Геология Долины Смерти: от древнейших пород до современных ландшафтов.

Введение

Геология области в Калифорнии и Неваде

Геологическое строение района Долины Смерти представляет собой разнообразный и сложный комплекс, включающий не менее 23 формаций осадочных отложений, два крупных разрыва в геологической летописи, называемых несогласиями, и как минимум одну отчетливую группу взаимосвязанных формаций, выделяемую геологами. Древнейшие породы в районе, охватывающем современный Национальный парк Долина Смерти, подверглись интенсивной метаморфозе под воздействием высоких температур и давления и имеют возраст не менее 1700 миллионов лет. В эти породы 1400 миллионов лет назад внедрилась масса гранита, после чего они были подняты и подверглись почти 500 миллионам лет эрозии. Морская аккумуляция происходила 1200–800 миллионов лет назад, формируя мощные последовательности конгломератов, аргиллитов и карбонатных пород, увенчанных строматолитами, а также, возможно, ледниковые отложения, связанные с гипотезой «Земля-снежок». Рифтинг вызвал истончение обширных, приблизительно линейных участков суперконтинента Родиния, что позволило морской воде вторгнуться и разделить его на составные континенты, разделенные узкими проливами. На окраинах этих новых морей в районе Долины Смерти сформировалась пассивная окраина. Карбонатные платформы образовались на этой части двух окраин, но затем опустились по мере истончения континентальной коры, пока она не разрушилась, дав начало новому океаническому бассейну. У подножия затопленного склона начал накапливаться клиновидный осадок, погребая первые известные в регионе окаменелости сложной жизни. Эти песчаные илистые отмели уступили место около 550 миллионов лет назад карбонатной платформе, которая просуществовала в течение следующих 300 миллионов лет палеозойской эры. В начале и середине мезозоя пассивная окраина преобразовалась в активную, когда плита Фаралон под Тихим океаном начала погружаться под Североамериканскую плиту, инициируя зону субдукции; в результате образовались вулканы и поднявшиеся горы. Эрозия в течение многих миллионов лет сформировала относительно ровную равнину. Растяжение земной коры под западной частью Северной Америки началось около 16 миллионов лет назад и, как считается, вызвано восходящими потоками из зоны распространения плит Фаралон. Этот процесс продолжается и в настоящее время и, как полагают, является причиной формирования провинции Бассейн и Хребет. К 2–3 миллионам лет назад эта провинция распространилась на район Долины Смерти, расколов его и образовав Долину Смерти, Долину Панаминт и окружающие хребты. Эти долины частично заполнились осадком, а в более холодные периоды текущего ледникового периода – озерами. Озеро Мэнли было самым большим из этих озер; оно заполняло Долину Смерти во время каждого ледникового периода с 240 000 лет назад до 10 000 лет назад. К 10 500 годам назад эти озера все больше отрезались от талой воды Сьерра-Невады, что привело к их обмелению и концентрации солей и минералов. Современная пустынная среда сформировалась после высыхания этих озер.

The exposed geology of the Death Valley area presents a diverse and complex set of at least 23 formations of sedimentary units, two major gaps in the geologic record called unconformities, and at least one distinct set of related formations geologists call a group. The oldest rocks in the area that now includes Death Valley National Park are extensively metamorphosed by intense heat and pressure and are at least 1700 million years old. These rocks were intruded by a mass of granite 1400 Ma (million years ago) and later uplifted and exposed to nearly 500 million years of erosion. Marine deposition occurred 1200 to 800 Ma, forming thick sequences of conglomerate, mudstone, and carbonate rock topped by stromatolites, and possibly glacial deposits from the hypothesized Snowball Earth event. Rifting thinned huge roughly linear parts of the supercontinent Rodinia enough to allow sea water to invade and divide its landmass into component continents separated by narrow straits. A passive margin developed on the edges of these new seas in the Death Valley region. Carbonate banks formed on this part of the two margins only to be subsided as the continental crust thinned until it broke, giving birth to a new ocean basin. An accretion wedge of clastic sediment then started to accumulate at the base of the submerged precipice, entombing the region's first known fossils of complex life. These sandy mudflats gave way about 550 Ma to a carbonate platform which lasted for the next 300 million years of Paleozoic time. The passive margin switched to active margin in the early to mid Mesozoic when the Farallon Plate under the Pacific Ocean started to dive below the North American Plate, initiating a subduction zone; volcanoes and uplifting mountains were produced as a result. Erosion over many millions of years formed a relatively featureless plain. Stretching of the crust under western North America started around 16 Ma and is thought to be caused by upwelling from the subducted spreading zone of the Farallon Plate. This process continues into the present and is thought to be responsible for producing the Basin and Range province. By 2 to 3 million years ago this province had spread to the Death Valley area, ripping it apart and giving birth to Death Valley, Panamint Valley and surrounding ranges. These valleys partially filled with sediment and, during colder periods during the current ice age, with lakes. Lake Manly was the largest of these lakes; it filled Death Valley during each glacial period from 240,000 years ago to 10,000 years ago. By 10,500 years ago these lakes were increasingly cut off from glacial melt from the Sierra Nevada, starving them of water and concentrating salts and minerals. The desert environment seen today developed after these lakes dried up.

