Обнаженная геология района Капитолийского рифа представляет собой свидетельства отложений в основном мезозойского возраста в районе Северной Америки в национальном парке Капитолийский риф и вокруг него , на плато Колорадо в юго-восточной части штата Юта .
Около 10 000 футов (3 000 м ) осадочных пластов находятся в районе Капитолийского рифа, что представляет собой почти 200 миллионов лет геологической истории южно-центральной части американского штата Юта. Возраст этих пород варьируется от пермского периода (около 270 миллионов лет) до мелового периода (всего 80 миллионов лет). [1] Слои горных пород в этом районе демонстрируют древний климат, столь же разнообразный, как реки и болота ( формация Чинле ), Пустыни, похожие на Сахару ( песчаник Навахо ), и мелководный океан ( сланцы Манкос ).
Первые известные отложения в этом районе образовались, когда мелкое море вторглось на сушу в пермском периоде. Сначала отложился песчаник , но по мере углубления моря за ним последовал и известняк . После того, как море отступило в триасе , потоки отложили ил, прежде чем территория была поднята и подверглась эрозии . Позже были добавлены конгломерат , а затем бревна, песок, грязь и переносимый ветром вулканический пепел . В период от середины до позднего триаса наблюдалась усиление засушливости, во время которой откладывалось огромное количество песчаника вместе с некоторыми отложениями медленно текущих ручьев . Когда другое море начало возвращаться, оно периодически затопляло территорию и оставляло отложения эвапоритов . Барьерные острова , песчаные отмели, а позже и приливные отмели , послужили источником песка для песчаника, затем булыжника для конгломерата и грязи для сланца. Море отступило, оставив ручьи, озера и заболоченные равнины, ставшие местом отдыха отложений. Другое море, Западный внутренний морской путь , вернулось в меловой период и оставило после себя еще больше песчаника и сланца, но исчезло в раннем кайнозое .
От 70 до 50 миллионов лет назад Ларамидская складчатость , крупное событие горообразования на западе Северной Америки, создало Скалистые горы на востоке. Поднятие, возможно, воздействовало на погребенный разлом , образуя в этом районе складку Waterpocket . Более позднее поднятие всего плато Колорадо и возникшая в результате эрозия обнажили эту складку на поверхности только в течение последних 15–20 миллионов лет. Ледниковые периоды плейстоцена увеличили скорость выпадения осадков и эрозии. Особенно пострадали растрескавшиеся верхние части складки Waterpocket, а сама складка была обнажена и расчленена.
Некоторые важные понятия: Формация – это формально названная и определенная геологическая единица с уникальными характеристиками. Эти характеристики были созданы в течение практически непрерывного периода времени и являются результатом конкретной среды осадконакопления , в которой была заложена формация. Пачка представляет собой второстепенную единицу формации, а пласт представляет собой отдельную подгруппу пачки. Группы представляют собой наборы образований, которые во многом связаны друг с другом, например, все они отложились во время засушливого периода, продолжавшегося миллионы лет, или в результате того, что океан периодически затоплял одну и ту же территорию в течение миллионов лет.
Различные виды несогласий представляют собой пробелы в геологической летописи. Такие разрывы могут быть связаны с длительным отсутствием отложений или с последующей эрозией, удаляющей ранее отложившиеся породы. Следующие разделы упорядочены от самых старых к самым молодым горным породам, чтобы создать геологическую историю событий. Это противоположный порядок, который можно увидеть в реальном поперечном разрезе отложений, поскольку новые породы отлагаются поверх более старых в соответствии с законом суперпозиции .
