Geología del área del Valle de la Muerte - Geology of the Death Valley area
La geología expuesta del área del Valle de la Muerte presenta un conjunto diverso y complejo de al menos 23 formaciones de unidades sedimentarias, dos brechas importantes en el registro geológico llamadas discordancias y al menos un conjunto distinto de formaciones relacionadas que los geólogos denominan grupo . Las rocas más antiguas en el área que ahora incluye el Parque Nacional del Valle de la Muerte están ampliamente metamorfoseadas por el calor y la presión intensos y tienen al menos 1700 millones de años . Estas rocas fueron invadidas por una masa de granito 1400 Ma (hace millones de años) y luego fueron levantadas y expuestas a casi 500 millones de años de erosión.
La deposición marina ocurrió de 1200 a 800 Ma , creando secuencias gruesas de conglomerados , lutitas y rocas carbonatadas coronadas por estromatolitos , y posiblemente depósitos glaciares del supuesto evento Snowball Earth . Las grietas adelgazaron enormes partes aproximadamente lineales del supercontinente Rodinia lo suficiente como para permitir que el agua de mar invada y dividiera su masa terrestre en continentes componentes separados por estrechos estrechos. Un margen pasivo se desarrolló en los bordes de estos nuevos mares en la región del Valle de la Muerte. Los bancos de carbonato se formaron en esta parte de los dos márgenes sólo para hundirse cuando la corteza continental se adelgazó hasta romperse, dando lugar a una nueva cuenca oceánica. Una cuña de acumulación de sedimento clástico comenzó a acumularse en la base del precipicio sumergido, sepultando los primeros fósiles conocidos de vida compleja de la región. Estas marismas arenosas dieron paso a unos 550 Ma a una plataforma de carbonato que duró los siguientes 300 millones de años del Paleozoico .
El margen pasivo cambió a margen activo en el Mesozoico temprano a medio cuando la Placa de Farallón debajo del Océano Pacífico comenzó a sumergirse debajo de la Placa de América del Norte , creando una zona de subducción ; Como resultado, se crearon volcanes y montañas elevadas. La erosión durante muchos millones de años creó una llanura relativamente sin rasgos distintivos. El estiramiento de la corteza bajo el oeste de América del Norte comenzó alrededor de 16 Ma y se cree que es causado por el afloramiento de la zona de expansión subducida de la placa de Farallón. Este proceso continúa hasta el presente y se cree que es responsable de la creación de la provincia de Cuenca y Cordillera . Por 2 a 3 millones de años esta provincia se había extendido a la zona de Valle de la Muerte, que rasga aparte y la creación de Valle de la Muerte , Panamint Valle y que rodean las gamas. Estos valles se llenaron parcialmente de sedimentos y, durante los períodos más fríos de la actual glaciación , con lagos. Lake Manly era el más grande de estos lagos; llenó el Valle de la Muerte durante cada período glacial desde hace 240.000 años hasta hace 10.000 años. Por 10.500 años atrás estos lagos se cortaron cada vez más fuera del derretimiento de los glaciares de la Sierra Nevada , matarlos de hambre de agua y la concentración de sales y minerales. El ambiente desértico que se ve hoy se desarrolló después de que estos lagos se secaran.
Sedimentación temprana
Complejo proterozoico
Se sabe poco sobre la historia de las rocas expuestas más antiguas de la zona debido a su extenso metamorfismo ; la roca ha sido cocida a presión. Este complejo cristalino sombrío, gris y casi sin rasgos distintivos está compuesto de rocas ígneas y sedimentarias originalmente con grandes cantidades de cuarzo y feldespato mezcladas. Las rocas originales se transformaron en esquistos y gneis retorcidos , haciendo que su parentesco original sea casi irreconocible. La datación radiométrica da una edad de 1700 millones de años para el metamorfismo, ubicándolo en la primera parte del eón Proterozoico .
Una masa de granito ahora en las montañas Panamint invadió este complejo 1400 mya. Los diques pegmáticos y otros plutones de granito muy espaciados también se encuentran en el complejo (un plutón es una gran mancha de magma en las profundidades del subsuelo y los diques son proyecciones de eso). Los afloramientos se pueden ver a lo largo del frente de las Montañas Negras en el Valle de la Muerte y en Talc e Ibex Hills. Cuando se estaba invadiendo el granito, la costa oeste de América del Norte atravesaba el este de California y una ensenada que se extendía hacia el Valle de Las Vegas . Esta bahía, llamada aulacógeno Amargosa , tenía tierras altas al norte y al sur y fue el resultado de una ruptura fallida . Muchos miles de pies de sedimento llenaron la cuenca que se hundía lentamente.
A continuación, las rocas del basamento precámbrico metamorfoseadas se levantaron y una brecha de casi 500 millones de años en el registro geológico, una discordancia importante , afectó a la región. Los geólogos no saben qué sucedió con el sedimento erosionado que debió cubrirse con el complejo, pero sí saben que el levantamiento regional fue el responsable; el área estaba originalmente debajo de la superficie de un mar poco profundo.
Grupo Pahrump
Las formaciones del Grupo Pahrump se depositaron desde 1200 a 800 mya en el aulacógeno Amargosa. Esto fue después de que la erosión asociada al levantamiento eliminó las rocas que cubrían el Complejo Proterozoico. Pahrump se compone de, de mayor a menor:
- Formación Crystal Spring,
- Dolomita Beck Spring,
- Formación Kingston Peak.
Los afloramientos de este grupo se pueden ver en un cinturón altamente metamorfoseado que se extiende desde las montañas Panamint hasta la parte este de Kingston Range, incluida un área cerca del sitio Ashford Mill.
El levantamiento eventualmente expuso el complejo cristalino a la erosión. El conglomerado Arkose y la lutita de la formación Crystal Spring inferior se crearon a partir de escombros fangosos derivados de la erosión de los arroyos de estas tierras altas. Un mar cálido y poco profundo se extendió sobre el área a medida que el aulacógeno de Amargosa disminuía lentamente; Luego se depositaron espesas secuencias de exudado rico en cal con abundantes colonias de algas llamadas estromatolitos . Resultó dolomita y piedra caliza , formando la parte media de la Formación Crystal Spring. La parte superior se formó después de limo y arena destruyeron la estera de algas , formando siltstone y piedra arenisca . Los umbrales de diabasa lateralmente extensos de roca fundida se entrometieron más tarde por encima y por debajo de las capas de roca carbonatada; El talco de calidad comercial se formó a partir de la descomposición térmica de la roca carbonatada en su contacto con el umbral más bajo, que cubre cientos de millas cuadradas (muchos cientos de km 2 ). Hoy la formación tiene 3,000 pies (910 m) de espesor.