Протерозойский комплекс

Мало что известно об истории древнейших обнаженных пород в этом районе из-за интенсивного метаморфизма. Этот суровый, серый, почти безликий кристаллический комплекс состоит из изначально осадочных и магматических пород с большим содержанием кварца и полевого шпата. Исходные породы были трансформированы в складчатые сланцы и гнейсы, что практически стерло следы их первоначального происхождения. Радиометрическое датирование указывает на возраст метаморфизма в 1700 миллионов лет, относя его к началу протерозойского эона. Массив гранита, расположенный в горах Панаминт, вторгся в этот комплекс 1400 миллионов лет назад. В составе комплекса также присутствуют пегматитовые жилы и другие широко распространенные гранитные плутоны (плутон – это крупное тело магмы в глубине земной коры, а жилы – его проявления). Выходы пород наблюдаются вдоль предгорья Черных гор в Долине Смерти, а также в Тальковых и Ибексских холмах. Во время внедрения гранита западное побережье Северной Америки проходило через Восточную Калифорнию и через залив, простиравшийся в сторону долины Лас-Вегас. Эта впадина, известная как Амаргоса аулакоген, была ограничена возвышенностями с севера и юга и образовалась в результате неудачного рифтового разлома. Тысячи футов осадочных пород заполнили медленно опускающуюся впадину. Впоследствии метаморфизованные докембрийские фундаментные породы были подняты, и регион испытал почти 500-миллионный пробел в геологической летописи, крупное несогласие. Геологи не знают, что произошло с эродированными отложениями, которые, вероятно, покрывали комплекс, но известно, что региональное поднятие стало причиной этого; изначально эта территория находилась под поверхностью мелководного моря.

Разрежение и разломы коры

Открылся новый разлом, который начал раскалывать суперконтинент Родинию, частью которого в то время была Северная Америка. На востоке, в районе современного Лас-Вегаса, располагалась береговая линия, сходная с нынешним атлантическим побережьем США, с прибрежными низменностями и широким, мелководным шельфом, но без вулканов. Хорошие обнажения этих образований можно увидеть на северном склоне горы Туки в северных горах Панаминт. Боковая дорога к Агуэрберри-Пойнт последовательно пересекает слоистую формацию Джонни, белый кварцит Стерлинга и тёмные кварциты формации Вуд-Каньон; на самой точке находится широкая светлоокрашенная полоса кварцита Забриски, опускающаяся в сторону Долины Смерти. Заметные обнажения расположены между долиной Смерти и проходом Дэйлайт, в верхней части каньона Эхо и к западу от источника Маре в каньоне Титус. До наклона к нынешней ориентации, эти четыре формации представляли собой сплошной слой ила и песка толщиной 5 километров, медленно накапливавшийся на прибрежном морском дне. В то время район Долины Смерти находился в пределах десяти-двадцати градусов от палеозойского экватора. Тысячи метров лавы изверглись, оттесняя океан более чем на 322 километра к западу. В результате эрозии на протяжении миллионов лет сформировалась относительно ровная равнина. Осадконакопление возобновилось около 35 миллионов лет назад в олигоценовую эпоху на пойме, развившейся в этом районе; медленные ручьи боковыми потоками перемещались по поверхности, откладывая гальку, песок и ил. Обнажения образовавшихся конгломератов, песчаника и аргиллита формации Титус-Каньон можно наблюдать в дорожных выемках на перевале Дэйлайт на дороге Дэйлайт, которая вскоре после перевала становится шоссе 374. Было сформировано несколько других подобных образований. Мощные вулканические извержения, происходившие вблизи Невадского испытательного полигона, покрыли район Долины Смерти и большую часть Невады толстыми слоями богатого кремнезёмом пепла 27 миллионов лет назад. Пепел имеет риолитовый состав, вулканический эквивалент магматической породы гранита; он покрыл территорию, которая впоследствии стала горами Грейпвайн, слоем пепла толщиной 366 метров. Этот пепел заполнил долины и впадины; 20 миллионов лет назад территория от Долины Смерти через Неваду представляла собой вулканическую равнину.

