Geología del área de Bryce Canyon

La geología expuesta del área de Bryce Canyon en Utah muestra un registro de sedimentación 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 sedimentario de la región alrededor de lo que ahora 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 Dakota y la pizarra tropical hasta los arroyos y lagos fríos que aportaron sedimentos a la colorida Formación Claron que domina los anfiteatros del parque.

También se formaron otras formaciones, pero en su mayoría se erosionaron tras el levantamiento de la orogenia Laramide que comenzó hace unos 70  millones de años ( Ma ). Este evento elevó las Montañas Rocosas muy al este y provocó el retroceso del mar que cubría el área del Cañón Bryce. Después de que la formación de las montañas Laramide llegó a su fin, hace unos 15 Ma, una gran parte del oeste de América del Norte comenzó a extenderse hacia la topografía cercana de Basin and Range . El área más grande de Bryce se elevó como parte de las Altas Mesetas por las mismas fuerzas. El levantamiento de las Mesetas de Colorado y la apertura del Golfo de California por 5 Ma cambiaron el drenaje del Río Colorado y sus afluentes, incluido el Río Paria , que se está erosionando hacia adelante entre dos mesetas adyacentes al parque. El levantamiento causó la formación de juntas verticales que luego se erosionaron preferentemente para formar los pináculos independientes llamados hoodoos , badlands y monolitos que vemos hoy.

Las formaciones expuestas en el área del parque son parte de la Gran Escalera . Los miembros más antiguos de esta supersecuencia de unidades rocosas están expuestos en el Gran Cañón , los intermedios en el Parque Nacional Zion y sus partes más jóvenes están al descubierto en el área del Cañón Bryce. Se produce una pequeña superposición dentro y alrededor de cada parque.

La Gran Escalera es una secuencia de capas de rocas sedimentarias, definidas por primera vez en la década de 1870, que se extienden hacia el sur por 100 millas (160 km) desde el Parque Nacional Bryce Canyon a través del Parque Nacional Zion y hasta el Gran Cañón . ^[1] Bryce Canyon está ubicado dentro de Pink Cliffs, la elevación más alta y más joven dentro de la Gran Escalera. ^{[2] [3]}

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. ^[4] Los geólogos llaman a este mar poco profundo la Vía Marítima Cretácica o Vía Marítima Interior Occidental. La vía marítima dividió América del Norte en dos mitades: una porción oriental dominada por los ya antiguos Montes Apalaches y una parte occidental compuesta principalmente por las aún crecientes Montañas Sevier; ^[4] formada a partir de fallas de empuje poco profundas causadas por la orogenia Sevier . ^[5] A medida que la línea de costa se movía de un lado a otro, el área de Bryce alternaba entre ser parte de la masa continental Sevier y estar debajo de la Vía Marítima Cretácica. Como resultado, capas alternas de sedimentos no marinos, intermareales y marinos se encontraban una encima de la otra.

Conglomerados , limolitas y areniscas ricas en fósiles que juntos tienen hasta 300 pies (90 m) de espesor marcan la llegada de la vía marítima del Cretácico. ^[4] Llamada arenisca 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 el Dakota se encuentran abundantes cantidades de madera petrificada , bancos de ostras que contienen millones de fósiles y carbón . ^[4] En el área del Cañón Bryce, esta formación se puede ver en el valle de Paria, donde se encuentra como una arena de manta litificada que probablemente se acumuló en playas , lagunas y vastos pantanos productores de carbón a medida que la vía marítima del Cretácico transgredía (avanzaba tierra adentro) sobre la región y luego retrocedía. ^[6] Se asienta discordantemente sobre formaciones jurásicas mucho más antiguas que no están expuestas en el área inmediata (ver geología del área de los cañones Zion y Kolob para una discusión sobre estos sedimentos más antiguos).

El lodo y el limo se depositaron sobre la Formación Dakota a medida que la vía marítima se hacía más profunda y más tranquila en el área. ^[6] La pizarra tropical 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 Paria. ^{[4] Forma las tierras baldías sin vegetación que se ven en el valle tropical y es quizás la formación más rica en fósiles en el área; contiene numerosas} amonitas de concha recta y enrolladas . ^[4]

La vía marítima del Cretácico ya se estaba retirando hacia el este y el sur cuando se depositó la Formación Straight Cliffs, de 500 m (1700 pies) de espesor. ^[7] Sus miembros representan varias etapas de este proceso. La arenisca formadora de acantilados del Miembro Tibbet Canyon se depositó de manera conformada sobre la lutita tropical en entornos marinos poco profundos y, más tarde, cerca de la costa. La lutita 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. Si bien las capas alternas de lutita y arenisca mezcladas con depósitos masivos de carbón del Miembro John Henry se depositaron en pantanos, lagunas y entornos fluviales , un miembro, el Drip Tank, no se encuentra en el área de Bryce Canyon. ^[7] Esta formación se erosiona formando acantilados y escarpes casi imposibles de escalar de areniscas de color blanquecino a gris amarillento con capas intercaladas comparativamente delgadas de esquisto y lutita. Se encuentran dientes de tiburón en las partes inferiores de la formación. ^[4]

