Geologia obszaru Capitol Reef
Odsłonięta geologia obszaru Capitol Reef zawiera zapis sedymentacji głównie mezozoicznej na obszarze Ameryki Północnej w Parku Narodowym Capitol Reef i wokół niego , na Płaskowyżu Kolorado w południowo-wschodnim Utah .
Prawie 10 000 stóp (3 000 m ) warstw osadowych znajduje się w rejonie Capitol Reef, reprezentujących prawie 200 milionów lat historii geologicznej południowo-środkowej części stanu Utah w USA. Skały te są w wieku od permu ( nawet 270 milionów lat) do kredy ( nawet 80 milionów lat) . pustynie ( piaskowiec Navajo ) i płytki ocean ( Łupek Mancos ).
Pierwsze znane osady na tym obszarze powstały, gdy płytkie morze zaatakowało ląd w permie. Najpierw osadzał się piaskowiec , ale wraz z pogłębianiem się morza pojawił się wapień . Po cofnięciu się morza w triasie strumienie osadziły muł , zanim obszar został wypiętrzony i uległ erozji . Później dodano konglomerat , a następnie kłody, piasek, błoto i popiół wulkaniczny przenoszony przez wiatr . W okresie od środkowego do późnego triasu narastała susza, podczas której odkładały się ogromne ilości piaskowca wraz z niektórymi osadami z wolno poruszających się strumienie . Gdy inne morze zaczęło powracać, okresowo zalewało ten obszar i pozostawiało ewaporatów . Wyspy barierowe , mielizny, a później równiny pływowe , dostarczyły piasku do piaskowca, a następnie bruku do konglomeratu i błota do łupków. Morze cofnęło się, pozostawiając strumienie, jeziora i bagniste równiny, by stać się miejscem spoczynku osadów. Inne morze, Western Interior Seaway , powróciło w kredzie i pozostawiło więcej piaskowca i łupków tylko po to, by zniknąć we wczesnym kenozoiku .
Od 70 do 50 milionów lat temu orogeneza Laramide , główne wydarzenie związane z budownictwem górskim w zachodniej Ameryce Północnej, stworzyła Góry Skaliste na wschodzie. Wypiętrzenie prawdopodobnie zadziałało na zakopany uskok , tworząc obszar Waterpocket Fold . Niedawne wypiętrzenie całego Płaskowyżu Kolorado i wynikająca z niego erozja odsłoniły ten fałd na powierzchni dopiero w ciągu ostatnich 15 do 20 milionów lat. Epoki lodowcowe w plejstocenie zwiększyły tempo opadów i erozja. Pęknięte górne części fałdu Waterpocket zostały szczególnie dotknięte, a sam fałd został odsłonięty i rozcięty.
Pierwotne osadzanie osadów
Kilka ważnych pojęć: Formacja to formalnie nazwana i zdefiniowana jednostka geologiczna o unikalnych cechach . Cechy te powstały w dużej mierze w nieprzerwanym okresie i wynikają ze specyficznego środowiska depozycji , w którym formacja została położona. Człon jest podrzędną jednostką w formacji, a złoże jest odrębną podjednostką członka. Grupy to zestawy formacji, które są ze sobą powiązane w znaczący sposób, na przykład wszystkie zostały zdeponowane podczas okresu suszy, który trwał miliony lat lub w wyniku okresowych powodzi oceanu na tym samym obszarze przez miliony lat.
Różne rodzaje niezgodności to luki w zapisie geologicznym. Takie luki mogą być spowodowane przedłużającym się brakiem osadzania lub późniejszą erozją, która usuwa wcześniej osadzone jednostki skalne. Kolejne odcinki uszeregowane są od najstarszych do najmłodszych jednostek skalnych w celu stworzenia geologicznej historii zdarzeń. Jest to odwrotna kolejność, którą można by zobaczyć w rzeczywistym przekroju osadów, ponieważ nowsze jednostki skalne osadzają się na starszych, zgodnie z prawem superpozycji .
Formacje Cutler i Kaibab (perm)
We wczesnym permie Utah znajdowało się na szelfie kontynentalnym , który czasami był pokryty płytką odnogą Oceanu Panthalassa . Ta część Laurazji znajdowała się na pasywnym obrzeżu kontynentu, podobnie jak obecne zachodnie wybrzeże Afryki równikowej. Powstałe formacje są częścią liczącej około 290 do 250 milionów lat formacji Cutler (zwanej lokalnie grupą ). Utah znajdował się prawie na paleorówniku , podczas gdy pierwsi członkowie z formacji Cutler zostały zdeponowane, ale migrowały prawie na 10 ° szerokości geograficznej północnej około 275 milionów lat temu. Cutler rejestruje sedymentację w tym czasie i składa się z czterech członków (od najmłodszego do najstarszego):
- White Rim Sandstone , (odporny caprock )
- Organ Rock Shale (lokalnie brak),
- Piaskowiec Cedar Mesa i
- Kanion Słoni (zakopany lokalnie).