В начале пермского периода Юта находилась на континентальном шельфе , который иногда покрывался мелководным рукавом океана Панталасса . [2] Эта часть Лавразии находилась на пассивной континентальной окраине, мало чем отличавшейся от нынешнего западного побережья экваториальной Африки. Образовавшиеся образования являются частью формации Катлер возрастом примерно 290–250 миллионов лет [3] (местное название группы ) [4]. Юта находилась почти на палеоэкваторе , когда отлагались первые члены формации Катлер, но это мигрировали почти до 10° северной широты примерно 275 миллионов лет назад. [3] Катлер фиксирует седиментацию в это время и состоит из четырех участников (от самого младшего до самого старшего):
В парке обнажены только две части песчаника формации Катлер, Кедровая гора и Уайт-Рим, но их нелегко отличить друг от друга, и поэтому их часто рассматривают как единую стратиграфическую единицу. [5] Уайт-Рим и Кедровая гора состоят из окаменевших косослоистых песчаных дюн , которые, вероятно, образовались в засушливой прибрежной среде, периодически заливаемой морской водой . Песок в этих образованиях несколько рассортирован по размеру, хорошо окатан (изношен), от очень мелкого до среднезернистого. [6]
Хорошие обнажения местных пород Кедровой горы толщиной 800 футов (240 м ) и Уайт-Рим толщиной 420 футов (128 м) можно найти на дне Салфер-Крик и у подножия скал Серкл за пределами западной границы парка. [7] В других районах сланец Орган-Рок находится между Кедровой горой и Уайт-Римом, но он вытягивается к востоку от парка. И местный захороненный Слоновий каньон, и недостающая скала Орган находятся в близлежащем национальном парке Каньонлендс в 60 милях (100 км ) к востоку (см. геологию района Каньонлендс ).
Позже, в пермский период, море Кайбаб вторглось на сушу и образовало известковый ил, который позже литифицировался , образуя локально Кайбабский известняк толщиной до 200 футов (60 м) . [8] Это то же самое образование от светло-серого до белого цвета, которое окаймляет Гранд-Каньон на юго-западе (см. Геология района Гранд-Каньона ). Нижние части Кайбаба были переслаены песком и илом до того, как его основной компонент, известняк, превратился в богатый кремнем доломит в результате внедрения магния . [7] Формирование содержит окаменелости беспозвоночных , включая брахиопод , мшанок , криноидей , брюхоногих моллюсков и пелеципод . Обнажения скалы Кайбаб на Капитолийском рифе можно увидеть только в более глубоких каньонах, расположенных в самой западной части парка. [8] Отступление моря Кайбаб в середине перми привело к эрозии его морского дна, что привело к образованию каналов глубиной 100 футов (30 м) и образованию пробела в геологической летописи, называемого несогласием . [8]
В раннем триасе местные климатические условия были более влажными и тропическими, чем раньше. В районе Капитолийского рифа образовавшаяся формация Моенкопи разделена на четыре пачки (от самой старой к самой молодой): [6]
Отличительные обнажения самой верхней части Моенкопи расположены вдоль нижних склонов обращенных на запад скал Складки Уотерпокет. Поднятие и последующая частичная эрозия Моенкопи затем создали несогласие продолжительностью около 6 миллионов лет, которое продолжалось весь средний триас. [6]
Склон Черного Дракона толщиной от 50 до 110 футов (от 15 до 34 м) состоит из красноватого конгломерата , песчаника и алевролита, которые, вероятно, отложились на прибрежной равнине , за которой следовала приливная равнина . [6] Обломки кремня из подстилающих известняков Кайбаба составляют часть конгломератов у основания пачки, в то время как в ее верхних частях распространены следы ряби и грязевые трещины. В верхних частях пачки также распространены тонкие прослои карбонатных пород с некоторыми окаменелостями. [6]
Позже, в раннем триасе, когда недолговечный рукав океана покрыл этот регион, отложился богатый окаменелостями или мутный известковый ил с небольшим количеством ила и песка . В результате образовалась желтоватая известняковая пачка Синдбад в Моенкопи толщиной от 70 до 140 футов (от 21 до 43 м). [6] Некоторые из окаменелостей, найденных в этом слое, включают род брахиопод Lingula и род аммонитов Meekoceras . [6]
После отступления моря в этот район ненадолго вернулась приливная отмеля. В результате на некоторых участках образовались алевролиты и мелкозернистые песчаники от красновато-коричневого до шоколадного цвета толщиной от 250 до 320 футов (от 76 до 98 м) члена Торри в Моенкопи. [9] Некоторые из более мелкозернистых пластов имеют следы ряби и грязевые трещины, в то время как песчаник имеет горизонтальные и пологие перекосы. В этом слое обнаружены небольшие и крупные окаменелые следы амфибий и рептилий , а также слепки галита .
Самая молодая часть Моэнкопи - это часть Муди-Каньона толщиной от 320 до 430 футов (от 98 до 130 м). Каньон Муди неофициально подразделяется на две части: [10]
Примерно от 30 до 40% камня в верхнем блоке имеет волнистую слоистость, а нижний блок бесструктурен или горизонтально слоист. [10] Хорошие обнажения верхнего блока с волнистым ламинированием обнаружены в нижней части египетского храма.