La región del Valle de la Muerte se elevó una vez más por encima del nivel del mar, lo que provocó erosión. El aulacógeno Amargosa luego se hundió lentamente bajo los mares; sobre su superficie erosionada se colocó una secuencia de bancos de carbonato coronados por esteras de algas de estromatolitos. Eventualmente, estos sedimentos y fósiles se convirtieron en la Formación Beck Spring, que tiene 1,000 pies (300 m) de espesor.
Otra ronda de levantamiento expuso las rocas de Beck Spring y el Crystal Spring subyacente a la erosión; El subsiguiente hundimiento más rápido del aulacógeno Amargosa rompió estas formaciones en islas en el tiempo posterior del Proterozoico. La gran secuencia resultante de gruesos lechos de conglomerados de guijarros y cantos rodados en una matriz arenosa y fangosa que cubría las cuencas entre las áreas más altas se conoce como la Formación Kingston Peak. Esta formación es prominente cerca de Wildrose, Harrisburg Flats y Butte Valley y tiene un espesor de 7,000 pies (2,100 m).
Parte del pico Kingston se asemeja a la labranza glacial por estar mal clasificada y otras partes tienen grandes piedras del tamaño de una roca que descansan en una matriz de grano fino de arenisca y limolita. Se encuentran depósitos similares en América del Norte durante el mismo período, entre 700 y 800 millones de años. Por lo tanto, los geólogos plantean la hipótesis de que el mundo en ese momento se vio afectado por una glaciación muy severa , quizás la más severa en la historia geológica (ver Snowball Earth ). Las rocas más jóvenes del Grupo Pahrump provienen de flujos de lava basáltica .
Adelgazamiento y rotura de la corteza
Se abrió una nueva grieta que comenzó a romper el supercontinente Rodinia , del que entonces formaba parte América del Norte. Una línea de costa similar a la actual margen del Océano Atlántico de los Estados Unidos, con tierras bajas costeras y una plataforma ancha y poco profunda, pero sin volcanes , estaba al este cerca de donde ahora reside Las Vegas.
La primera formación que se depositó en este entorno fue la Dolomita del mediodía, que se formó a partir de un banco de carbonato cubierto de una estera de algas. Hoy en día tiene hasta 1000 pies (300 m) de espesor y es un formador de acantilados de color gris amarillento pálido. El área disminuyó a medida que la corteza continental se adelgazó y el nuevo océano se ensanchó; el banco de carbonato pronto quedó cubierto por delgados lechos de limo y capas de lodo rico en cal. Estos sedimentos se endurecieron con el tiempo para convertirse en limolitas y calizas de la Formación Ibex. Un buen afloramiento tanto del mediodía como de las formaciones Ibex suprayacentes se puede ver justo al este del Ashford Mill Site.
Una discordancia angular trunca partes progresivamente más antiguas (inferiores) del Grupo Pahrump subyacente comenzando en la parte sur del área y moviéndose hacia el norte. En su extensión más al norte, la discordancia eliminó todo el Pahrump, y el mediodía descansa directamente sobre el Complejo Proterozoico. Un antiguo período de erosión eliminó esa parte de Pahrump debido a que era más alta (y por lo tanto más expuesta) que el resto de la formación.
Margen pasivo formado
A medida que el océano incipiente se ensanchó en el Proterozoico tardío y el Paleozoico temprano, rompió la corteza continental en dos y se desarrolló una verdadera cuenca oceánica hacia el oeste. Todas las formaciones anteriores fueron así diseccionadas a lo largo de un frente empinado en las dos mitades del continente anterior. Luego, una cuña de sedimento clástico comenzó a acumularse en la base de los dos precipicios submarinos, comenzando la formación de plataformas continentales opuestas .
Tres formaciones se desarrollaron a partir de sedimentos que se acumularon en la cuña. Son, de mayor a menor:
- Formación Johnnie (shaly multicolor),
- Cuarcita Stirling,
- Formación Wood Canyon, y el
- Cuarcita Zabriskie.
Juntas, las unidades de Stirling, Wood Canyon y Zabriskie tienen un espesor de aproximadamente 6,000 pies (1,800 m) y están hechas de areniscas y conglomerados bien cementados. También contienen los primeros fósiles conocidos de vida compleja de la región: se han encontrado fauna de Ediacara , trilobites , arqueociatos y madrigueras primitivas de equinodermos en la Formación Wood Canyon. Los primeros animales son extremadamente raros y se encuentran al oeste del Valle de la Muerte en lodos marinos ricos en cal, contemporáneos a la cuarcita de Stirling. Buenos afloramientos de estas formaciones están expuestos en la cara norte de la montaña Tucki en las montañas del norte de Panamint.
El camino lateral a Aguereberry Point atraviesa sucesivamente la formación arcillosa Johnnie, la cuarcita blanca de Stirling y las cuarcitas oscuras de la formación Wood Canyon; en el mismo Point está la gran banda de color claro de Zabriskie Quartzite que se aleja hacia el Valle de la Muerte. Los afloramientos prominentes se encuentran entre Death Valley Buttes y Daylight Pass, en la parte superior de Echo Canyon, y justo al oeste de Mare Spring en Titus Canyon. Antes de inclinarse a su orientación actual, estas cuatro formaciones eran una pila continua de lodo y arena de 3 millas (4,8 km) de profundidad que se acumulaban lentamente en el fondo del océano cercano a la costa.