Tylko dwa piaskowcowe elementy formacji Cutler, Cedar Mesa i White Rim, są odsłonięte w parku, ale nie można ich łatwo odróżnić od siebie i dlatego często są tam traktowane jako pojedyncza jednostka stratygraficzna. White Rim i Cedar Mesa składają się ze skamieniałych wydm , które prawdopodobnie zostały osadzone w suchym środowisku przybrzeżnym, okresowo zalewanym wodą morską . Piasek w tych formacjach jest nieco posortowany według wielkości, dobrze zaokrąglony (zużyty przez ścieranie) i waha się od bardzo drobnoziarnistego do średnioziarnistego.
Dobre wychodnie lokalnie Cedar Mesa o grubości 800 stóp (240 m) i White Rim o grubości 420 stóp (128 m) można znaleźć na dnie Sulphur Creek i na dnie Circle Cliffs poza zachodnią granicą parku . Na innych obszarach Organ Rock Shale znajduje się między Cedar Mesa a White Rim, ale szczypie na wschód od parku. Zarówno lokalnie zakopany Elephant Canyon, jak i brakująca Organ Rock są odsłonięte w pobliskim Parku Narodowym Canyonlands, 60 mil (100 km ) na wschód (patrz geologia obszaru Canyonlands ).
Później, w permie, Morze Kaibab zaatakowało ląd i utworzyło wapienny szlam, który później litował się , tworząc lokalnie wapień Kaibab o grubości do 200 stóp (60 m) . Jest to ta sama jasnoszara lub biała formacja, która otacza Wielki Kanion na południowym zachodzie (patrz Geologia obszaru Wielkiego Kanionu ). Dolne partie Kaibab były przewarstwione piaskiem i mułem, zanim jego główny składnik, wapień, został przekształcony w bogaty w czert dolomit w wyniku intruzji magnezu . Formacja zawiera skamieniałości bezkręgowców , w tym ramienionogów , mszywiołów , liliowców , ślimaków i pelecypodów . Wychodnie tworzącego klify Kaibab w Capitol Reef można zobaczyć tylko w głębszych kanionach położonych w najbardziej wysuniętej na zachód części parku. Wycofanie się Morza Kaibab przez środkowy perm naraziło jego dno morskie na erozję, w wyniku czego powstały kanały o głębokości 100 stóp (30 m) i powstanie luki w zapisie geologicznym zwanej niezgodnością .
Formacja Moenkopi (trias)
Lokalne warunki klimatyczne były bardziej wilgotne i tropikalne we wczesnym triasie niż wcześniej. W rejonie Capitol Reef powstała formacja Moenkopi jest podzielona na czterech członków (od najstarszego do najmłodszego):
- Członek Czarnego Smoka
- Członek Sinbad Limestone,
- Członek Torrey i
- Członek Moody Canyon.
Charakterystyczne ekspozycje najwyższych Moenkopi znajdują się wzdłuż dolnych zboczy zachodnich klifów Waterpocket Fold. Wypiętrzenie i późniejsza częściowa erozja Moenkopi spowodowały następnie niezgodność trwającą około 6 milionów lat, która trwała przez cały środkowy trias.
Czarny smok o grubości od 50 do 110 stóp (15 do 34 m), tworzący zbocze, składa się z czerwonawego konglomeratu , piaskowca i mułu, które prawdopodobnie zostały osadzone na równinie przybrzeżnej , po której nastąpiła równina pływowa . Klasty Chert z leżącego pod spodem Kaibab Limestone tworzą część konglomeratów u podstawy elementu, podczas gdy zmarszczki i pęknięcia błotne są powszechne w jego górnych partiach. W górnych partiach członka często występują również cienkie przewarstwienia skał węglanowych z niektórymi skamielinami.
Później, we wczesnym triasie, bogate w skamieniałości do błotnistego wapiennego szlamu z niewielkimi ilościami mułu i piasku zostały odłożone, gdy krótkotrwałe ramię oceanu pokryło region. To stworzyło lokalnie członka Moenkopi o grubości od 70 do 140 stóp (21 do 43 m) o żółtawej barwie Sinbad Limestone. Niektóre ze skamieniałości znalezionych w tej warstwie obejmują rodzaj ramienionogów Lingula i rodzaj amonitów Meekoceras .
Równina pływowa na krótko powróciła na ten obszar po wycofaniu się morza. To stworzyło lokalnie 250 do 320 stóp (76 do 98 m) grubości czerwonawo-brązowego do czekoladowego mułowca i drobnoziarnistego piaskowca członka Torrey z Moenkopi. Niektóre z drobnoziarnistych łóżek wykazują zmarszczki i pęknięcia błotne, podczas gdy piaskowiec ma poprzeczne warstwy poziome i pod niskimi kątami. małe i duże skamieniałe ślady płazów i gadów , a także odlewy halitu .
