Geología del área del Cañón Bryce

En el Cretácico , un mar poco profundo 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 el Mar Cretácico o Mar Interior Occidental. El mar dividió América del Norte en dos mitades: una porción oriental dominada por los ya antiguos Montes Apalaches y una parte occidental compuesta principalmente por los Montes Sevier, aún en crecimiento; ^{[ 4 ]} formados por fallas de cabalgamiento superficiales causadas por la orogenia Sevier . ^{[ 5 ]} A medida que la línea costera se movía de un lado a otro, el área de Bryce alternaba entre ser parte de la masa continental de Sevier y estar bajo el Mar Cretácico. Como resultado, capas alternas de sedimentos no marinos, intermareales y marinos se depositaron unas sobre otras.

Conglomerado , limolita y arenisca rica en fósiles que juntos alcanzan hasta 90 m (300 pies ) de espesor marcan la llegada del Mar 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 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 capa de arena litificada que probablemente se acumuló en playas , en lagunas y vastos pantanos productores de carbón a medida que el Mar Cretácico transgredía (avanzaba tierra adentro) sobre la región y luego retrocedía. ^{[ 6 ]} Se asienta de forma discordante sobre formaciones jurásicas mucho más antiguas que no están expuestas en el área inmediata (véase la geología del área de los cañones de 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 el mar se volvía más profundo y tranquilo en la zona. ^{[ 6 ]} La lutita tropical resultante, de color gris oscuro a negro, registra la máxima transgresión del mar hacia Utah y tiene 300 m (1000 pies) de espesor en el Anfiteatro de Paria. ^{[ 4 ]} Forma las tierras baldías sin vegetación que se ven en el Valle Tropical y es quizás la formación más rica en fósiles de la zona; contiene numerosos ammonites de concha recta y en espiral . ^{[ 4 ]} 

El Mar Cretácico ya estaba retrocediendo hacia el este y el sur cuando se depositó la Formación Straight Cliffs, de 500 m (1700 pies) de espesor local. ^{[ 7 ]} Sus miembros representan varias etapas de este proceso. La arenisca formadora de acantilados del Miembro Tibbet Canyon se depositó concordantemente sobre la Lutita Tropical en ambientes marinos someros y, posteriormente, 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 costeros y lagunas en la costa del mar. Mientras que las capas alternas de lutita y arenisca mezcladas con depósitos masivos 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 del Cañón Bryce. ^{[ 7 ]} Esta formación se erosiona formando acantilados y escarpes casi inaccesibles, compuestos de areniscas blanquecinas a gris amarillentas con capas intercaladas relativamente delgadas de lutita y limolita. 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 principal lugar de acumulación de sedimentos tras el retroceso del Mar Cretácico. Las lutitas y areniscas de la Formación Wahweap, de un espesor local de 200 m (700 pies ), se depositaron en aguas corrientes (ambiente fluvial). ^{[ 7 ]} Esta formación forma 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 aluvial atravesada por ríos y lagos. El lodo y la arena se acumularon en este entorno, dando origen a las areniscas y lutitas grises de la Formación Kaiparowits . Esta formación alcanza hasta 30 metros de espesor en la zona del Cañón Bryce, pero otras partes de la Kaiparowits en la región tienen varios cientos de metros de espesor. ^{[ 7 ]} Dos formaciones, el Pico Canaan y el Hueco de Pino , se asientan sobre la Kaiparowits en otras partes de la región, pero están ausentes en la zona del Cañón Bryce. Las areniscas y conglomerados de estas formaciones registran la sedimentación de arroyos y ríos desde el Paleoceno . ^{[ 7 ]} 

El levantamiento causado por un episodio orogénico llamado orogenia Laramide duró desde el Cretácico superior, hace unos 70 millones de años, hasta el Paleoceno inferior. Esto elevó las tierras altas, antes más bajas, mientras que las cuencas  bajas entre ellas se hundieron gradualmente. ^{[ 8 ]} La compresión del evento Laramide deformó el terreno en la zona para formar el anticlinal de Bryce Canyon, con una inclinación de hasta 5°. Todas las formaciones de Canaan Peak, Pine Hollow, Kaiparowits y Waheap, junto con parte de los acantilados 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 de Kaibab , mucho mayor, que también se formó como resultado de la orogenia Laramide. ^{[ 5 ]}

El levantamiento del Laramide se detuvo brevemente en el Eoceno . ^{[ 5 ]} Arroyos serpenteantes fluyeron lentamente sobre las llanuras resultantes, amplias y casi sin rasgos distintivos. Inundaciones periódicas pero extensas anegaron grandes áreas quizás una vez cada 1000 años; esparciendo lodo, cantos rodados 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 rosa y rojo. Estos sedimentos se litificaron más tarde en el Miembro Rosa de hasta 200 m (700 pies ) de espesor de la Formación Claron de edad local 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 frágiles y coloridas agujas del parque llamadas hoodoos . El geólogo Clarence Dutton denominó al miembro inferior del Claron, rico en óxido de hierro, la serie de los Acantilados Rosados ​​debido a su colorido aspecto. ^{[ 8 ]} 

Un gran sistema de lagos poco profundos pero extensos y deltas asociados cubría varios miles de millas cuadradas 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 lacustre 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 contrajeran a lo largo del tiempo. Al hacerlo, dejaron lechos de diferente espesor y composición apilados unos sobre otros; ^{[ 8 ]}

• diversos depósitos de arena y guijarros cerca de la costa,
• lodos pobres en calcio más alejados de la costa,
• lodo rico en calcio en aguas más profundas y
• En las aguas más profundas se depositaban lodos calcáreos puros.