Los lagos y los ríos que fluyen hacia el este se convirtieron en el lugar de reposo dominante para los sedimentos después del retroceso del Mar Cretácico. Las lutitas y areniscas de la Formación Wahweap, de 200 m (700 pies) de espesor , se depositaron en agua en movimiento (entorno fluvial). ^[7] Esta formación es parte de los Acantilados Grises de la Gran Escalera mencionados anteriormente. Contiene abundantes fósiles de vertebrados , incluidos dinosaurios como los hadrosaurios . ^[4]

En la zona se desarrolló una llanura de inundación atravesada por ríos y lagos. El lodo y la arena se acumularon en este entorno para convertirse en las areniscas y lutitas grises de la Formación Kaiparowits . Esta formación tiene hasta 100 pies (30 m) de espesor en el área de Bryce Canyon, pero otras partes de Kaiparowits en la región tienen varios cientos de pies (decenas de metros) de espesor. ^[7] Dos formaciones, Canaan Peak y Pine Hollow, se encuentran sobre Kaiparowits en otras partes de la región, pero están ausentes en el área de Bryce Canyon. Las areniscas y los conglomerados de estas formaciones registran la deposición de arroyos y ríos a partir de la época del Paleoceno . ^[7]

El levantamiento causado por un episodio de formación de montañas llamado orogenia Laramide duró desde finales del Cretácico, hace unos 70 millones de años, hasta principios del Paleoceno. Esto elevó las tierras altas, que antes eran más bajas, hacia el cielo mientras que las cuencas bajas entre ellas se hundían gradualmente. ^[8] La compresión del evento Laramide deformó la tierra en el área para formar el anticlinal 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 removidas de la cresta del anticlinal por la erosión antes de que se depositara la Formación Claron. ^[9] Por lo tanto, existe una discordancia angular a lo largo de la cresta del anticlinal. El parque también se encuentra en el flanco occidental de suave inclinación del levantamiento Kaibab, mucho más grande, que también se formó como resultado de la Laramide. ^[5]

La elevación de Laramide se detuvo brevemente en el Eoceno . ^[5] Los arroyos serpenteantes fluyeron lentamente sobre las llanuras anchas y casi sin rasgos distintivos resultantes. Inundaciones periódicas pero extensas inundaron grandes áreas quizás una vez cada 1000 años; esparciendo lodo, guijarros y limo fino sobre las llanuras. ^[7] La ​​erosión incidió estos depósitos entre eventos de inundación y el crecimiento de plantas fue abundante. La oxidación del hierro en el lodo y el limo convirtió el suelo en hematita , dándole un tono rosado y rojo. Estos sedimentos luego se litificaron en el Miembro Rosa de hasta 700 pies (200 m) de espesor de la Formación Claron localmente de la edad del Eoceno (anteriormente llamada Formación Wasatch). ^[7] Los conglomerados canalizados de este miembro se pueden ver fácilmente en Red Canyon a lo largo de la Ruta Estatal 12, mientras que su limo y lutitas componen la mayoría de las agujas frágiles y coloridas del parque llamadas hoodoos . El geólogo Clarence Dutton denominó al miembro inferior del Claron, rico en óxido de hierro, la serie Pink Cliffs debido a su apariencia colorida. ^[8]

Un gran sistema de lagos poco profundos pero extensos y deltas asociados cubría varios miles de kilómetros cuadrados de lo que ahora es el noroeste de Colorado y el suroeste de Utah y Wyoming . ^[10] Estos lagos existieron desde el Paleoceno hasta mediados del Oligoceno, pero no se extendieron al área del Cañón Bryce hasta el Eoceno. ^[7] Grandes cantidades de sedimentos del lecho del lago se depositaron en este sistema durante los 20 millones de años de su existencia, desde aproximadamente 60 a 40 millones de años atrás. ^[10] El cambio climático y los ciclos hicieron que los lagos del sistema se expandieran y encogieran a través del tiempo. A medida que lo hacían, dejaron lechos de diferente espesor y composición apilados uno sobre otro; ^[8]

• Varios depósitos de arena y guijarros cerca de la costa,
• lodos pobres en calcio más alejados de la orilla,
• lodo rico en calcio en aguas más profundas y
• En las aguas más profundas se depositaron lodos calizos puros.