Najmłodszym członkiem Moenkopi jest członek Moody Canyon o grubości od 320 do 430 stóp (98 do 130 m). Moody Canyon jest nieformalnie podzielony na dwie jednostki:
- dolna formująca zbocze jednostka o grubości od 200 do 300 stóp (60 do 90 m) z czerwonawo-brązowego mułowca i
- górny klif tworzący jednostkę czerwono-pomarańczowego mułu o grubości od 120 do 130 stóp (37 do 40 m).
Około 30 do 40% kamienia w górnej jednostce jest laminowane falowo, podczas gdy dolna jednostka jest bezstrukturalna lub poziomo laminowana. Dobre ekspozycje laminowanej marszczeniem górnej części znajdują się w dolnej części świątyni egipskiej.
Formacja Chinle (trias)
Złożony system strumieni o stosunkowo dużej prędkości i prawdopodobnie splecionych strumieniach obejmował większość południowego Utah w późnym triasie. Różni członkowie powstałej formacji Chinle znajdują się na większości płaskowyżu Kolorado . Kłody, piasek, błoto i popiół wulkaniczny przenoszony przez wiatr z odległych erupcji zostały zmieszane przez strumienie, gdy migrowały przez opadający basen , tworząc Chinle. Sole uranu nagromadzone w tej formacji w ilościach ekonomicznie możliwych do wydobycia i skamieniałe drewno (skamienieniu sprzyjała prawdopodobnie obecność pyłu wulkanicznego). Członkowie Chinle reprezentowani na obszarze Capitol Reef to (od najstarszego do najmłodszego):
- Członek Shinarumpa,
- Członek monitora Butte,
- Członek Skamieniałego Lasu i
- Członek Sowy Rocka.
Razem tworzą fioletowe i pomarańczowe zaokrąglone zbocza i wzgórza, które czasami wznoszą się nad białymi klifami wzdłuż zachodniej ściany Fałdy Wodnej.
Nieciągłe pokłady osadów osadzały się w szerokich kanałach zerodowanych w Moenkopi, tworząc lokalnie od 0 do 90 stóp (0 do 27 m) grubości od białego do żółtawoszarego, tworząc klif Shinarump Member of the Chinle Formation . Shinarump jest wykonany z uwarstwionego poprzecznie od niskiego do wysokiego kąta i kruchego drobnoziarnistego do gruboziarnistego piaskowca przekładanego konglomeratem . Dobre wychodnie Shinarump znajdują się w pobliżu zachodniego wejścia do parku, zakrywając takie elementy, jak świątynia egipska i Chimney Rock, podczas gdy wszelkie ślady tego członka są nieobecne dalej na wschód. Członkowie powyżej Shinarumpa są zwykle drobniejsi ze względu na mniejszą prędkość strumieni, które je zdeponowały.
Następnie system rzeczny migrował na północ i przekształcił się w duże jezioro lub bagno . W tym czasie opadła bogata w bentonit glina (utworzona częściowo z popiołu wulkanicznego wyrzuconego z pobliskich wulkanów ) i gliniasty piasek z warstwami krzyżowymi z kilkoma przewarstwieniami i soczewkami mułu wapiennego. To ostatecznie stało się jasnopurpurowo-szarym iłowcem , piaskowcem i skałą węglanową członka Chinle's Monitor Butte. Nory o średnicy 13 cm i długości 1,5 m zostały wykopane przez dwudyszne do Monitor Butte. Ten członek z łatwością wyróżnia się na niższych i środkowych zboczach zachodniej ściany Waterpocket Fold, w takich miejscach jak The Castle i wzdłuż klifu na północ od State Route 24 , gdy wchodzi do parku.
Bardzo kręte rzeki pokrywały ten obszar w późniejszym triasie, tworząc osady członka skamieniałego lasu Chinle. Skamieniały Las składa się z czerwonawo-pomarańczowych, bogatych w bentonit piaskowców krzyżowych i gliniastych, drobnoziarnistych kwarcowych . Dolna część tego elementu tworzy żlebowe zbocza, a górna tworzy odporny klif zwany „korytem Capitol Reef”. Guzki węglanowe wraz ze skamieniałymi małżami , koprolitami , ślimakami morskimi , zębami dwudysznymi i czworonogami znajdują się w Skamieniałym Lesie.
Następnie w zapisie geologicznym dominuje osadzanie się z szeregu jezior, w wyniku czego lokalnie członek Chinle Owl Rock o grubości od 150 do 200 stóp (45 do 60 m). Sowa Skała jest zbudowana z purpurowych i pomarańczowych mułowców , drobnoziarnistych piaskowców i mułowców z przekładkami o grubości od 1 do 10 stóp (30 do 300 cm) od zielonego do cętkowanego różowego mikrytu i guzkowatego wapienia. Skamieniałe szczeliny błotne wysychające, które mają do 4 cali (10 cm) szerokości i 3 stopy (1 m) głębokości, znajdują się na samym szczycie Sowiej Skały (później zostały wypełnione piaskiem z leżącego powyżej Wingate Sandstone). W Sowiej Skale znajdują się również śladowe skamieniałości cylindrycznych nor i skamieniałości małżoraczki . Sowa Skała ulega erozji do zaśmieconych zboczy i znajduje się bezpośrednio pod Wingate Sandstone wzdłuż zachodniej ściany Waterpocket Fold.