Los lodos calcáreos y el fango se litificaron posteriormente en la piedra caliza y la limolita intercalada del Miembro Blanco del Claron, de hasta 90  m (300 pies ) 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 escasos en el Miembro Blanco y consisten principalmente en caracoles y almejas de agua dulce , lo que indica que los lagos albergaban poca vida. ^{[ 7 ]} La mayoría de los arcos y puentes naturales del parque, incluido el famoso Puente Natural , fueron tallados en capas de arenisca en el Claron. 

Una laguna en el registro geológico posterior a la deposición de la Formación Claron fue interrumpida hace entre 34 y 31  millones de años por erupciones del cercano campo volcánico de Marysvale , ubicado al noroeste del parque. ^{[ 11 ] [ 12 ]} Se encuentran cenizas volcánicas y lava de estos flujos a menos de 30 km (20 millas ) del Cañón Bryce, pero es probable que al menos parte del material volcánico se depositara directamente en el área del parque para luego ser removido por la erosión. ^{[ 5 ]} 

La mayor parte de la actividad en el campo volcánico de Marysvale ocurrió durante tres intervalos distintos: ~34 – 22  millones de años, 22 – 14  millones de años y 9 – 5  millones de años. ^{[ 12 ]} En el primer intervalo, se produjeron erupciones de dacitas y andesitas sobre un batolito en evolución . La ceniza rica en cristales de la caldera Three Creeks (27 millones de años),  la caldera Big John (24 millones de años) y  la caldera Monroe Peak (23 millones de años) se endurecieron formando toba . ^{[ 12 ]} En el segundo y tercer intervalo se produjeron erupciones de grandes cantidades de riolitas . En el segundo intervalo, se produjo una erupción de riolita rica en álcalis desde la  caldera Mount Belknap (19 millones de años). ^{[ 12 ]}

El campo volcánico de Marysvale colapsó bajo su propio peso hace unos 20  millones de años; probablemente debido a debilidades en las evaporitas de la Formación Carmel a unos 5000 pies (2000 m) más abajo. ^{[ 5 ]} El plegamiento y la falla de la Formación Claron a partir del colapso crearon el cabalgamiento de Ruby's Inn. También se creó un ligero hundimiento que se extiende de este a oeste y perpendicular al movimiento de cabalgamiento, llamado sinclinal de Bryce. ^{[ 5 ]} La actividad volcánica en el área de Marysvale y Bryce cesó hace unos 500 000 años. ^{[ 11 ]} Se pueden observar rocas basálticas de la misma edad a lo largo de la Falla de Sevier cerca de la entrada a Red Canyon; las rocas volcánicas de color oscuro han sido desplazadas por la falla unos 900 pies (300 m) y ahora están en contacto directo con la Formación Claron, mucho más antigua. ^{[ 13 ]}  

Las unidades rocosas más jóvenes se depositaron, pero fueron eliminadas en su mayoría por la erosión acelerada por el levantamiento posterior. 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 ]} Boat Mesa está compuesta principalmente de conglomerados con pequeñas cantidades de arenisca y algo de caliza de lagos, que representan depósitos de arroyos y de inundación. ^{[ 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 aproximadamente 15  millones de años, durante el Mioceno , las fuerzas de tensión en Nevada , al oeste, fueron tan intensas que la corteza se adelgazó, creando la provincia de Cuencas y Cordilleras . ^{[ 5 ]} Estas mismas fuerzas segmentaron lo que hoy es la parte occidental de la Meseta de Colorado en nueve mesetas más pequeñas, incluyendo la de Paunsaugunt , sobre la cual se asienta el parque. ^{[ 15 ] [ 16 ]} Se crearon fallas normales largas, con orientación norte-sur , o bien se reactivaron a partir de fallas preexistentes más antiguas; una meseta se elevó a un lado de cada falla, mientras que los valles se hundieron al otro lado, a medida que la corteza se extendía en dirección este-oeste. ^{[ 5 ]} Dos de estas fallas delimitan 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 600  metros (2000 pies  ) con respecto a los valles de Paria y Sevier. ^{[ 16 ]}

La falla Hurricane marca el borde occidental de la meseta de Markagunt y es el límite topográfico entre las provincias de Basin and Range y las mesetas de Colorado. ^{[ 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 occidental de Markagunt.

Toda la Meseta de Colorado comenzó entonces a elevarse desde cerca del nivel del mar hasta varios miles de pies (más de un kilómetro) de elevación. ^{[ 14 ]} Una teoría alternativa es que la orogenia Laramide elevó lo que hoy es la Cuenca y Cordillera y la Meseta de Colorado y que las fuerzas de tensión que formaron la Cuenca y Cordillera causaron que esa región se hundiera en relación con la Meseta de Colorado. ^{[ 7 ]} Cualquiera que fuera el orden de los eventos, la región de las Altas Mesetas de la Meseta de Colorado estaba para entonces casi completa.

El drenaje de la Meseta del Colorado se vio significativamente alterado por la apertura del Golfo de California . La formación de una fosa tectónica separó la Península de Baja California hacia el noroeste desde el continente mexicano hace aproximadamente 10 a 5  millones de años. ^{[ 5 ]} El antiguo río Colorado respondió al hundimiento regional tomando un atajo hacia el mar al desembocar en el nuevo golfo. Esto redujo significativamente la distancia entre las cabeceras del río y su delta en el mar. Como resultado, el agua del Colorado y sus afluentes se movió más rápido y erosionó más profundamente, creando la topografía de cañones.

La formación de la profundidad aproximada actual del Gran Cañón del río Colorado hace 1,2 millones de años provocó que sus afluentes erosionaran aún más profundamente. ^{[ 17 ]} La erosión regresiva 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 sobre el borde oriental de la Meseta de Paunsaugunt forma barrancos que se ensanchan en nichos y anfiteatros, mientras que la erosión diferencial y la cuña de hielo 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 en la actualidad.