Сложная, относительно высокоскоростная и, вероятно, разветвленная система ручьев покрывала большую часть южной Юты в позднем триасе. Различные члены образовавшейся формации Чинл встречаются на большей части плато Колорадо . Бревна, песок, грязь и принесенный ветром вулканический пепел от далеких извержений смешивались с потоками, мигрировавшими по опускающемуся бассейну , образуя Чинлэ. В этом пласте накапливались соли урана в экономически извлекаемых количествах, и образовывалась окаменелая древесина (окаменению, вероятно, способствовало наличие вулканического пепла). [7] Члены Чинле, представленные в районе Капитолийского рифа (от старшего к младшему): [10]
Вместе они образуют пурпурные и оранжевые округлые склоны и холмы, которые иногда возвышаются над белыми скалами вдоль западного склона Уотерпокет-Фолд. [10]
Прерывистые пласты отложений отложились в широких каналах, размытых в Моэнкопи, образовав местами от белого до желтовато-серого цвета толщиной от 0 до 90 футов (от 0 до 27 м), образующего скалы, образующие пачку Шинарумп формации Чинле. [10] Шинарумп состоит из перекрестно-слоистого и рыхлого мелко- и крупнозернистого песчаника с прослоями конгломерата от низкого до сильного угла . Хорошие обнажения Шинарумпа находятся возле западного входа в парк, закрывая такие объекты, как Египетский храм и Скала Дымоход, в то время как дальше на восток все следы этого члена отсутствуют. Члены выше Шинарампа, как правило, более мелкие из-за более медленной скорости потоков, которые их отложили. [7]
Затем речная система мигрировала на север и превратилась либо в большое озеро, либо в болото . При этом отложились богатые бентонитом глины (частично образовавшиеся из вулканического пепла, извергавшегося из близлежащих вулканов ) и глинистый косослоистый песок с некоторыми прослоями и линзами известкового ила. В конечном итоге это превратилось в светлый пурпурно-серый аргиллит , песчаник и карбонатную породу пачки Чинлс-Монитор-Бьютт. Норы диаметром 5 дюймов (13 см) и длиной 5 футов (1,5 м) были выкопаны двоякодышащими рыбами в Монитор-Бьютт. [10] Этот член легко выделяется на нижних и средних склонах западной стены Waterpocket Fold в таких местах, как Замок , и вдоль скалы к северу от государственной трассы 24, когда она входит в парк.
В более поздний триасовый период эту территорию покрывали очень извилистые реки, образуя отложения окаменелого леса Чинле. Окаменелый лес сложен красновато-оранжевыми косослоистыми алевролитами, богатыми бентонитом, и глинистыми мелкозернистыми кварцевыми песчаниками. Нижняя часть этого члена образует овражные склоны, а верхняя часть образует устойчивый утес, называемый «ложе Капитолийского рифа». Карбонатные конкреции, а также ископаемые двустворчатые моллюски , копролиты , морские улитки , зубные пластинки двоякодышащих рыб и четвероногие обнаружены в пачке Окаменевшего леса. [10]
Затем в геологической летописи преобладают отложения из серии озер, в результате чего на некоторых участках образуется отложения Сова-Рок в Чинлэ толщиной от 150 до 200 футов (от 45 до 60 м). [10] Совиная скала состоит из фиолетовых и оранжевых аргиллитов , мелкозернистых песчаников и алевролитов с прослоями толщиной от 1 до 10 футов (от 30 до 300 см) от зеленого до пятнистого розового микритового и узловатого известняка. [10] Окаменелые трещины высыхающей грязи шириной до 4 дюймов (10 см) и глубиной 3 фута (1 м) обнаружены на самой вершине Скалы Совы (позже они были заполнены песком из вышележащего песчаника Вингейт). [10] В Совиной скале также обнаружены следы окаменелостей цилиндрических нор и окаменелостей остракод . Скала Совы превращается в замусоренные склоны и находится прямо под песчаником Вингейт вдоль западной стороны складчатости Уотерпокет.