Grupa Glen Canyon (trias)
Wszystkie trzy formacje grupy Glen Canyon powstały w środkowym i późnym triasie w okresie rosnącej suchości. Nieznaczny ruch płyty północnoamerykańskiej w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara i na północ wprowadzał ten obszar do suchszego pasa klimatycznego. Kierunek krzyżowania się wydm w Glen Canyon Group sugeruje, że dominujące wiatry z północy przenosiły piasek w ten region. Wychodnie trzech formacji Glen Canyon Group to najbardziej widoczne warstwy skalne w grzbiecie Waterpocket Fold . Razem osiągają grubość od 1500 do 2700 stóp (460 do 820 m) na tym obszarze, a ich piaskowce są widoczne w wielu łukach, kopułach i kanionach szczelinowych w Capitol Reef. Są to od najstarszych (najniższych) do najmłodszych (najwyższych);
Wydmy migrowały tam iz powrotem na brzegu Morza Sundance , tworząc 350-stopowy (107 m) gruby klif Wingate Sandstone. Formacja ta składa się z pomarańczowych, krzyżowo ułożonych, skamieniałych wydm zbudowanych z drobnoziarnistego i dobrze zaokrąglonego piasku kwarcowego. Wychodnie Wingate pokrywają zachodnią skarpę Waterpocket Fold. Wybitne przykłady można łatwo zobaczyć w pobliżu Centrum dla zwiedzających w Klifach Fruita iw Zamku.
Klimat stał się bardziej wilgotny później w czasie triasu. Wolno poruszające się strumienie płynące w kierunku południowo-zachodnim tworzyły cienką warstwę piasku, mułu, błota i bruku w kanałach, na nizinach zalewowych iw jeziorach. Skamieniałe ślady dinozaurów i krokodylopodobnych tritylodontów można znaleźć w tej formacji tworzącej zbocze o grubości 350 stóp (107 m), zwanej Kayenta. Kayenta dzieli się na trzy jednostki; dolna półka i środkowy klif, na których dominuje piaskowiec z warstwami poprzecznymi, oraz górne zbocze, na którym występuje stosunkowo więcej mułowców. Często trudno jest dostrzec kontakt między Windgate i Kayentą ze względu na ich podobny kolor i wielkość ziarna. Jedno miejsce, w którym kontakt jest najłatwiejszy do rozpoznania, znajduje się na zachód od State Route 24 wzdłuż rzeki Fremont, przy znaku 82 mili.
Ogromna pustynia , podobna do Sahary , geolodzy nazywają erg , a następnie zaatakowała ten obszar, pokrywając go od 800 do 1100 stóp (240 do 335 m) nagromadzonych skamieniałych wydm w kolorze od białego do brązowego. Powstała formacja, zwana piaskowcem Navajo, składa się z krzyżowo ułożonych i bardzo czystych piaskowców z dobrze zaokrąglonym, na ogół bardzo drobnoziarnistym i matowym piaskiem. Osiągnął największą grubość, 2000 stóp (610 m) na terenie obecnego Parku Narodowego Zion (patrz geologia obszaru kanionów Syjonu i Kolob ). Krzyżowa struktura Navajo prowadzi do powstawania krzywoliniowych kanionów i zaokrąglonych kopuł, takich jak Capitol Dome i Navajo Dome . W innych miejscach tworzy masywne klify i monolity . Późniejsza erozja wyrównała wierzchołki wydm i pozostawiła je w łatwych do rozróżnienia warstwach o grubości do 60 stóp (18 m).
Grupa San Rafael (Jura)
Częste, ale krótkotrwałe zmiany poziomu morza w okresie od środkowej do późnej jury okresowo zalewały ten obszar płytkimi przedłużeniami oceanu. Powstała Grupa San Rafael składa się z czterech formacji, które zostały zdeponowane na powierzchni erozji możliwej do śledzenia w regionie Glen Canyon Group. Formacje Grupy San Rafael to (od najstarszego do najmłodszego);
- strona Piaskowiec ,
- Formacja Karmel ,
- Piaskowiec Entrada ,
- Formacja Curtisa i
- Formacja Summerville .
Formacje San Rafael można zobaczyć we wschodniej części zagłębienia Waterpocket Fold.
Warunki klimatyczne były nadal suche, gdy lokalnie piaskowiec Page o grubości od 0 do 100 stóp (0 do 30 m) osadzał się powyżej zasięgu przypływu, ale w pobliżu brzegu nacierającego morza ( warunki podobne do sabkha ). Formacja ta składa się z trzech członków; the
- Harris Wash,
- Judda Hollowa i
- Tysiące kieszeni.
