionan formando salientes y pequeños acantilados. Salt Wash se extrajo localmente en la década de 1950 para extraer mineral de uranio . [15]
El miembro de la cuenca Brushy de 200 a 350 pies (60 a 105 m) de espesor está compuesto de arcilla, lutita y limolita con pequeñas cantidades de conglomerado y arenisca. [14] Las arcillas de 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 dinosaurios fosilizados abundan en este miembro en varios lugares ubicados en Utah y el oeste de Colorado . Los huesos suelen estar dispersos y, por tanto, son difíciles de identificar, pero se han encontrado esqueletos casi completos en el suelo del lago y en las arcillas de las llanuras aluviales. Se pueden ver buenas exposiciones del miembro de Brushy Basin en Bentonite Hills.
El Cretácico temprano trajo a la zona una deposición continental dominada por ríos. Areniscas y lutitas se acumularon para formar la Formación Cedar Mountain, de 0 a 166 pies (50,5 m) de espesor, que forma pendientes . El miembro del 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 hace difícil distinguir el Morrison subyacente de Cedar Mountain, algo más de color 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 helecho llamado Tempskya . [dieciséis]
El margen continental pasivo se volvió activo cuando la Placa Farallón comenzó a sumergirse debajo de la Placa Norteamericana . Los geólogos llaman al evento de formación de montañas resultante orogenia de Sevier . Las fuerzas de compresión separaron unidades sedimentarias en el oeste de Utah y Nevada de sus rocas de basamento precámbrico y las empujaron hacia el este. [3] El peso de la alta cadena montañosa resultante que se formó hacia el oeste, hundió gran parte de Utah y permitió que el mar lo invadiera. Este creció hasta convertirse en un vasto mar que periódicamente dividió América del Norte en el Cretácico llamado Vía Marítima Interior Occidental . [17]
Los sedimentos no marinos de la arenisca Dakota , de aproximadamente 100 a 94 millones de años, 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 rica en cuarzo de color tostado a gris pardusco de grano fino que está intercalada con capas delgadas de esquisto, carbón y conglomerado ricos en carbono . [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 las inundaciones que crearon la vía marítima. Dakota se erosiona formando pequeños acantilados y colinas que se pueden ver en la sección sur del parque. [18]
Hace aproximadamente 94 a 85 millones de años, la vía marítima avanzó hacia la tierra y se retiró de ella mientras depositaba Mancos Shale . [17] El Mancos está compuesto principalmente de esquisto, pero dos de sus miembros, Ferron y Muley Canyon, son arenisca que se depositaron cuando el nivel relativo del mar bajó temporalmente. Los cinco integrantes de Mancos de mayor a menor son:
Partes de esta formación se encuentran en algunas mesas y colinas en la parte más al sur del parque y en tierras baldías al este del parque. [19]
Las condiciones marinas abiertas crearon el miembro Tununk Shale que forma laderas con barrancos de 40 a 720 pies (12 a 220 m) de espesor localmente. Está hecho de lutita de color gris azulado con intercalaciones de lutita, arenisca de grano fino y limolita. El Tununk se erosiona formando una pendiente y es localmente rico en fósiles. [20] Está expuesto de manera más prominente en el Desierto Azul inmediatamente al sureste de Cathedral Valley y contiene ejemplos fosilizados de cefalópodos , bivalvos y escamas de peces .
Luego, un sistema fluvial y delta dominado por olas se extendió por el área, creando localmente Ferron Sandstone, de 205 a 385 pies (62 a 117 m) de espesor, que forma acantilados. Se compone de arenisca marrón de grano fino junto con arenisca blanca intercalada con lutita gris rica en carbonatos intercalada. [20] El bivalvo marino Inoceramus y rastros fósiles de Ophiomorpha se encuentran en la parte inferior de este miembro. Ferron Sandstone al norte del área contiene vetas de carbón en su parte superior, lo que llevó a algunos geólogos petroleros a estudiar este miembro para modelar regiones petroleras.
Las condiciones marinas abiertas regresaron en el Cretácico Superior, formando localmente Blue Gate Shale de 1200 a 1500 pies (365 a 460 m) de espesor que forma laderas. Este miembro está compuesto por arcillas ricas en bentonita, limolita y algo de arenisca. Se erosiona formando laderas con barrancos similares en apariencia a Tununk Shale. Para datar este miembro se utilizó la presencia de dos especies de foraminíferos planctónicos en la parte superior de la Puerta Azul, Clioscaphites vermiformis y Clioscaphites choteauenis .
Una antigua costa se acercó una vez más al área, lo que resultó en la formación del miembro del Cañón Muley, localmente de 300 a 400 pies (90 a 120 m) de espesor. Está compuesto de arenisca de grano fino y estratos uniformes y lutitas ricas en carbono. Los lechos de carbón se encuentran en las partes superiores de este miembro, lo que indica las condiciones de la llanura costera continental en ese momento.