Все три формации группы Глен-Каньон были заложены в середине-позднем триасе, во время растущей засушливости. Слегка по часовой стрелке и на север движение Северо-Американской плиты привело к тому, что эта территория попала в более засушливый климатический пояс. Направление поперечного напластования в песчаных дюнах группы Глен-Каньон предполагает, что преобладающие северные ветры перенесли песок в этот регион. [3] Обнажения трех формаций группы Глен-Каньон являются наиболее заметными обнаженными слоями горных пород на хребте Уотерпокет-Фолд . [7] Вместе они достигают толщины от 1500 до 2700 футов (от 460 до 820 м) в этом районе, а их песчаники можно увидеть во многих арках, куполах и щелевых каньонах Капитолийского рифа. [11] Они расположены от старшего (самого низкого) до самого младшего (самого высокого);
Песчаные дюны мигрировали взад и вперед по берегу моря Сандэнс , образуя скалы толщиной 350 футов (107 м), образующие песчаник Вингейт. [7] Это образование состоит из перекрестнослоистых окаменевших песчаных дюн оранжевого цвета, состоящих из мелкозернистого и хорошо округлого кварцевого песка. Обнажения Вингейта обнаружены на западном откосе Уотерпокет-Фолд. Яркие примеры легко увидеть возле Центра для посетителей на скалах Фрута и в замке.
Позже, в триасовый период, климат стал более влажным . Медленно текущие, текущие на юго-запад, разветвленные ручьи откладывали тонкослоистые слои песка, ила, грязи и булыжников в руслах, по низким поймам рек и в озерах. Окаменелые следы динозавров и крокодилоподобных тритилодонтов можно найти в этом формации толщиной 350 футов (107 м) , образующей выступ-склон, называемой Кайента. [7] Кайента распадается на три части; нижний уступ и средний утес, в которых преобладают косослоистые песчаники, и верхний склон, в котором относительно больше алевролита. Часто бывает трудно обнаружить контакт между Windgate и Kayenta из-за их одинакового цвета и размера зерен. Одно место, где контакт легче всего обнаружить, находится к западу от государственной трассы 24 вдоль реки Фремонт на отметке 82 мили. [11]
Массивная пустыня , похожая на Сахару , которую геологи называют эргом, затем вторглась в эту территорию, покрыв ее от 800 до 1100 футов (от 240 до 335 м) скопившимися окаменелыми песчаными дюнами от белого до коричневого цвета. [11] Образовавшаяся формация, называемая песчаником Навахо, состоит из перекрестнослоистого и очень чистого песчаника с хорошо округлым, как правило, очень мелкозернистым и матовым песком. Наибольшей толщины, 2000 футов (610 м), он достиг на территории нынешнего национального парка Зайон (см. геологию района каньонов Сион и Колоб ). Перекрестнослоистый состав Навахо приводит к образованию криволинейных каньонов и закругленных куполов, таких как Купол Капитолия и Купол Навахо . В других местах он образует массивные скалы и монолиты . Последующая эрозия выровняла вершины песчаных дюн и превратила их в легко различимые слои толщиной до 60 футов (18 м). [11]
Частые, но кратковременные изменения уровня моря в период от средней до поздней юры периодически затопляли территорию с мелководными участками океана. [11] Образовавшаяся группа Сан-Рафаэль состоит из четырех формаций, которые отложились на вершине регионально прослеживаемой эрозионной поверхности группы Глен-Каньон. Образования группы Сан-Рафаэль (от самого старого к самому молодому);
Образования Сан-Рафаэль можно увидеть в восточной части складки Уотерпокет.
Климатические условия все еще были засушливыми, когда местный песчаник Пейджа толщиной от 0 до 100 футов (от 0 до 30 м) откладывался выше зоны прилива, но недалеко от берега наступающего моря ( условия, подобные сабхе ). [12] Это формирование состоит из трех членов; тот
Вместе они были уложены на вершине песчаных дюн навахо, пока море медленно затопляло обширную пустыню. Обнажение пачки Джадд-Холлоу можно увидеть с отметки 86,5 мили, когда красный утес над водопадом реки Фремонт. Перекрестнослоистый песчаник прямо над красной скалой является примером члена Тысячи Карманов.