A new rift opened that started to break apart the supercontinent Rodinia, which North America was then a part of. A shoreline similar to the present Atlantic Ocean margin of the United States, with coastal lowlands and a wide, shallow shelf but no volcanoes, lay to the east near where Las Vegas now resides. Good outcrops of these formations are exposed on the north face of Tucki Mountain in the northern Panamint Mountains. The side road to Aguereberry Point successively traverses the shaly Johnnie Formation, the white Stirling Quartzite, and dark quartzites of the Wood Canyon Formation; at the Point itself is the great light colored band of Zabriskie Quartzite dipping away toward Death Valley. Prominent outcrops are located between Death Valley Buttes and Daylight Pass, in upper Echo Canyon, and just west of Mare Spring in Titus Canyon. Before tilting to their present orientation, these four formations were a continuous pile of mud and sand 3 mile (5 km) deep that accumulated slowly on the nearshore ocean bottom. At the time, the Death Valley area was within ten or twenty degrees of the Paleozoic equator. Thousands of feet (hundreds of meters) of lavas erupted, pushing the ocean over 200 mile (322 km) to the west. A relatively featureless plain was formed from erosion over many millions of years. Deposition resumed some 35 Ma in the Oligocene epoch on a flood plain that developed in the area; sluggish streams migrated laterally over the surface, laying down cobbles, sand, and mud. Outcrops of the resulting conglomerates, sandstone, and mudstone of the Titus Canyon Formation can be observed in road cuts at Daylight Pass on Daylight Pass Road, which becomes State Route 374 a short distance from the pass. Several other similar formations were also laid down. Large volcanic eruptions, originating near the Nevada Test Site, covered the Death Valley area and much of Nevada in thick sequences of silica rich ash 27 million years ago. The ash has a rhyolitic composition, which is the volcanic equivalent of the plutonic rock granite; it covered what would later become the Grapevine Mountains in 1200 feet (366 m) of ash. This ash filled in valleys and depressions; by 20 million years ago, the region from the Death Valley area across Nevada was a volcanic plain.

Расширение создает бассейн и хребет

Начиная примерно с 16 млн лет назад в миоценовом периоде и продолжаясь до настоящего времени, большая часть североамериканской плиты в данном регионе испытывает растяжение, буквально разрываясь на части. Дебаты о причине этого растяжения коры продолжаются, но все более популярной среди геологов гипотезой, называемой гипотезой разрыва плиты, является то, что зона субдукции плиты Фаралон оказывает распирающее воздействие на континент. Какова бы ни была причина, результатом стало образование обширного и все еще растущего региона относительно тонкой коры; регион рос в среднем на в год вначале, а затем замедлился до в год за последние 5 миллионов лет. Геологи называют этот регион провинцией Бассейна и Хребта. Экстенсионные силы заставляют породы на глубине растягиваться, подобно пластилину, а породы, расположенные ближе к поверхности, разрушаются вдоль нормальных разломов, образуя опущенные бассейны, называемые грабенами; небольшие горные хребты, известные как хорсты, проходят параллельно друг другу по обе стороны грабена. Обычно количество хорстов и грабенов ограничено, но в регионе Бассейна и Хребта насчитываются десятки структур типа хорст/грабен, каждая из которых ориентирована примерно с севера на юг. Последовательность этих структур простирается от непосредственно к востоку от Сьерра-Невады, через почти всю Неваду и в западную Юту и южный Айдахо. Кора в районе Долины Смерти между озером Мид и южной Сьерра-Невадой растянута на 241 км. Система разломов Фурнасс-Крик, расположенная в северной части Долины Смерти, начала активизироваться около 14 млн лет назад, а система разломов Южной Долины Смерти, вероятно, начала активизироваться около 12 млн лет назад. Обе системы разломов смещаются вправо (декстрально) вдоль сбросо-сдвиговых разломов. При таких разломах противоположная сторона разлома, при взгляде на него с любой стороны, кажется движущейся вправо. Обе системы разломов проходят параллельно и у основания хребтов. Зачастую одни и те же разломы испытывают как боковые, так и вертикальные смещения, одновременно являясь сбросо-сдвиговыми и нормальными (т.е. косоугольными). Эти две системы также смещены относительно друг друга; область между смещением подвергается огромному косому напряжению, что усиливает оседание; бассейн Фурнасс-Крик образовался в этой области, а затем последовало формирование остальной части Долины Смерти поэтапно. Одним из последних этапов было образование бассейна Бадвотер, которое произошло около 4 млн лет назад. Данные гравиметров показывают, что дно Долины Смерти наклоняется вниз к востоку и достигает наибольшей глубины под бассейном Бадвотер; глубина отложений под Бадвотером составляет 2743 м. Примерно 2 млн лет назад сформировались Долина Смерти, Долина Панаминт и связанные с ними хребты. (Том Бин, изображение NPS)