Razem leżały na szczycie wydm Navajo, gdy morze powoli zalewało rozległą pustynię. Wychodnia Judd Hollow Member można zobaczyć ze znacznika mili 86,5 jako czerwony klif nad wodospadem Fremont River. Krzyżowy piaskowiec tuż nad czerwonym urwiskiem jest przykładem członka Tysiąca Kieszeni.
W okresie środkowojurajskim gips , piasek i muł wapienny osadzały się w czymś, co mogło być rowem , który był okresowo zalewany wodą morską, a tym samym miejscem, w którym po powtarzających się powodziach następowało parowanie . Powstała formacja Carmel składa się z 200 do 1000 stóp (60 do 300 m) czerwonawo-brązowego mułowca, mułowca i piaskowca, który przeplata się z białawo-szarym gipsem i bogatym w skamieniałości wapieniem w pasiastym wzorze. Skamieliny obejmują małże morskie i amonity. Większość Karmelu została usunięta z grzbietu Waterpocket Fold, ale wychodnie można zobaczyć na szczycie Złotego Tronu i na szczycie różnych kopuł w okolicy. Można go również postrzegać jako czerwonawo-brązowe trójkątne ostrogi zwane „żelazkami”, które tworzą wschodni wał kieszonkowy Waterpocket Fold.
Środowisko przybrzeżne, zdominowane przez wyspy barierowe, mierzeje piaskowe i równiny pływowe, powróciło później do regionu. Osadzający się piasek i muł utworzyły czerwonawo-pomarańczowy piaskowiec Entrada o grubości od 400 do 900 stóp (120 do 275 m). Charakterystyczne systemy połączeń w Entrada prowadzą do powstawania katedr i monolitów w Dolinie Katedralnej Capitol Reef, łuków w Parku Narodowym Arches i „goblinów” (lokalna nazwa kapturów ) w pobliskim Parku Stanowym Goblin Valley . Odsłonięcia Entrada w południowej części parku są w większości zbudowane z płaskich mułowców i ulegają erozji na zboczach. Idąc na północ, ekspozycje Entrady stają się coraz bardziej bogate w piaskowiec z warstwami poprzecznymi i erodują w klify o coraz mniejszej liczbie zboczy.
Drobnoziarnisty piasek i muł zmieszany z wapnem piaskowym osadzały się jako osady na wierzchu piaskowca Entrada, tworząc lokalnie odporną na erozję formację Curtis o grubości od 0 do 175 stóp (53 m). Zielony żelazopotasowy krzemian zwany glaukonitem w Curtis wskazuje, że został zdeponowany w płytkim morzu . Wychodnie jasnoszarawo-zielonego Curtisa można postrzegać jako zwieńczenie w północnej części parku, podczas gdy w części południowej jest on lokalnie nieobecny.
Płaskie warunki pływowe powróciły, gdy płytkie morze, które utworzyło formację Curtis, wycofało się z lądu. Cienkie pokłady czerwonawo-brązowego mułowca na przemian z rzadszymi pokładami zielonkawo-szarego piaskowca i wapienia osadzały się jako osady, tworząc lokalnie formację Summerville o grubości od 50 do 250 stóp (15 do 75 m). Formacja ta ulega erozji, tworząc ostre klify i zbocza, i można ją zobaczyć nad nadkładem Curtis w Dolinie Katedralnej. W Curtis znajdują się skamieniałe spękania błota i ślady zmarszczek wraz z pokładami bogatymi w gips o grubości do 28 stóp (8,5 m).
Formacja Morrison (jura)
Ponownie nad poziomem morza strumienie odkładały błoto i piasek w swoich kanałach, na dnie jezior i na bagnistych równinach podczas górnej jury. Stało się to formacją Morrison , która jest lokalnie podzielona na trzech członków (od najstarszego do najmłodszego);
- Członek Tidwell,
- Mycie solą i
- Szczotkowana umywalka.
Członek Tidwell o grubości od 50 do 100 stóp (15 do 30 m) jest lokalnie trudny do rozpoznania i dlatego może, ale nie musi, znajdować się w skałach tego obszaru. Łatwiejsze do zidentyfikowania i zbadania wychodnie w innych miejscach w południowo-wschodnim Utah wskazują, że zostały one zdeponowane w hipersalinowych lagunach .
Glina, błoto, muł, piasek z warstwami poprzecznymi i kamyki zostały później osadzone przez meandrujące strumienie i na równinach zalewowych , tworząc lokalnie element Salt Wash o grubości od 100 do 500 stóp (30 do 150 m). Łóżka iłowców i mułowców tego elementu ulegają erozji w szare zbocza, które mogą wykazywać brązowe, czerwone, żółte i zielone kolory. Piaskowiec Salt Wash jest średnio sortowany i drobnoziarnisty do średnioziarnistego, podczas gdy złoża konglomeratów otoczaków są wykonane z chertu z niewielką ilością krzemionkę . Oba typy łóżek ulegają erozji, tworząc półki i małe klify. Salt Wash był lokalnie wydobywany w latach pięćdziesiątych XX wieku w celu wydobycia rudy uranu .