В середине юрского периода гипс , песок и известковый ил отлагались в месте, которое могло быть грабеном , который периодически покрывался морской водой и, таким образом, являлся местом, где повторяющиеся наводнения сменялись испарением . [13] Образовавшаяся формация Кармель состоит из красновато-коричневых алевролитов, аргиллитов и песчаников высотой от 200 до 1000 футов (от 60 до 300 м), которые чередуются с беловато-серым гипсом и богатым окаменелостями известняком в виде полос. Ископаемые включают морских двустворчатых моллюсков и аммонитов. [14] Большая часть Кармеля была удалена с гребня Водопада, но можно увидеть обнажения, покрывающие Золотой Трон и на различных куполах в этом районе. Его также можно увидеть в виде красновато-коричневых отрогов треугольной формы, называемых «утюгами», которые образуют восточный вал Waterpocket Fold.
Прибрежная среда, в которой преобладают барьерные острова, песчаные косы и приливные отмели, позже вернулась в регион. Отложившийся песок и ил образовали красновато-оранжевый песчаник Энтрада толщиной от 400 до 900 футов (от 120 до 275 м). [14] Отличительные системы соединения в Энтраде приводят к образованию соборов и монолитов в Соборной долине Капитолийского рифа, арок в Национальном парке Арки и «гоблинов» (местное название худу ) в близлежащем государственном парке «Долина гоблинов» . Обнажения Энтрады в южной части парка в основном сложены плоскими алевролитами и переходят в склоны. По мере продвижения на север обнажения Энтрады все больше обогащаются косослоистыми песчаниками и превращаются в скалы с все меньшим и меньшим количеством склонов.
Мелкозернистый песок и ил, смешанный с песчаной известью, отложился в виде отложений на вершине песчаника Энтрада, образуя локально устойчивую к эрозии формацию Кертис толщиной от 0 до 175 футов (53 м). [14] Зеленый силикат железа и калия , называемый глауконитом в Кертисе, указывает на то, что он отложился в мелком море. Обнажения светлого серовато-зеленого Кертиса можно рассматривать как замковый камень в северной части парка, а в южной части он местами отсутствует.
Приливно-отливные условия вернулись, когда мелкое море, создавшее формацию Кертис, отступило от суши. Тонкие пласты красновато-коричневого аргиллита, чередующиеся с менее частыми слоями зеленовато-серого песчаника и известняка, отложились в виде отложений, образуя локально формацию Саммервилл мощностью от 50 до 250 футов (от 15 до 75 м). [14] Это образование превращается в выступающие скалы и склоны, и его можно увидеть над капроком Кертиса в Кафедральной долине. В Кертисе обнаружены окаменелые грязевые трещины и следы ряби, а также богатые гипсом пласты толщиной до 28 футов (8,5 м).
В верхней юре ручьи снова над уровнем моря откладывали ил и песок в свои русла, на дна озер и на заболоченные равнины. Это стало формацией Моррисона , которая локально разделена на три члена (от самого старшего к самому молодому);
Пачку Тидвелл толщиной от 50 до 100 футов (от 15 до 30 м) на местах трудно распознать, и поэтому она может находиться, а может и не находиться в скалах этого района. [14] Облегчение идентификации и изучения обнажений в других местах юго-восточной Юты указывает на то, что они были отложены в гиперсоленых лагунах .
Глина, грязь, ил, поперечно-слоистый песок и галька позже отлагались извилистыми ручьями и в поймах рек , образуя локально толщу соляной промывки толщиной от 100 до 500 футов (от 30 до 150 м). [14] Слои аргиллитов и аргиллитов этого члена разрушаются, образуя серые склоны, которые могут проявлять коричневый, красный, желтый и зеленый цвета. Песчаник Salt Wash имеет среднюю сортировку и мелко- и среднезернистый, а пласты галечных конгломератов состоят из кремня с небольшим количеством известняка, богатого кремнеземом . Оба типа пластов разрушаются уступами и небольшими скалами. Соляная промывка была разработана в 1950-х годах для добычи урановой руды . [15]
Пачка Браши-Бейсин толщиной от 200 до 350 футов (от 60 до 105 м) состоит из аргиллита, аргиллита и алевролита с небольшим количеством конгломерата и песчаника. [14] Глины в этом пачке богаты смектитом и поэтому имеют тенденцию набухать при намокании и высыхать, образуя рассыпчатую поверхность, немного напоминающую попкорн. Окаменелые кости динозавров встречаются в изобилии в этом члене в нескольких местах, расположенных в Юте и западном Колорадо . Кости обычно разбросаны, поэтому их трудно идентифицировать, но почти полные скелеты были обнаружены на дне озера и в пойменных глинах. Хорошие обнажения пачки Браши-Бейсин можно увидеть на Бентонитовых холмах.