Se depositaron capas alternas de sedimentos marinos y no marinos poco profundos a medida que la costa fluctuaba hacia adelante y hacia atrás sobre el área. Estos sedimentos se convirtieron en el miembro Masuk localmente de 650 a 750 pies (200 a 230 m) de espesor. [21] El Masuk se compone de areniscas intercaladas 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 al levantamiento, mientras que las altas montañas al este se estaban reduciendo por la erosión. Las playas 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 estratificada cruzada y de capas gruesas de color marrón claro a gris oscuro con lutitas intercaladas de color gris oscuro y entre lenguas con el miembro Masuk de la lutita Mancos suprayacente. [22] Sólo se encuentran pequeños restos que cubren algunas mesas en la sección este del parque.
La orogenia Laramide compactó la región hace unos 70 a 50 millones de años y en el proceso creó las Montañas Rocosas . Muchas monoclinas (un tipo de suave pliegue ascendente en los estratos rocosos) también se formaron por las profundas fuerzas de compresión de Laramide. Una de esas monoclinales , llamada Waterpocket Fold , es la característica geográfica principal del parque. El pliegue de 100 millas (160 km) de largo tiene una alineación norte-sur con un lado pronunciado que se inclina hacia el este . Las capas de roca en el lado oeste del Waterpocket Fold se han elevado más de 7.000 pies (2.100 m) más alto que las capas del este. [23] Así, las rocas más antiguas quedan expuestas en la parte occidental del pliegue y las rocas más jóvenes en la parte oriental. Este pliegue en particular puede haber sido creado debido al movimiento a lo largo de una falla en las rocas del basamento precámbrico escondidas 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]
Contemporáneo a la formación de Waterpocket Fold fue el desarrollo de una cuenca intermontana (entre montañas) en el área. El lago Uinta llenó esta cuenca con agua corriente procedente del norte y del sur. Este gran lago existió desde hace aproximadamente 58 millones hasta hace 35 millones de años y es responsable de crear la formación Flagstaff Limestone 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 9.000 pies (2.740 m). [17] Flagstaff es una capa de color blanco rica en fósiles que se compone de piedra caliza, toba y conglomerado que se erosiona formando repisas y pendientes. [20]
Las fuerzas de compresión causadas por la orogenia de Laramide fueron seguidas por algunos estiramientos menores a medida que se establecía un nuevo equilibrio. Esto creó debilidades en la corteza que permitieron que el magma invadiera la superficie para crear volcanes compuestos al oeste del área hace unos 25 a 20 millones de años. [17] Dentro del pliegue, el magma irrumpió a través y entre las formaciones hace aproximadamente 4,6 a 3,7 millones de años para crear diques y umbrales , respectivamente . [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, dejándolos a menudo 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) con 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 esculpió el paisaje actual se produjo después del levantamiento de la meseta del Colorado y gran parte del corte del cañón principal probablemente ocurrió hace entre 1 y 6 millones de años. [26] Incluso en este clima desértico, el agua es el agente erosivo más responsable de la talla del paisaje. La atracción de la gravedad , en forma de desprendimientos o deslizamientos de rocas, juega un papel importante en la configuración de las líneas de los acantilados. El viento es un agente menor de erosión aquí.
El sistema de drenaje en el área se reorganizó y se hizo más empinado a medida que se elevaba el Waterpocket Fold. Los arroyos más grandes, como el río Fremont , tenían más probabilidades de seguir el ritmo de la elevación al descender hacia el Waterpocket Fold más rápido. Otros arroyos, como Sand Creek, cambiaron su curso al fluir paralelo al pliegue y cortar formaciones menos resistentes. Sin embargo, otros arroyos intentaron seguir el ritmo de la elevación excavando cañones ranurados para luego cambiar de curso, dejando sus cañones literalmente altos y secos. [27] Un total de 7.000 pies (2.100 m) de sedimentos mesozoicos y cenozoicos superpuestos han sido eliminados por la erosión en el área. [28]
Condiciones más húmedas y más frías se desarrollaron durante la época del Pleistoceno y regresaron brevemente a través de al menos dos episodios neoglaciares ( pequeñas edades de hielo ) en la época actual, el Holoceno . [29] Los diversos ríos y arroyos de la zona se llenaron por el aumento de las precipitaciones y 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 deterioro masivo de las laderas, 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 antigüedad de la cima de las montañas Boulder y Thousand Lake que posteriormente fueron depositadas sobre el área del parque por corrientes de agua de deshielo de los glaciares, desprendimientos de rocas e inundaciones . [31]