Se forma un estante de carbonato
Una plataforma de carbonato comenzó a desarrollarse sobre las marismas arenosas a principios del Paleozoico . Los sedimentos se acumularon en la plataforma continental nueva pero que se hundía lentamente a lo largo del Paleozoico y en el Mesozoico Temprano . La erosión había sometido a las partes cercanas del continente a tal grado que los ríos corrían claros y ya no suministraban abundante arena y limo a la plataforma continental. En ese momento, el área del Valle de la Muerte estaba a diez o veinte grados del ecuador paleozoico. Por lo tanto, la combinación de un clima cálido iluminado por el sol y aguas claras sin lodo promovió una producción prolífica de carbonatos bióticos (de vida). Los lechos gruesos de sedimentos ricos en carbonatos fueron interrumpidos periódicamente por períodos de emergencia, creando el (en orden de deposición);
Estos sedimentos se litificaron en piedra caliza y dolomita después de que fueron enterrados y compactados por aún más sedimentos. La más gruesa de estas unidades es la formación dolomítica Bonanza King, que forma las laderas inferiores con bandas oscuras y claras del pico Pyramid y las gargantas de los cañones Titus y Grotto.
Un período intermedio ocurrió en el Ordovícico Medio (alrededor de 450 Ma) cuando una capa de arena rica en cuarzo cubrió una gran parte del continente después de que se depositaron las unidades mencionadas. Más tarde, la arena se endureció en arenisca y luego se metamorfoseó en la Cuarcita Eureka de 400 pies (100 m) de espesor. Esta gran banda blanca de roca del Ordovícico se destaca en la cima de Pyramid Peak, cerca del Hipódromo, y en lo alto del hombro este de la montaña Tucki. No se conoce ninguna fuente estadounidense para la arena Eureka, que una vez cubrió un cinturón de 150.000 millas cuadradas (390.000 km 2 ) desde California hasta Alberta . Es posible que haya sido arrastrado hacia el sur por las corrientes costeras de un terreno de arenisca en erosión en Canadá.
La deposición de sedimentos de carbonato se reanudó y continuó en el Triásico . Durante este tiempo se depositaron cuatro formaciones (de mayor a menor);
- Dolomita de Ely Springs ,
- Dolomita del Valle Escondido ,
- Formación Lost Burro , y el
- Caliza de montaña de estaño .
El otro período de interrupción ocurrió entre 350 y 250 Ma cuando pulsos esporádicos de lodo barrieron hacia el sur en la región del Valle de la Muerte durante la erosión de las tierras altas en el centro-norte de Nevada .
Aunque los detalles de la geografía variaron durante este inmenso intervalo de tiempo, una línea costera de tendencia norte-noreste generalmente corría desde Arizona hasta Utah . Una plataforma de carbonato marino de solo decenas de pies de profundidad pero más de 100 millas (160 km) de ancho se extendía hacia el oeste hasta un borde de arrecifes marinos . Lodo rico en cal y arena erosionada por las olas de tormenta de los arrecifes y la plataforma acumulada en el fondo del océano más tranquilo a profundidades de 100 pies (30 m) aproximadamente. Los carbonatos del área del Valle de la Muerte parecen representar los tres ambientes (cuenca pendiente abajo, arrecife y plataforma del arrecife posterior) debido al movimiento a través del tiempo de la línea del arrecife en sí.
En total, estas ocho formaciones y un grupo tienen 20,000 pies (6,100 m) de espesor y están enterrados debajo de gran parte de las cordilleras Cottonwood, Funeral, Grapevine y Panamint. Se pueden ver buenos afloramientos en el sur de Funeral Mountains fuera del parque y en Butte Valley dentro de los límites del parque. La Cuarcita Eureka aparece como una banda relativamente delgada, casi blanca, con el Grupo Pogonip grisáceo debajo y la Dolomita Ely Springs casi negra arriba. Todos los estratos suelen estar desplazados verticalmente por fallas normales .
Cambiar a margen activo y alza
El borde occidental del continente norteamericano fue luego empujado contra la placa oceánica debajo del océano adyacente. Un área de gran compresión llamada zona de subducción se formó en el Mesozoico temprano a medio, que reemplazó el margen continental tranquilo y cubierto de mar con volcanes en erupción y montañas elevadas. Una cadena de volcanes atravesó la corteza continental paralela a la profunda trinchera , alimentada por el magma que se elevaba desde la placa oceánica en subducción al entrar en el interior caliente de la Tierra. Miles de pies (cientos de metros) de lavas entraron en erupción, empujando el océano a más de 200 millas (320 km) hacia el oeste.
Las fuerzas de compresión se acumularon a lo largo de toda la amplia plataforma continental. El Arco de Sierran , también llamado arco magmático cordillerano mesozoico , comenzó a formarse a partir del calor y la presión generados por la subducción. Las fuerzas de compresión provocaron el desarrollo de fallas de empuje y el aumento de gotas graníticas de magma llamadas plutones en la región del Valle de la Muerte y más allá, creando de manera más notable el Batolito de Sierra Nevada al oeste. La falla de empuje fue tan severa que la plataforma continental se acortó y algunas partes de las formaciones más antiguas se trasladaron a las unidades de roca más jóvenes.
Los plutones en el parque son de edad Jurásico y Cretácico y están ubicados hacia el margen occidental del parque, donde se pueden ver desde caminos no mejorados. Uno de estos plutones graníticos relativamente pequeños se colocó entre 67 y 87 Ma y generó uno de los depósitos de metales preciosos más rentables en el área del Valle de la Muerte, dando lugar a la ciudad y las minas de Skidoo . En el área del Valle de la Muerte, estas manchas solidificadas de magma se encuentran debajo de gran parte de las montañas Owlshead y se encuentran en el extremo occidental de las montañas Panamint. Se pueden ver áreas de empuje en Schwaub Peak en la parte sur de Funeral Mountains.
Un largo período de levantamiento y erosión coincidió con y siguió a los eventos anteriores, creando una gran discordancia. Los sedimentos desgastados de la región del Valle de la Muerte fueron arrojados tanto al este como al oeste y transportados por el viento y el agua; los sedimentos del este terminaron en Colorado y ahora son famosos por sus fósiles de dinosaurios . No existen formaciones sedimentarias del Jurásico al Eoceno en el área, excepto por algunas rocas volcánicas posiblemente de la edad jurásica alrededor del valle de Butte. Se eliminaron grandes partes de las formaciones previamente depositadas; probablemente por arroyos que lavaron el sedimento en la vía marítima del Cretácico que dividió longitudinalmente América del Norte hacia el este.