Los lodos y fangos calizos se litificaron más tarde en la piedra caliza y la limosita intercalada del Miembro Blanco del Claron de hasta 300 pies (90 m) de espesor. ^{[7] Este miembro se erosiona en} monolitos de color blanco que se encuentran solo en las elevaciones más altas de la meseta de Paunsaugunt . Los fósiles son raros en el Miembro Blanco y consisten principalmente en caracoles de agua dulce y almejas , lo que indica que los lagos sustentaban poca vida. ^[7] La ​​mayoría de los arcos y puentes naturales del parque, incluido el famoso Puente Natural , fueron tallados en lechos de arenisca en el Claron.

Una brecha en el registro geológico después de 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. ^{[11] [12]} La ceniza volcánica y la lava de estos flujos se encuentran a menos de 20 millas (30 km) de Bryce Canyon, pero al menos algo de material volcánico probablemente se depositó directamente en el área del parque solo para ser eliminado más tarde por la erosión. ^[5]

La mayor parte de la actividad en el campo volcánico de Marysvale ocurrió durante tres intervalos separados; ~34–22 millones de años, 22–14 millones de años y 9–5 millones de años. ^[12] Dacitas y andesitas entraron en erupción sobre un batolito en evolución en el primer intervalo. La ceniza rica en cristales de la caldera Three Creeks de 27 millones de años (myo), la caldera Big John de 24 millones de años y la caldera Monroe Peak de 23 millones de años se endurecieron en toba . ^[12] El segundo y tercer intervalo vieron erupciones de grandes cantidades de riolitas . La riolita rica en álcali entró en erupción en el segundo intervalo desde la caldera Mount Belknap de 19 millones de años. ^[12]

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, unos 2000 m (5000 pies) más abajo. ^[5] El plegamiento y fallamiento de la Formación Claron a partir del colapso creó el empuje Ruby's Inn. También se creó una ligera curvatura descendente que corre de este a oeste y es perpendicular al movimiento de empuje, llamada sinclinal Bryce. ^[5] La actividad volcánica en el área de Marysvale y Bryce cesó hace unos 500.000 años. ^{[11] Se pueden ver rocas} basálticas de la misma edad a lo largo de la falla Sevier cerca de la entrada a Red Canyon; 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. ^[13]

Se formaron unidades rocosas más jóvenes, pero la erosión acelerada por el levantamiento posterior las eliminó en su mayoría. Se pueden encontrar afloramientos de estas formaciones en la parte norte del parque y en algunos lugares del borde de la meseta. Entre ellas se encuentran el conglomerado Boat Mesa, de 20 a 30 m (50 a 100 pies) de espesor, del Oligoceno o Mioceno, y la Formación Sevier River, del Plioceno al Pleistoceno temprano . ^[14] La Boat Mesa está formada principalmente por conglomerados con pequeñas cantidades de arenisca y algo de caliza de lagos, que representan depósitos de inundaciones de arroyos y desbordes. ^[7] La ​​arenisca y las gravas de color gris parduzco de la Formación Sevier River se depositaron en valles que formaban parte del sistema de drenaje ancestral del río Sevier . ^{[7] [14]}

Hace unos 15 millones de años, en el Mioceno , las fuerzas de tensión en Nevada hacia el oeste eran tan grandes que la corteza se extendió hasta quedar delgada, creando la provincia de Basin and Range . ^[5] Estas mismas fuerzas segmentaron lo que ahora es la parte occidental de la meseta de Colorado en nueve mesetas diferentes más pequeñas, incluida la de Paunsaugunt sobre la que se asienta el parque. ^{[15] [16]} 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 se hundieron en el otro a medida que la corteza se extendía en dirección este-oeste. ^[5] Dos de estas fallas limitan la meseta de Paunsaugunt; la de Sevier al oeste y la de 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. ^[16]

La falla Hurricane marca el borde oeste de la meseta Markagunt y es el límite topográfico entre las provincias de Basin and Range y Colorado Plateaus. ^[16] El Monumento Nacional Cedar Breaks , que comparte casi la misma geología expuesta y características erosivas que el Parque Nacional Bryce Canyon, se encuentra en el borde oeste de Markagunt.

Toda la meseta del Colorado comenzó entonces a elevarse desde cerca del nivel del mar hasta varios miles de pies (más de un kilómetro) de altura. ^[14] 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 de tensión que formaron la Cuenca y la Cordillera causaron que esa región se hundiera en relación con la Meseta del Colorado. ^[7] Cualquiera que haya sido 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 alteró significativamente con la apertura del golfo de California . El rifting desgarró la península de Baja California hacia el noroeste desde el continente mexicano hace unos 10 a 5 millones de años. ^[5] El ancestral río Colorado respondió a la deformación regional tomando un atajo hacia el mar al fluir hacia el nuevo golfo. Esto redujo significativamente la distancia desde las cabeceras del río y su delta en el mar. Como resultado, el agua del Colorado y sus afluentes se movió más rápido y se hundió más profundamente, creando la topografía de los cañones.