Early Cretaceous time brought continental deposition that was dominated by rivers to the area. Sandstones and mudstones accumulated to form the 0 to 166 foot (50.5 m) thick slope-forming Cedar Mountain Formation. The 73 foot (22 m) thick Buckhorn Conglomerate Member thins out north and east of the park and is nearly absent in it, making it difficult to distinguish the underlying Morrison from the somewhat more pastel-colored Cedar Mountain.[16] Fossilized freshwater animals such as mollusks and ostracods along with dinosaurs, fish scales, pollen and a genus of fern called Tempskya have been found in this formation.[16]
The passive continental margin became active when the Farallon Plate started to dive below the North American Plate. Geologists call the resulting mountain-building event the Sevier orogeny. Compressive forces detached sedimentary units across western Utah and Nevada from their Precambrian basement rocks and pushed them eastward.[3] The weight of the resulting high mountain range that formed to the west, lowered much of Utah and allowed the sea to invade. This grew into a vast sea that periodically divided North America in the Cretaceous called the Western Interior Seaway.[17]
Non-marine sediments of the approximately 100- to 94-million-year-old Dakota Sandstone were deposited on the shore of this seaway early in the Cretaceous.[17] The up to 150 foot (45 m) thick formation consists of fine-grained tan to brownish-gray colored quartz-rich sandstone that is interbedded with thin layers of carbon-rich shale, coal, and conglomerate.[17]
Petrified wood is found in the lower part of the formation while fossilized marine bivalves such as Corbula and Pycnodonte newberryi are in the upper layers. This fossil progression shows a record of flooding that created the seaway. Dakota erode into small cliffs and hogbacks that can be seen in the southern section of the park.[18]
Approximately 94 to 85 million years ago, the seaway advanced onto and retreated from land as it laid down the Mancos Shale.[17] The Mancos is composed mostly of shale but two of its members, the Ferron and Muley Canyon, are sandstone that were laid down when relative sea level temporarily dropped. The five Mancos members from oldest to youngest are:
Parts of this formation are found in some mesas and buttes in the southernmost part of the park and in badlands east of the park.[19]
Open marine conditions created the locally 40 to 720 feet (12 to 220 m) thick gullied slope-forming Tununk Shale Member. It is made of bluish-gray shale with interbedded mudstone, fine-grained sandstone and siltstone. The Tununk erodes into a slope and is locally fossil-rich.[20] It is most prominently exposed in the Blue Desert immediately southeast of Cathedral Valley and contains fossilized examples of cephalopods, bivalves, and fish scales.
A wave-dominated delta and river system then spread over the area, creating the locally 205 to 385 feet (62 to 117 m) thick cliff-forming Ferron Sandstone. It is composed of brown fine-grained sandstone along with white cross-bedded sandstone with interbedded carbonate-rich gray shale.[20] The marine bivalve Inoceramus and trace fossils of Ophiomorpha are found in the lower part of this member. Ferron Sandstone north of the area contains seams of coal in its upper part, prompting some petroleum geologists to study this member to model oil-bearing regions.
Open marine conditions returned in the Late Cretaceous, forming the locally 1,200 to 1,500 foot (365 to 460 m) thick slope-forming Blue Gate Shale. This member is composed of bentonite rich clays, siltstone and some sandstone. It erodes into gullied slopes similar in appearance to the Tununk Shale. The presence of two species of planktonic foraminifera in the upper Blue Gate, Clioscaphites vermiformis and Clioscaphites choteauenis, was used to date this member.
An ancient shoreline once again approached the area, resulting in the formation of the locally 300 to 400 feet (90 to 120 m) thick Muley Canyon Member. It is composed of evenly bedded, fine-grained sandstone and carbon-rich shales. Coal beds are found in the upper parts of this member, indicating continental coastal plain conditions at that time.