Desarrollo de una llanura
Después de 150 millones de años de vulcanismo, plutonismo, metamorfismo y fallas de empuje habían seguido su curso, la primera parte de la era Cenozoica (Terciario temprano, 65-30 Ma) fue una época de reposo; aquí no se conocen rocas ígneas ni sedimentarias de esta época. Una llanura relativamente sin rasgos distintivos se creó a partir de la erosión durante muchos millones de años. La deposición se reanudó unos 35 Ma en la época del Oligoceno en una llanura aluvial que se desarrolló en el área; Los arroyos lentos migraron lateralmente sobre la superficie, depositando adoquines, arena y lodo. Los afloramientos de los conglomerados resultantes , arenisca y lutita de la Formación Titus Canyon se pueden observar en cortes de caminos en Daylight Pass en Daylight Pass Road, que se convierte en la Ruta Estatal 374 a poca distancia del paso. También se establecieron varias otras formaciones similares.
Grandes erupciones volcánicas, que se originaron cerca del sitio de pruebas de Nevada , cubrieron el área del Valle de la Muerte y gran parte de Nevada en espesas secuencias de ceniza rica en sílice hace 27 millones de años. La ceniza tiene una composición riolítica , que es el equivalente volcánico del granito de roca plutónica ; cubrió lo que más tarde se convertiría en las montañas Grapevine en 370 m (1200 pies) de ceniza. Esta ceniza llenó valles y depresiones; Hace 20 millones de años, la región del área del Valle de la Muerte en Nevada era una llanura volcánica.
La extensión crea la cuenca y la gama
Comenzando alrededor de los 16 Ma en el tiempo del Mioceno y continuando hasta el presente, una gran parte de la Placa de América del Norte en la región ha estado bajo extensión al ser literalmente separada. El debate todavía rodea la causa de este estiramiento de la corteza, pero una idea cada vez más popular entre los geólogos llamada hipótesis de la brecha de la losa establece que la zona de expansión de la placa de Farallón subducida está separando al continente. Cualquiera que sea la causa, el resultado ha sido la creación de una región grande y todavía en crecimiento de corteza relativamente delgada; la región creció un promedio de 1 pulgada (2,5 cm) por año inicialmente y luego se redujo a 0,3 pulgadas (0,76 cm) por año en los últimos 5 millones de años. Los geólogos llaman a esta región la provincia de Cuenca y Cordillera .
Las fuerzas de extensión hacen que la roca en profundidad se estire como masilla tonta y que la roca más cercana a la superficie se rompa a lo largo de fallas normales en cuencas caídas llamadas grabens ; pequeñas cadenas montañosas conocidas como horst corren paralelas entre sí a ambos lados del graben. Normalmente, el número de horst y grabens es limitado, pero en la región de Cuenca y Cordillera hay docenas de estructuras horst / graben, cada una con una tendencia aproximada de norte a sur. Una sucesión de estos se extiende desde inmediatamente al este de Sierra Nevada , a través de casi toda Nevada, hasta el oeste de Utah y el sur de Idaho . La corteza en la región del Valle de la Muerte entre el lago Mead y el sur de Sierra Nevada se ha extendido hasta 150 millas (240 km).
El sistema Furnace Creek Fault, ubicado en lo que ahora es la parte norte del Valle de la Muerte, comenzó a moverse alrededor de 14 Ma y el sistema de Falla del Sur del Valle de la Muerte probablemente comenzó a moverse hace 12 millones de años. Ambos sistemas de fallas se mueven con un desplazamiento lateral derecho o dextral a lo largo de las fallas de rumbo . Con tales fallas, el lado opuesto de la falla parece moverse hacia la derecha cuando se enfrenta a la falla desde cualquier lado. Ambos sistemas de fallas funcionan en paralelo y en la base de los rangos. Muy a menudo, las mismas fallas se mueven lateral y verticalmente, haciéndolas simultáneamente deslizantes y normales (es decir, deslizamiento oblicuo). Estos dos sistemas también están compensados entre sí; el área entre el desplazamiento se somete así a una enorme tensión oblicua, lo que intensifica el hundimiento allí; Furnace Creek Basin abrió en esta área y el resto del Valle de la Muerte siguió por etapas. Una de las últimas etapas fue la formación de Badwater Basin , que ocurrió alrededor de 4 Ma. Los datos de los gravímetros muestran que el lecho de roca del Valle de la Muerte se inclina hacia el este y es más profundo debajo de la Cuenca Badwater; hay 9.000 pies (2.700 m) de relleno debajo de Badwater. Aproximadamente en 2 Ma se formaron el Valle de la Muerte , el Valle de Panamint y sus rangos asociados.
Gran parte del estiramiento local adicional en el Valle de la Muerte que es responsable de su profundidad más baja y del fondo del valle más ancho es causado por el movimiento de deslizamiento lateral izquierdo a lo largo de la falla de Garlock al sur del parque (la falla de Garlock separa la cordillera de Sierra Nevada del desierto de Mojave). ). Esta falla en particular está tirando de Panamint Range hacia el oeste, lo que hace que el graben del Valle de la Muerte se deslice hacia abajo a lo largo del sistema Furnace Creek Fault al pie de las Montañas Negras . Las rocas que se convertirían en la Cordillera Panamint pueden haber estado apiladas sobre las rocas que se convertirían en las Montañas Negras y las Montañas Cottonwood . Según esta interpretación, cuando las Montañas Negras comenzaron a elevarse, las Montañas Panamint / Cottonwood se deslizaron hacia el oeste a lo largo de fallas normales de ángulo bajo, y comenzando alrededor de 6 Ma, las Montañas Cottonwood se deslizaron hacia el noroeste desde la cima de la Cordillera Panamint. También hay alguna evidencia de que las Montañas Grapevine pueden haberse deslizado de las Montañas Funerarias. Otra interpretación de la evidencia es que las Montañas Black y Panamint alguna vez estuvieron una al lado de la otra y se separaron a lo largo de fallas normales. Estas fallas normales, en esta vista, son empinadas cerca de la superficie pero se vuelven de ángulo bajo en profundidad; los bloques de montaña rotaron mientras se deslizaban para crear las montañas inclinadas que se ven hoy.
El movimiento total del bloque Pamamint entre Garlock y Furnace Creek Faults es de 50 millas (80 km) al noroeste, creando Death Valley en el proceso. Algunas de las superficies con pendientes de 20 a 25 grados a lo largo de las cuales se deslizó esta masa de 20.000 a 30.000 pies (6.100 a 9.100 m) de roca, están expuestas en el Valle de la Muerte. Estas características se denominan "tortugas" debido a su apariencia de caparazón de tortuga.