La formación de aproximadamente la profundidad actual del Gran Cañón del río Colorado hace 1,2 millones de años provocó que sus afluentes cortaran aún más profundamente. ^[17] La ​​erosión hacia la cabeza de uno de esos afluentes, el río Paria , erosionó hacia el norte-noroeste hacia lo que ahora es el Anfiteatro Paria. ^[18] 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 en el borde orientado al este de la meseta de Paunsaugunt forma barrancos que se ensanchan en nichos y anfiteatros, mientras que la erosión diferencial y el acuñamiento de las heladas crean los hoodoos . Los arroyos en la meseta no contribuyen a la formación de nichos o anfiteatros porque fluyen lejos del borde. ^[18] La erosión continúa de esta manera hoy.

El Miembro Rosa de la Formación Claron está compuesto en gran parte de piedra caliza relativamente blanda y de fácil erosión. Cuando la lluvia se combina con dióxido de carbono forma una solución débil de ácido carbónico . Este ácido ayuda a disolver lentamente la piedra caliza en la Formación Claron grano a grano. Es este proceso de erosión química el que redondea los bordes de los hoodoos y les da sus perfiles abultados y grumosos.

En invierno, la nieve derretida se filtra por las grietas y las 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/descongelación ocurren cada año en Bryce Canyon. ^[19] La formación de cuñas de hielo aprovecha y ensancha 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 caliza horizontalmente. Estas capas son más resistentes al ataque del ácido carbónico y, por lo tanto, pueden actuar como cubiertas protectoras de aletas, ventanas y chimeneas de hadas. Muchas de las chimeneas de hadas más duraderas están cubiertas con un tipo de piedra caliza rica en magnesio llamada dolomita . ^[19] 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 hoodoos también los destruirán eventualmente. 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. ^[19] A medida que el cañón continúa erosionándose hacia el oeste, eventualmente capturará (en quizás 3 millones de años) la cuenca hidrográfica de East Fork del río Sevier . Una vez que este río fluya a través del anfiteatro Bryce, dominará el patrón erosivo; reemplazando hoodoos con un cañón en forma de V y paredes de acantilados empinados típicos de los patrones de erosión y meteorización creados por los ríos. Un presagio de esto se puede observar en Water Canyon mientras se camina por el sendero Mossy Cave. Un canal de desviación ha estado llevando una parte de East Fork del río Sevier a través de esta sección del parque durante más de 100 años. ^[19]

• Cunningham, Charles G. (2002). "Rocas volcánicas y depósitos minerales del campo volcánico Marysvale, en el centro-oeste de Utah". The Geological Society of America. Archivado desde el original el 8 de junio de 2011. Consultado el 12 de agosto de 2007 .
• Davis, George H.; Pollock, Gayle L. (agosto de 2003). "Geología del Parque Nacional Bryce Canyon". En Paul B. Anderson (ed.). Geología de los parques y monumentos de Utah . Asociación de Historia Natural de Bryce Canyon y Asociación Geológica de Utah. ISBN 1-882054-10-5.
• Harris, Ann G; Tuttle, Esther (1997). Geología de los parques nacionales (quinta edición). Iowa: Kendall Hunt Publishing Co. ISBN 0-7872-5353-7.
• Kiver, Eugene P; Harris, David V (1999). "Parque Nacional Bryce Canyon y Monumento Nacional Cedar Breaks (Utah)". Geología de los parques de Estados Unidos (quinta edición). Nueva York: John Wiley & Sons, Inc., págs. 522-30. ISBN 0-471-33218-6.
• Rowley, Peter D.; Cunningham, Charles G.; Steven, Thomas A.; Workman, Jeremiah B.; Anderson, John J.; Theissen, Kevin M. (2002). Mapa geológico del campo volcánico central de Marysvale, suroeste de Utah. Denver, Colorado: Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 12 de agosto de 2007 . {{cite book}}: |work=ignorado ( ayuda )
•  Este artículo incorpora material de dominio público de Hoodoos. Servicio de Parques Nacionales . Consultado el 24 de julio de 2007 .
• "Notas de campo de geología: Parque Nacional Bryce Canyon, Utah". Servicio de Parques Nacionales. 4 de enero de 2005. Archivado desde el original el 8 de julio de 2007. Consultado el 2 de agosto de 2007 .

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• DeCourten, Frank (1994). Sombras del tiempo: la geología del Parque Nacional Bryce Canyon . Asociación de Historia Natural de Bryce Canyon.
• Tufts, Lorraine Salem (1998). Secretos en los parques nacionales del Gran Cañón, Zion y Bryce Canyon (tercera edición). North Palm Beach, Florida: National Photographic Collections. ISBN 0-9620255-3-4.