Element Brushy Basin o grubości od 200 do 350 stóp (60 do 105 m) składa się z iłowca, mułowca i mułowca z niewielkimi ilościami konglomeratu i piaskowca. Gliny w tym członie są bogate w smektyt i dlatego mają tendencję do pęcznienia, gdy są mokre i suche, tworząc pokruszoną powierzchnię, która wygląda trochę jak popcorn. Skamieniałe kości dinozaurów występują w wielu miejscach w Utah i zachodnim Kolorado . Kości są zwykle rozproszone i dlatego trudno je zidentyfikować, ale prawie kompletne szkielety znaleziono w dnie jeziora i glinach zalewowych. Dobre ekspozycje elementu Brushy Basin Member można zobaczyć na Wzgórzach Bentonitowych.
Formacje Cedar Mountain i Dakota (kreda)
Wczesna kreda przyniosła na ten obszar osady kontynentalne, w których dominowały rzeki. Piaskowce i mułowce nagromadziły się, tworząc formację Cedar Mountain o grubości od 0 do 166 stóp (50,5 m) tworzącą zbocze . Członek konglomeratu Buckhorn o grubości 73 stóp (22 m) rozrzedza się na północ i wschód od parku i jest w nim prawie nieobecny, co utrudnia odróżnienie leżącego poniżej Morrisona od nieco bardziej pastelowej Góry Cedrowej. Skamieniałe zwierzęta słodkowodne, takie jak mięczaki i małżoraczki , a także dinozaury, rybie łuski , pyłki w tej formacji znaleziono rodzaj paproci o nazwie Tempskya .
Pasywny margines kontynentalny stał się aktywny, gdy płyta Farallon zaczęła nurkować poniżej płyty północnoamerykańskiej . Geolodzy nazywają powstałe w ten sposób wydarzenie związane z budową gór, orogenezą Sevier . Siły ściskające oderwały jednostki osadowe w zachodnim Utah i Nevadzie od ich prekambryjskich skał piwnicznych i popchnęły je na wschód. Ciężar powstałego w ten sposób wysokiego pasma górskiego , który utworzył się na zachodzie, obniżył znaczną część stanu Utah i umożliwił inwazję morza. Rozrosło się to do rozległego morza, które okresowo dzieliło Amerykę Północną w kredzie, zwanej Western Interior Seaway .
piaskowca Dakota sprzed około 100 do 94 milionów lat zostały zdeponowane na brzegu tego toru wodnego na początku kredy. Formacja o grubości do 150 stóp (45 m) składa się z drobnoziarnistego brązowego do brązowawo-szarego piaskowca bogatego w kwarc, który jest przekładany cienkimi warstwami bogatego w węgiel łupku, węgla i konglomeratu .
Skamieniałe drewno znajduje się w dolnej części formacji, podczas gdy skamieniałe małże morskie, takie jak Corbula i Pycnodonte newberryi , znajdują się w górnych warstwach. Ta progresja skamielin pokazuje zapis powodzi, która stworzyła tor wodny. Dakota eroduje w małe klify i hogbacki, które można zobaczyć w południowej części parku.
Formacja Mancos Shale i Mesaverde (kreda)
Około 94 do 85 milionów lat temu tor wodny posuwał się i wycofywał z lądu, gdy odkładał łupki Mancos . Mancos składa się głównie z łupków ilastych , ale dwóch jego członków, Ferron i Muley Canyon, to piaskowiec, który został położony, gdy względny poziom morza chwilowo spadł. Pięciu członków Mancos od najstarszego do najmłodszego to:
- Łupek Tununk,
- Ferron Piaskowiec,
- Łupek Niebieskiej Bramy,
- Kanion Muley i
- Masuk.
Części tej formacji znajdują się na niektórych płaskowyżach i wzgórzach w najbardziej wysuniętej na południe części parku oraz na pustkowiach na wschód od parku.
Otwarte warunki morskie stworzyły lokalnie 40 do 720 stóp (12 do 220 m) grubych wąwozów tworzących zbocza Tunk Shale Member. Zbudowana jest z niebieskoszarych łupków z przewarstwieniami mułowca, drobnoziarnistego piaskowca i mułowca. Tununk ulega erozji na zboczu i jest lokalnie bogaty w skamieniałości. Jest najbardziej eksponowany na Błękitnej Pustyni, bezpośrednio na południowy wschód od Doliny Katedralnej i zawiera skamieniałe okazy głowonogów , małży i rybich łusek .