Alternating layers of shallow marine and non-marine sediments were deposited as the shoreline fluctuated back and forth over the area. These sediments became the locally 650 to 750 foot (200 to 230 m) thick Masuk Member.[21] The Masuk consists of cliff-forming cross-bedded sandstones and slope-forming yellowish-gray to bluish-gray mudstones with interbedded light gray sandstones. Fossils of bivalves, ceratopsian dinosaurs, crocodiles, gastropods, and turtles have been collected in this member.[21]
The Western Interior Seaway was shrinking due to infilling and uplift while the high mountains to the east were being reduced by erosion. Barrier beaches and river deltas migrated eastward into the seaway. The resulting 300 to 400 foot (90 to 120 m) thick Mesaverde Formation consists of light-brown to dark-gray thick-bedded and cross-stratified sandstone with interbedded dark gray shale and intertongues with the Masuk Member of the overlying Mancos Shale.[22] Only small remnants are found capping a few mesas in the park's eastern section.
The Laramide orogeny compacted the region from about 70 million to 50 million years ago and in the process created the Rocky Mountains. Many monoclines (a type of gentle upward fold in rock strata) were also formed by the deep compressive forces of the Laramide. One of those monoclines, called the Waterpocket Fold, is the major geographic feature of the park. The 100 mile (160 km) long fold has a north–south alignment with a steeply east-dipping side. The rock layers on the west side of the Waterpocket Fold have been lifted more than 7,000 feet (2,100 m) higher than the layers on the east.[23] Thus older rocks are exposed on the western part of the fold and younger rocks on the eastern part. This particular fold may have been created due to movement along a fault in the Precambrian basement rocks hidden well below any exposed formations. Small earthquakes centered below the fold in 1979 may be from such a fault.[24]
Contemporary with the Waterpocket Fold's formation was the development of an intermontane (between mountains) basin in the area. Lake Uinta filled this basin with stream water derived from the north and south. This large lake existed from about 58 million until 35 million years ago and is responsible for creating the Flagstaff Limestone and Green River Formation, which locally reach a thickness of around 200 feet (60 m). Elsewhere these formations have a combined thickness of over 9,000 feet (2,740 m).[17] The Flagstaff is a white-colored, fossil rich layer that is composed of limestone, tufa and conglomerate that erodes into ledges and slopes.[20]
Compressive forces caused by the Laramide orogeny were followed by some minor stretching as a new equilibrium was established. This created weaknesses in the crust that allowed magma to intrude toward the surface to create composite volcanos west of the area some 25 to 20 million years ago.[17] Within the fold, magma intruded through and between formations about 4.6 to 3.7 million years ago to respectively create dikes and sills.[17] Small basaltic lava flows erupted through fissures at the surface and igneous activity continued sporadically afterwards. Subsequent erosion preferentially removed the softer sedimentary rock that initially entombed the dikes, sills, and volcanic plugs, often leaving them standing in relief.[25] Examples can be seen in South Desert and Cathedral Valley at the northern end of the fold.
Ten to fifteen million years ago the entire region was uplifted several thousand feet (well over a kilometer) by the creation of the Colorado Plateaus. This time the uplift was more even, leaving the overall orientation of the formations mostly intact. Most of the erosion that carved today's landscape occurred after the uplifting of the Colorado Plateau with much of the major canyon cutting probably occurring between 1 and 6 million years ago.[26] Even in this desert climate, water is the erosional agent most responsible for the carving of the landscape. The pull of gravity, in the form of rock falls or rock creep, plays a major role in the shaping of the cliff lines. Wind is a minor agent of erosion here.
The drainage system in the area was rearranged and steepened as the Waterpocket Fold was uplifted. Larger streams, such as the Fremont River, were more likely to keep up with the uplift by downcutting into the Waterpocket Fold faster. Other streams, such as Sand Creek, changed their course by flowing parallel to the fold and cutting into less resistant formations. Yet other streams tried to keep up with the uplift by carving slot canyons only to later change course, leaving their canyons literally high and dry.[27] A total of 7,000 feet (2,100 m) of overlying Mesozoic and Cenozoic sediment has been removed by erosion in the area.[28]
Wetter and cooler conditions developed during the Pleistocene epoch and briefly returned via at least two neoglacial episodes (little ice ages) in the current epoch, the Holocene.[29] The various rivers and streams in the area were engorged by increased precipitation and with melt-water from mountain glaciers on the Henry Mountains to the east and the Aquarius Plateau to the west of the park.[30] Flash floods, mass wasting of hillsides, frost wedging, and landslides all contributed to a significantly faster rate of erosion. Glaciers plucked 20- to 30-million-year-old black basaltic boulders from atop Boulder and Thousand Lake Mountains that were subsequently deposited over the park area by meltwater streams from the glaciers, rockslides and floods.[31]