Vulcanismo y sedimentación de rellenos de valles
La actividad ígnea asociada con la extensión ocurrió de 12 a 4 Ma. Se crearon rocas ígneas tanto intrusivas (plutónicas / solidificadas subterráneas) como extrusivas (volcánicas / solidificadas por encima del suelo). El magma basáltico siguió las líneas de falla hasta la superficie y estalló como conos de ceniza y flujos de lava. Algunas rocas volcánicas fueron reelaboradas por sistemas hidrotermales para formar rocas coloridas y formaciones minerales concentradas, como minerales ricos en boro como el bórax ; un Pliocene -aged ejemplo es el 4000 pies (1200 m) de espesor Artista Drive Formación. Los minerales de oro y plata también se concentraron mediante la mineralización de fluidos de intrusiones ígneas. Otras veces, el calor del magma que migra cerca de la superficie sobrecalentaría el agua subterránea superpuesta hasta que explotó, como una olla a presión que explota, creando cráteres explosivos y anillos de toba . Un ejemplo de tal característica es el cráter Ubehebe de aproximadamente 2000 años de antigüedad y 800 pies (240 m) de profundidad ( foto ) en la parte norte del parque; Los cráteres más pequeños cercanos pueden tener menos de 200 a 300 años.
El sedimento llenó la cuenca de Furnace Creek que se hundía cuando el área fue separada por la extensión de la Cuenca y la Cordillera. La formación Furnace Creek resultante de 7,000 pies (2,100 m) de espesor está hecha de sedimentos del lecho del lago que consisten en lodos salinos, gravas de montañas cercanas y cenizas del campo volcánico Black Mountain, entonces activo. El boro, que es abundante en esta formación, es disuelto por el agua subterránea y fluye hacia el extremo norte de la playa del Valle de la Muerte. Hoy en día, esta formación está expuesta de manera más prominente en las tierras baldías de Zabriskie Point . El hundimiento adicional de la cuenca Furnace Creek fue llenado por la Formación Funeraria de cuatro millones de años, que consta de 2,000 pies (610 m) de conglomerados, arena, lodo y material volcánico. Otra cuenca más pequeña al sur se llenó con la Formación Barrancas del Cobre casi al mismo tiempo. Huellas y fósiles de camellos, caballos y mamuts se encuentran en estas tres formaciones pliocenas.
Aproximadamente 2-3 Ma, en el Pleistoceno , las capas de hielo continentales se expandieron desde las regiones polares del globo para cubrir latitudes más bajas al norte de la región, comenzando una serie de períodos glaciares fríos que fueron interrumpidos por períodos interglaciares más cálidos . El deshielo de los glaciares alpinos en la cercana Sierra Nevada durante los períodos glaciares alimentó los ríos que fluían hacia los valles de la región durante todo el año. Dado que la topografía de la región de Cuenca y Cordillera se formó en gran parte por fallas, no por la erosión del río, muchas de las cuencas no tienen salidas, lo que significa que se llenarán de agua como una bañera hasta que se desborden en la siguiente cuenca. Entonces, durante los climas pluviales más fríos y húmedos de los períodos glaciares, gran parte del este de California , todo Nevada y el oeste de Utah estaban cubiertos por grandes lagos separados por islas lineales (los rangos actuales).
Lake Manly fue el lago que llenó el Valle de la Muerte durante cada período glacial desde hace al menos 240.000 años hasta hace 10.500 años; el lago generalmente se seca durante cada período interglacial, como el actual. El lago Manly era el último de una cadena de lagos que eran alimentados por los ríos Amargosa y Mojave , y posiblemente también por el río Owens ; también era el punto más bajo del sistema de drenaje de la Gran Cuenca . En su apogeo durante el último período glacial hace unos 22.000 años, el agua llenó el lago Manly para formar un cuerpo de agua que pudo haber tenido 585 pies (178 m) de profundidad y 90 millas (140 km) de largo. Lagos mucho más pequeños llenaron partes del Valle de la Muerte durante los interglaciares; el más grande de ellos tenía 30 pies (9,1 m) de profundidad y duró desde hace 5000 a 2000 años. El lago Panamint llenó el valle de Panamint hasta una profundidad máxima de 900 pies (270 m); cuando estuvo lleno, el lago Panamint se desbordó en el lago Manly en algún lugar alrededor del extremo sur de las montañas Panamint.
El lago Manly y sus lagos hermanos comenzaron a secarse hace unos 10.000 años cuando los glaciares alpinos que alimentaban los ríos que llenaban los lagos desaparecieron y la región se volvió cada vez más árida. Los peces que habían migrado al sistema de lagos desde el río Colorado comenzaron a morir; los únicos sobrevivientes son el pez cachorrito del Valle de la Muerte del tamaño de un pececillo y especies relacionadas que se adaptaron a vivir en manantiales. Las antiguas costas débiles llamadas líneas de playa del lago Manly se pueden ver fácilmente en una antigua isla en el lago llamada Shoreline Butte.
Los gradientes de las corrientes aumentaron en las cordilleras que flanqueaban las montañas a medida que se elevaban. Estos arroyos de movimiento más rápido están secos la mayor parte del año pero, sin embargo, han cortado verdaderos valles, cañones y gargantas que dan a los valles de la Muerte y Panamint. En este ambiente árido, se forman abanicos aluviales en la desembocadura de estos arroyos. Grandes abanicos aluviales se fusionaron para formar pendientes aluviales continuas llamadas bajadas a lo largo de la Cordillera de Panamint. El levantamiento más rápido a lo largo de las Montañas Negras formó abanicos aluviales mucho más pequeños porque los abanicos más viejos están enterrados bajo los sedimentos de la playa antes de que puedan crecer demasiado. Los cañones de ranura se encuentran a menudo en las desembocaduras de los arroyos que alimentan a los fanáticos, y los cañones de ranura a su vez están coronados por gargantas en forma de V. Esto forma lo que parece una forma de copa de vino para algunas personas, dándoles así sus nombres, "cañones de copa de vino".
Formación de Walker Lane: ¿parte de un límite de placa incipiente?