Zdominowany przez fale system delt i rzek rozprzestrzenił się następnie na tym obszarze, tworząc lokalnie tworzący klify Ferron Sandstone o grubości od 205 do 385 stóp (62 do 117 m). Składa się z brązowego drobnoziarnistego piaskowca wraz z białym piaskowcem krzyżowym z przewarstwieniami szarych łupków bogatych w węglany. części tego członka znaleziono małże morskie Inoceramus i śladowe skamieniałości Ophiomorpha . Ferron Sandstone na północ od obszaru zawiera pokłady węgla w swojej górnej części, co skłoniło niektórych geologów naftowych do zbadania tego elementu w celu modelowania regionów roponośnych.
Otwarte warunki morskie powróciły w późnej kredzie, tworząc lokalnie łupek Blue Gate o grubości od 1200 do 1500 stóp (365 do 460 m). Element ten składa się z glin bogatych w bentonit, mułowca i pewnej ilości piaskowca. Eroduje, tworząc żlebowe zbocza, podobne wyglądem do łupków tununkowych. Do datowania tego członka wykorzystano obecność dwóch gatunków otwornic planktonowych w górnej Błękitnej Bramie, Clioscaphites vermiformis i Clioscaphites choteauenis .
Starożytna linia brzegowa ponownie zbliżyła się do tego obszaru, w wyniku czego utworzył się lokalnie członek Muley Canyon o grubości od 300 do 400 stóp (90 do 120 m). Składa się z równomiernie ułożonych, drobnoziarnistych piaskowców i bogatych w węgiel łupków. Złoża węgla znajdują się w górnych partiach tego elementu, co wskazuje na ówczesne warunki kontynentalnej równiny przybrzeżnej.
Naprzemienne warstwy płytkich osadów morskich i innych niż morskie osadzały się, gdy linia brzegowa wahała się tam iz powrotem na tym obszarze. Osady te stały się lokalnie członkiem Masuk o grubości od 650 do 750 stóp (200 do 230 m). Masuk składa się z tworzących klify piaskowców o krzyżowych pokładach i tworzących zbocza żółtawoszarych do niebieskawoszarych mułowców z przeplatanymi jasnoszarymi piaskowcami. W tym członie zebrano skamieniałości małży, dinozaurów ceratopsów, krokodyli, ślimaków i żółwi .
Western Interior Seaway kurczył się z powodu napełniania i wypiętrzenia, podczas gdy wysokie góry na wschodzie były redukowane przez erozję. Plaże barierowe i delty rzeczne migrowały na wschód do toru wodnego. Powstała formacja Mesaverde o grubości od 300 do 400 stóp (90 do 120 m) składa się z jasnobrązowego do ciemnoszarego, grubowarstwowego i krzyżowo uwarstwionego piaskowca z przeplatanymi ciemnoszarymi łupkami i językami z członkiem Masuk leżącego nad nim łupku Mancos. Tylko niewielkie pozostałości znajdują się na kilku płaskowyżach we wschodniej części parku.
Wypiętrzenie i zdarzenia kenozoiczne
Waterpocket Fold, jezioro Uinta i wulkanizm
Przekrój fałdy Waterpocket przedstawiający erodowaną część (NPS) Zdjęcie fałdu patrzącego na południe od Strike Valley Overlook (USGS)
Orogeneza Laramide zagęszczała region od około 70 do 50 milionów lat temu, tworząc w ten sposób Góry Skaliste . Wiele monoklin (rodzaj łagodnego fałdu ku górze w warstwach skalnych) zostało również utworzonych przez głębokie siły ściskające Laramide. Jeden z tych monoklin , zwany Waterpocket Fold , jest głównym elementem geograficznym parku. Fałda o długości 100 mil (160 km) ma przebieg północ-południe ze stromym spadkiem na wschód strona. Warstwy skał po zachodniej stronie Waterpocket Fold zostały podniesione o ponad 7000 stóp (2100 m) wyżej niż warstwy na wschodzie. W ten sposób starsze skały są odsłonięte w zachodniej części fałdu, a młodsze w części wschodniej. Ta szczególna fałda mogła powstać w wyniku ruchu wzdłuż uskoku w prekambryjskich skałach piwnicznych, ukrytych znacznie poniżej wszelkich odsłoniętych formacji. Małe trzęsienia ziemi skupione poniżej fałdy w 1979 roku mogą być spowodowane taką usterką.