Starting around 16 Ma in Miocene time and continuing into the present, a large part of the North American Plate in the region has been under extension by literally being pulled apart. Debate still surrounds the cause of this crustal stretching, but an increasingly popular idea among geologists called the slab gap hypothesis states that the spreading zone of the subducted Farallon Plate is pushing the continent apart. Whatever the cause, the result has been the formation of a large and still growing region of relatively thin crust; the region grew an average of per year initially and then slowed to per year in the last 5 million years. Geologists call this region the Basin and Range Province. Extensional forces causes rock at depth to stretch like silly putty and rock closer to the surface to break along normal faults into downfallen basins called grabens; small mountain ranges known as horsts run parallel to each other on either side of the graben. Normally the number of horsts and grabens is limited, but in the Basin and Range region there are dozens of horst/graben structures, each roughly north–south trending. A succession of these extend from immediately east of the Sierra Nevada, through almost all of Nevada, and into western Utah and southern Idaho. The crust in the Death Valley region between Lake Mead and the southern Sierra Nevada has been extended by as much as 150 mile (241 km). The Furnace Creek Fault system, located in what is now the northern part of Death Valley, started to move about 14 Ma and the Southern Death Valley Fault system likely began to move by 12 million years ago. Both fault systems move with a right lateral, or dextral, offset along strike slip faults. With such faults, the opposite side of the fault appears to be moving right when facing the fault from either side. Both fault systems run parallel to and at the base of the ranges. Very often the same faults move laterally and vertically, simultaneously making them strike slip and normal (i. e. oblique slip). These two systems are also offset from each other; the area between the offset is thus put under enormous oblique tension, which intensifies subsidence there; Furnace Creek Basin opened in this area and the rest of Death Valley followed in stages. One of the last stages was the formation of Badwater Basin, which occurred by about 4 Ma. Data from gravimeters show that Death Valley's bedrock floor tilts down toward the east and is deepest under Badwater Basin; there is 9000 feet (2743 m) of fill under Badwater. By about 2 Ma Death Valley, Panamint Valley and their associated ranges were formed. (Tom Bean, NPS image)]]