La tectónica cuaternaria del área del Valle de la Muerte muestra el impacto creciente de las fallas de deslizamiento lateral derecho. El Valle de la Muerte en sí es actualmente una cuenca de separación activa desarrollada entre las fallas del Valle de la Muerte Norte y Sur, con fallas principalmente normales a lo largo de la zona de la Falla de las Montañas Negras entre estas dos zonas de fallas de deslizamiento principales. Estas fallas forman parte de una zona más amplia de fallas que se extiende entre el borde este de Sierra Nevada justo al otro lado de la frontera con Nevada, parte del sur de Walker Lane (también descrita como la parte norte de la zona de corte del este de California ). Walker Lane actualmente alberga una parte significativa del movimiento del límite de la placa entre la placa del Pacífico y la placa de América del Norte y se ha propuesto que esta proporción aumentará con el tiempo, y esta zona eventualmente se convertirá en el sitio del límite de la placa, acompañado por el abandono. del sistema de fallas de San Andreas. Sin embargo, actualmente no hay fallas de deslizamiento lateral derecho que pasen a través de la falla Garlock en el extremo sur de esta zona, lo que sugiere que este cambio no ocurrirá por varios millones de años como muy pronto.
Según los datos del GPS , la parte sur de Walker Lane tiene capacidad para 9-12 mm por año de cizalladura lateral derecha. Solo aproximadamente la mitad de esta cantidad puede explicarse por el movimiento en las zonas de falla principal, y el resto se distribuye en estructuras más pequeñas y menos definidas. No ha habido terremotos históricos en el área del Valle de la Muerte, pero se han producido terremotos importantes en otras fallas dentro del sur de Walker Lane, como el terremoto M7.4 de 1872 en Owens Valley en la falla del valle de Owens y el terremoto principal M7.1 del 2019. Terremotos de Ridgecrest , que fueron el resultado del movimiento en hebras de fallas de deslizamiento lateral derecho con tendencia NW-SE previamente no mapeadas, cerca de las fallas de Little Lake y Airport Lake. Se han identificado rupturas del Holoceno en la mayoría de las principales fallas de la zona.
Tabla de formaciones
Esta tabla de formaciones expuestas en el área del Valle de la Muerte enumera y describe las formaciones expuestas del Parque Nacional del Valle de la Muerte y el área circundante.
| Sistema | Serie | Formación | Litología y espesores | Fósiles característicos |
|---|---|---|---|---|
| Cuaternario | Holoceno | Abanico de grava ; limo y sal en el piso de la playa , menos de 100 pies (30 m) de espesor | Ninguno | |
| pleistoceno | Abanico de grava; limo y sal enterrados bajo piso de playa; quizás 2000 pies (600 m) de espesor | |||
| Fanglomerado funerario | Grava de abanico cementada con lavas basálticas intercaladas , gravas cortadas por vetas de calcita (ónix mexicano); quizás 1000 pies (300 m) de espesor | Diatomeas , polen | ||
| Terciario | Plioceno | Formación Furnace Creek | Depósitos de grava cementada , arena limosa y salífera; varias sales, especialmente boratos , más de 5,000 pies (1,500 m) de espesor | Escaso |
| mioceno | Formación de unidades de artistas | Grava cementada; depósitos de playa, muchos escombros volcánicos , tal vez 5,000 pies (1,500 m) de espesor | Escaso | |
| Oligoceno | Formación del cañón de Titus | Grava cementada; sobre todo la corriente depósitos; 3000 pies (900 m) de espesor | Vertebrados , titanoterios , etc. | |
| Eoceno y Paleoceno | Intrusiones graníticas y volcánicas, no se sabe que estén representadas por depósitos sedimentarios | |||
| Cretácico y Jurásico | No representado, el área se estaba erosionando | |||
| Triásico | Formación Butte Valley de Johnson (1957) | Expuesto en Butte Valley 1 milla (1.6 km) al sur de esta área; 8,000 pies (2,400 m) de metasedimentos y volcánicas | Amonitas, braquiópodos de caparazón liso , belemnitas y hexacorales | |
| Pensilvania y Pérmico | Formaciones al pie este de la montaña Tucki | Conglomerado , piedra caliza y algo de pizarra . El conglomerado contiene adoquines de piedra caliza de la edad del Misisipio, Pensilvania y Pérmico. La piedra caliza y la pizarra contienen nódulos esféricos de pedernal . Abundantes fusulínidos. Espesor incierto debido a fallas ; estimar 3000 pies (900 m), la parte superior erosionada. | Camas con fusulínidos , especialmente Fusulinella | |
| Carbonífero | Mississippian y Pennsylvania | Descanso Spring Shale | Principalmente esquisto, algo de piedra caliza, abundantes nódulos esféricos de pedernal. Espesor incierto debido a fallas; estimar 750 pies (230 m). | Ninguno |
| Mississippian | Caliza de montaña de estaño y caliza más joven | Mapeado como 1 unidad. La piedra caliza de la montaña de estaño de 1,000 pies (300 m) de espesor, es negra con un miembro inferior de capa delgada y un miembro superior de capa gruesa. La formación de piedra caliza sin nombre, de 725 pies (221 m) de espesor, está formada por pedernal y piedra caliza intercalados en capas delgadas y en proporciones aproximadamente iguales. | Braquiópodos mixtos, corales y tallos crinoideos . Syringopora (colonias espaciadas abiertas) Caninia cf. C. cornicula . | |
| devoniano | Devónico medio y superior | Formación Burro Perdida | La piedra caliza en lechos claros y oscuros de 1 a 10 pies (0,30 a 3,05 m) de espesor dan un efecto rayado en las laderas de las montañas. Dos lechos de cuarcita, cada uno de aproximadamente 3 pies (0,91 m) de espesor, cerca de la base, numerosos lechos de arenisca de 800 a 1000 pies (240 a 300 m) por encima de la base. Los 200 pies (60 m) superiores son calizas y cuarcitas bien asentadas . Espesor total incierto debido a fallas; estimado 2,000 pies (600 m). | Braquiópodos abundantes, especialmente Spirifer , Cyrtospirifer , Productilla , Carmarotoechia , Atrypa . Estromatoporoides . Syringopora (colonias poco espaciadas). |