Równocześnie z formacją Waterpocket Fold rozwijał się na tym obszarze basen międzygórski (między górami). Jezioro Uinta wypełniło ten basen wodą ze strumienia pochodzącą z północy i południa. To duże jezioro istniało od około 58 milionów do 35 milionów lat temu i jest odpowiedzialne za tworzenie formacji Flagstaff Limestone i Green River , które lokalnie osiągają grubość około 200 stóp (60 m). Gdzie indziej te formacje mają łączną grubość ponad 9000 stóp (2740 m). Flagstaff to biała, bogata w skamieniałości warstwa, która składa się z wapienia, tufu i konglomerat , który eroduje w występy i zbocza.
orogenezę Laramide nastąpiło niewielkie rozciąganie, gdy ustanowiono nową równowagę. To stworzyło słabości w skorupie, które pozwoliły magmie wniknąć w kierunku powierzchni, tworząc złożone wulkany na zachód od obszaru około 25 do 20 milionów lat temu. W fałdzie magma przedostała się przez formacje i pomiędzy nimi około 4,6 do 3,7 miliona lat temu, tworząc odpowiednio groble i progi . Małe bazaltowej wybuchały przez szczeliny na powierzchni, a następnie sporadycznie trwała aktywność magmowa. Późniejsza erozja preferencyjnie usuwała bardziej miękkie skały osadowe, które początkowo zakopywały groble, progi i korki wulkaniczne, często pozostawiając je stojące ulga . Przykłady można zobaczyć w South Desert i Cathedral Valley na północnym krańcu owczarni.
Erozja
Dziesięć do piętnastu milionów lat temu cały region został wyniesiony na wysokość kilku tysięcy stóp (znacznie ponad kilometr) przez utworzenie Płaskowyżu Kolorado . Tym razem wypiętrzenie było bardziej równomierne, pozostawiając ogólną orientację formacji w większości nienaruszoną. Większość erozji, która wyrzeźbiła dzisiejszy krajobraz, nastąpiła po wypiętrzeniu Płaskowyżu Kolorado, przy czym znaczna część głównego cięcia kanionu miała miejsce prawdopodobnie między 1 a 6 milionami lat temu. Nawet w tym pustynnym klimacie woda jest czynnikiem erozyjnym najbardziej odpowiedzialnym za rzeźbienie krajobrazu. Przyciąganie grawitacji , w postaci opadów skalnych lub pełzania skał, odgrywa główną rolę w kształtowaniu linii klifowych. Wiatr jest tutaj pomniejszym czynnikiem erozji.
System odwadniający na tym obszarze został przebudowany i wzmocniony, gdy podniesiono Waterpocket Fold. Większe strumienie, takie jak rzeka Fremont , z większym prawdopodobieństwem nadążały za wypiętrzeniem, szybciej opadając do Waterpocket Fold. Inne strumienie, takie jak Sand Creek, zmieniły swój bieg, płynąc równolegle do fałdy i wcinając się w mniej odporne formacje. Jednak inne strumienie próbowały nadążyć za wypiętrzeniem, rzeźbiąc kaniony szczelinowe tylko po to, by później zmienić kurs, pozostawiając ich kaniony dosłownie wysokie i suche. W sumie 7000 stóp (2100 m) pokrywających mezozoiku i kenozoiczne zostały usunięte w wyniku erozji na tym obszarze.
Wilgotniejsze i chłodniejsze warunki rozwinęły się w epoce plejstocenu i na krótko powróciły przez co najmniej dwa epizody neoglacjalne ( małe epoki lodowcowe ) w obecnej epoce, holocenie . Różne rzeki i strumienie na tym obszarze zostały napełnione przez zwiększone opady i wodę topniejącą z lodowców górskich w Górach Henryka na wschodzie i Płaskowyżu Wodnika na zachód od parku. Błyskawiczne powodzie , masowe niszczenie zboczy, klinowanie mrozu i osuwiska przyczyniły się do znacznie szybszego tempa erozji . Lodowce wyrwały liczące od 20 do 30 milionów lat czarne bazaltowe głazy ze szczytów Gór Boulder i Tysiąca Jezior, które zostały następnie osadzone na terenie parku przez strumienie topniejącej wody z lodowców, osuwisk skalnych i powodzi .
Prace cytowane
- Billingsley, GH, rasa, WJ i Huntoon, PW; 1987; Mapa geologiczna Capitol Reef National Park i okolic, Utah; Utah Geologic Survey (wyświetlono 25 marca 2006 r.)
- Halka Chronic, Roadside Geology of Utah (Mountain Press; 1990) ISBN 0-87842-228-5
- Ann G. Harris, Esther Tuttle, Sherwood D., Tuttle, Geologia parków narodowych: wydanie piąte (Iowa, Kendall / Hunt Publishing; 1997) ISBN 0-7872-5353-7
- LF Hintze, Geologic History of Utah , Brigham Young University Geology Studies, w. 20, część 3. Provo UT, strona 181
- Thomas H. Morris, Vicky Wood Manning i Scott M. Ritter, „Geologia Parku Narodowego Capitol Reef, Utah” w geologii parków i pomników stanu Utah , Douglas A. Sprinkel, Thomas C. Chindsey, Jr. i Paul B. Anderson, redaktorzy (Salt Lake City; Towarzystwo Geologiczne Utah; 2003) ISBN 1-882054-10-5
- National Park Service, „Capitol Reef: Geology” (wyświetlono 25 marca 2006)
- William Lee Stokes, Geology of Utah (Salt Lake City; Utah Museum of Natural History; 1988) ISBN 0-940378-05-1