| Silúrico y Devónico | Silúrico y Devónico Inferior | Dolomita del Valle Escondido | Dolomita de capa gruesa, de grano fino y de grano uniforme, en su mayoría de color claro. Espesor de 300 a 1400 pies (90 a 430 m). | Tallos crinoideos abundantes, incluidos los tipos grandes. Favosites . |
| Ordovícico | Ordovícico superior | Dolomita de Ely Springs | Dolomita negra masiva, de 400 a 800 pies (120 a 240 m) de espesor. | Corales estreptelasmátidos : Grewingkia , Bighornia . Braquiópodos . |
| Ordovícico medio y superior (?) | Cuarcita Eureka | Cuarcita masiva, con cuarcita de capa delgada en la base y la parte superior, 350 pies (110 m) de espesor. | Ninguno | |
| Ordovícico inferior y medio | Grupo Pogonip | Dolomita, con algo de piedra caliza, en la base, unidad de lutita en el medio, dolomita masiva en la parte superior. Espesor, 1,500 pies (460 m). | Grandes abundantes gasterópodos de la dolomita masiva en la parte superior: Palliseria y Maclurites , asociados con Receptaculites . En lechos inferiores: Protopliomerops , Kirkella , Braquiópodos Orthid. | |
| cambriano | Cámbrico superior | Formación Nopah | Miembro de lutita altamente fosilífero de 100 pies (30 m) de espesor en la base, la parte superior de 1,200 pies (370 m) es dolomita en manos gruesas alternas negras y claras de aproximadamente 100 pies (30 m) de espesor. Espesor total de la formación de 1.200 a 1.500 pies (370 a 460 m). | En parte superior, gasterópodos. En basal de 100 pies (30 m), lechos de basura de trilobites que contienen Elburgis , Pseudagnostus , Horriagnostris , Elvinia , Apsotreta . |
| Cámbrico medio y superior | Formación Bonanza King | Dolomita maciza de color oscuro, de capa gruesa y de capa delgada, miembro de piedra caliza de capa delgada a 500 pies (150 m) de espesor a 1,000 pies (300 m) por debajo de la parte superior de la formación, 2 unidades de arcilla de meteorización marrón, la superior fosilífera, Espesor total Incierto debido a fallando estimado alrededor de 3,000 pies (900 m) en Panamint Range, 2,000 pies (600 m) en Funeral Mountains. | El único lecho fosilífero es el esquisto debajo del miembro de piedra caliza en medio de la formación ordenada. Esta lutita contiene braquiópodos linguloides y lechos de basura de trilobites con fragmentos de " Ehmaniella ". | |
| Cámbrico inferior y medio | Formación Carrara | Una alternancia de elementos arcillosos y limosos con elementos de piedra caliza en transición entre las formaciones clásticas subyacentes y las de carbonato suprayacentes. Espesor de aproximadamente 1000 pies (300 m) pero variable debido al cizallamiento. | Numerosos lechos de basura de trilobites en la parte inferior producen fragmentos de trilobites oleélidos . | |
| Cámbrico inferior | Cuarcita Zabriskie | Cuarcita, en su mayoría granulada árida masiva debido al cizallamiento, localmente lechos de 6 pulgadas (15 cm) a 2 pies (0,61 m) de espesor. Espesor de más de 150 pies (46 m), variable debido al cizallamiento. | Sin fósiles | |
| Cámbrico inferior y Cámbrico inferior (?) | Formación Wood Canyon | La unidad basal es cuarcita bien asentada por encima de los 1.650 pies (500 m) de espesor. La unidad por encima de estos 520 pies (160 m) de espesor contiene los oleélidos más bajos en la sección; Unidad superior de dolomita y cuarcita de 400 pies (120 m) de espesor. | Algunos trilobites oleélidos y arqueociatidos dispersos en la parte superior de la formación. ¿ Escolithus ? tubos. | |
| Cuarcita Stirling | Cuarcita bien asentada en lechos de 1 a 5 pies (0,30 a 1,52 m) de espesor que comprenden miembros gruesos de cuarcita de 700 a 800 pies (210 a 240 m) de espesor separados por 500 pies (150 m) de lutita violeta, con capas cruzadas conspicuas en cuarcita. Espesor máximo de unos 2000 pies (600 m). | Ninguno | ||
| Formación Johnnie | Principalmente esquisto, en parte marrón oliva, en parte violeta. El miembro basal de 400 pies (120 m) de espesor es dolomita y cuarcita árida intercalada con conglomerado de guijarros. Localmente, dolomita clara cerca del medio árido en la parte superior. Espesor de más de 4.000 pies (1.200 m). | Ninguno | ||
| precámbrico | Dolomita del mediodía | En el sur de la Cordillera de Panamint, dolomita en lechos indistintos; parte inferior color crema, parte superior gris. Espesor 800 pies (240 m). Más al norte, donde se mapeó como Dolomita del mediodía (?), Contiene mucha piedra caliza, bronceada y blanca, y algo de conglomerado de piedra caliza. Espesor de unos 1000 pies (300 m). | ¿ Escolithus ? tubos | |
| Inconformidad | ||||
| Formación Kingston Peak (?) | Principalmente diamictita, arenisca y pizarra; algunos olistolitos de dolomita árida de piedra caliza cerca del medio. Al menos 3000 pies (900 m) de espesor. Aunque tentativamente asignada a la Formación Kingston Peak, rocas similares a lo largo del lado oeste de Panamint Range han sido identificadas como Kingston Peak. | Ninguno. | ||
| Dolomita Beck Spring | No mapeado; los afloramientos están al oeste. Dolomita cereza gris azulada, espesor estimado de unos 500 pies (150 m) Identificación incierta. | Ninguno | ||
| Serie Pahrump | Formación Crystal Spring | Reconocido solo en Galena Canyon y sur. Espesor total de unos 2000 pies (600 m). Consiste en un conglomerado basal superpuesto por cuarcita que asciende a lutita púrpura y dolomita de estratificación fina, parte superior, dolomita de estratificación gruesa, diabasa y pedernal. Depósitos de talco donde la diabasa invade la dolomita. | Ninguno | |
| Inconformidad | ||||
| Rocas del sótano cristalino | Rocas meta-sedimentarias con intrusiones graníticas | Ninguno |
Tabla de sales
| Mineral | Composición | Ocurrencia conocida o probable |
|---|---|---|
| Hálito | NaCl | Componente principal de la zona del cloruro y de los depósitos de sulfato y carbonato impregnados de sal. |
| Silvita | KCl | Con halita. |
| Trona | Na 3 H (CO 3 ) 2 2H 2 O | Zona de carbonatos de Cottonball Basin, especialmente en marismas. |
| Termonatrito | Na 2 CO 3 · H 2 O | Cuestionablemente presente en la llanura aluvial en la Cuenca Badwater, se esperaría en las marismas de la zona carbonatada en la Cuenca Cottonball. |
| Gaylussite | Na 2 Ca (CO 3 ) 2 · 5H 2 O | Zona carbonatada y llanura aluvial en Badwater Basin. |
| Calcita | CaCO 3 | Ocurre como granos clásticos en sedimentos debajo de la salina y como cristales terminados en forma aguda en la fracción de arcilla de la zona de carbonato y en los sedimentos debajo de la zona de sulfato. |
| Magnesita | MgCO 3 | Obtenido en salmueras evaporadas artificialmente del Valle de la Muerte; aún no identificado en el salar; se puede esperar en la zona de carbonato de la Cuenca Cottonball. |
| Dolomita | CaMg (CO 3 ) 2 | identificado solo como un mineral detrítico; se puede esperar en la zona de carbonato. |
| Northupite y / o tychite | Na 3 MgCl (CO 3 ) y / o Na 6 Mg 2 (SO 4 ) · (CO 3 ) 4 | Se ha observado un mineral isotrópico, que tiene un índice de refracción en el rango de Northupite y Tychite, en facies salinas de la zona de sulfato en Cottonball Basin. |
| Burkeita | Na 6 (CO 3 ) (SO 4 ) 2 | Zona de sulfatos en la Cuenca Cottonball. |
| Thenardita | Na 2 SO 4 | Común en todas las zonas de la cuenca Cottonball y en los pantanos sulfatos de las cuencas Middle y Badwater. |
| Mirabilita | Na 2 SO 4 · 10H 2 O | Ocurre en las llanuras aluviales en Cottonball Basin inmediatamente después de las tormentas invernales. |
| Glauberita | Na 2 Ca (SO 4 ) 2 | Común en llanuras aluviales excepto en la parte central de Badwater Basin; zona de sulfato en Cottonball Basin. |
| Anhidrita | CaSO 4 | Como capa de recubrimiento de yeso masivo a 1 milla (2 km) al norte de Badwater. Posiblemente también como eflorescencia de período seco en llanuras aluviales. |
| Bassanita | 2CaSO 4 · H 2 O | Como capa de recubrimiento de yeso masivo a lo largo del lado oeste de la cuenca Badwater y como eflorescencia de período seco en llanuras aluviales. |
| Yeso | CaSO 4 · 2H 2 O | En caliche de sulfato, capa en la zona de carbonatos, particularmente en las cuencas de Middle y Badwater, en marismas de sulfatos y como depósitos masivos en la zona de sulfatos. |
| Bloedita | Na 2 Mg (SO 4 ) 2 · 4H 2 O | Cuestionablemente presente en la eflorescencia en la llanura aluvial en la zona de cloruro. |
| Polihalita | K 2 Ca2Mg (SO 4 ) 4 · 2H 2 O | Cuestionablemente presente en la llanura aluvial en la zona de cloruro. |
| Celestina | SrSO 4 | Encontrado con yeso masivo. |
| Kernita | Na 2 B 4 O 7 · 4H 2 O | Posiblemente presente en la Cuenca Media en la capa superficial de sales de sulfato y cloruro en capas. |
| Tincalconita | Na 2 B 4 O 7 · 5H 2 O | Probablemente ocurre como producto de la deshidratación del bórax. |
| Bórax | Na 2 B 4 O 7 · 10H 2 O | Llanuras aluviales y marismas en Cottonball Basin. |
| Inyoite | Ca 2 B 6 O 11 · 13H 2 O | Cuestionablemente presente (determinación de rayos X pero insatisfactoria) en la llanura aluvial en Badwater Basin. |
| Meyerhofferite | Ca 2 B 6 O 11 · 7H 2 O | Se encuentra en todas las zonas de Badwater Basin y en sal de roca limosa rugosa en Cottonball Basin |
| Colemanita | Ca 2 B 6 O 11 · 5H 2 O | Cuestionablemente presente (determinación de rayos X pero insatisfactoria) en la llanura aluvial en Badwater Basin. |
| Ulexita | NaCaB 5 O 9 · 8H 2 O | Común en la llanura aluvial en Cottonball Basin; conocido como "bola de algodón" |
| Proberita | NaCaB 5 O 9 · 5H 2 O | Un borato fibroso con un índice de refracción más alto que la ulexita ocurre en áreas secas en la Cuenca Cottonball después de períodos secos y calientes y en la capa superficial de sal de roca lisa limosa. |
| Niter de soda | NaNO 3 | Pruebas químicas débiles pero positivas obtenidas localmente. |
Ver también
- Lugares de interés en el área del Valle de la Muerte
- Categoría: Death Valley
- Categoría: Geología de California
Referencias
Bibliografía
- Collier, Michael (1990). Introducción a la geología del Valle de la Muerte . Death Valley, California: Asociación de Historia Natural del Valle de la Muerte. LCN 90-081612.
- Harris, Ann G .; Tuttle, Esther; Tuttle, Sherwood D. (1997). Geología de los parques nacionales (5ª ed.). Iowa: Publicaciones de Kendall / Hunt. ISBN 978-0-7872-5353-0.
- Kiver, Eugene P .; Harris, David V. (1999). Geology of US Parklands (5ª ed.). Nueva York: John Wiley & Sons. ISBN 978-0-471-33218-3.
- Sharp, Robert P .; Allen F. Glazner (1997). Geología bajo los pies en Death Valley y Owens Valley . Missoula, MT: Publicación de Mountain Press. págs. 41–53. ISBN 978-0-87842-362-0.
enlaces externos
- Actas de la Conferencia sobre el estado de la investigación y el mapeo geológico, Parque Nacional Death Valley
- Características de extensión terciaria, Valle de la Muerte, este de California
- Mapa geológico detallado del USGS del área del Valle de la Muerte
- Clave para las unidades geológicas en el mapa del USGS