Игнозная активность, связанная с растяжением, происходила с 12 до 4 млн лет назад. Образовались как интрузивные (плутонические/застывшие под землей), так и экструзивные (вулканические/застывшие над землей) магматические породы. Базальтовая магма поднималась по линиям разломов к поверхности и извергалась в виде шлаковых конусов и лавовых потоков. Некоторые вулканические породы были переработаны гидротермальными системами с образованием красочных пород и концентрированных минеральных образований, таких как минералы, богатые бором, например боракс; примером плиоцена является формация Artist Drive толщиной 1219 м. Золото и серебро также концентрировались минерализующими флюидами из магматических интрузий. В других случаях тепло от магмы, поднимающейся близко к поверхности, перегревало лежачие грунтовые воды до взрыва, напоминая взрыв в скороварке, образуя кратеры извержения и туфовые кольца. Одним из примеров такой структуры является кратер Убехебе (на фото) в северной части парка, которому около 2000 лет и глубина 244 м; близлежащие более мелкие кратеры могут быть моложе 200–300 лет. Осадок заполнял опускающийся бассейн Фурнасс-Крик по мере того, как область разрывалась в результате растяжения Бассейна и Хребта. Формация Furnace Creek толщиной 2134 м состоит из озерных отложений, включающих соленые илы, гравий из близлежащих гор и пепел из тогдашнего активного вулканического поля Черной горы. Бор, который в изобилии присутствует в этой формации, растворяется грунтовыми водами и вытекает на северный конец плаи Долины Смерти. Сегодня это образование наиболее заметно в бадлендах у Забриски Пойнт. Дальнейшее оседание бассейна Фурнасс-Крик было заполнено формацией Funeral возрастом 4 млн лет, состоящей из 610 м конгломератов, песка, ила и вулканического материала. Еще один небольшой бассейн к югу был заполнен формацией Copper Canyon примерно в то же время. Следы и окаменелости верблюдов, лошадей и мамонтов найдены во всех трех этих плиоценовых формациях. Около 2–3 млн лет назад, в плейстоцене, континентальные ледяные щиты расширились из полярных регионов земного шара, покрыв более низкие широты далеко к северу от данного региона, начав серию холодных ледниковых периодов, прерывающихся более теплыми межледниковыми периодами. Эти разломы являются частью более широкой зоны разломов, простирающейся между восточным краем Сьерра-Невады и пересекающей границу с Невадой, являясь частью южной зоны Уокера (также описываемой как северная часть зоны сдвига Восточной Калифорнии). Зона Уокера в настоящее время поглощает значительную часть движения плиты между Тихоокеанской и Североамериканской плитами, и было предложено, что эта доля будет увеличиваться со временем, и эта зона в конечном итоге станет местом границы плиты, сопровождаемым прекращением активности разлома Сан-Андреас. Однако в настоящее время нет сбросо-сдвиговых разломов, проходящих через разлом Гарлок на южном конце этой зоны, что указывает на то, что это изменение произойдет не ранее чем через несколько миллионов лет. Согласно данным GPS, южная часть зоны Уокера поглощает 9–12 мм в год правого сдвига. Только около половины этой величины можно объяснить движением по основным зонам разломов, а остальная часть распределена по более мелким, менее определенным структурам. В районе Долины Смерти не было исторических землетрясений, но крупные землетрясения происходили на других разломах в пределах южной зоны Уокера, таких как землетрясение на разломе Оуэнс-Вэлли магнитудой 7,4 в 1872 году и основной толчок землетрясений в Риджкресте 2019 года магнитудой 7,1, который был результатом движения по ранее не картированным северо-западным юго-восточным сбросо-сдвиговым разломам, близким к разломам Литл-Лейк и Эйрпорт-Лейк. Голоценовые разрывы были идентифицированы на большинстве крупных разломов в этом районе.

Igneous activity associated with the extension occurred from 12 to 4 Ma. Both intrusive (plutonic/solidified underground) and extrusive (volcanic/solidified above ground) igneous rocks were produced. Basaltic magma followed fault lines to the surface and erupted as cinder cones and lava flows. Some volcanic rocks were re worked by hydrothermal systems to form colorful rocks and concentrated mineral formations, such as boron rich minerals like borax; a Pliocene aged example is the 4000 feet (1219 m) thick Artist Drive Formation. Gold and silver ores were also concentrated by mineralizing fluids from igneous intrusions. Other times, heat from magma migrating close to the surface would superheat overlaying groundwater until it exploded, not unlike an exploding pressure cooker, forming blowout craters and tuff rings. One example of such a feature is the roughly 2000 year old and 800 feet (244 m) deep Ubehebe Crater (photo) in the northern part of the park; nearby smaller craters may be less than 200 to 300 years old. Sediment filled the subsiding Furnace Creek Basin as the area was pulled apart by Basin and Range extension. The resulting 7000 feet (2134 m) thick Furnace Creek Formation is made of lakebed sediments that consist of saline muds, gravels from nearby mountains and ash from the then active Black Mountain volcanic field. Boron, which is abundant in this formation, is dissolved by ground water and flows out onto the northern end of the Death Valley playa. Today this formation is most prominently exposed in the badlands at Zabriskie Point. Additional subsidence of the Furnace Creek Basin was filled by the four million year old Funeral Formation, which consists of 2000 feet (610 m) of conglomerates, sand, mud and volcanic material. Another smaller basin to the south was filled by the Copper Canyon Formation around the same time. Footprints and fossils of camels, horses, and mammoths are in all three of these Pliocene formations. About 2–3 Ma, in the Pleistocene, continental ice sheets expanded from the polar regions of the globe to cover lower latitudes far north of the region, starting a series of cold glacial periods that were interrupted by warmer interglacial periods. These faults form part of a broader zone of faulting that extends between the eastern edge of the Sierra Nevada just across the border into Nevada, part of the southern Walker Lane (also described as the northern part of the Eastern California Shear Zone). The Walker Lane currently accommodates a significant part of the plate boundary motion between the Pacific Plate and the North American Plate and it has been proposed that this proportion will increase over time, with this zone eventually becoming the site of the plate boundary, accompanied by abandonment of the San Andreas Fault. However, there are currently no right lateral strike slip faults that pass through the Garlock Fault at the southern end of this zone, suggesting that this change will not occur for several million of years at the earliest. According to GPS data, the southern part of the Walker Lane accommodates 9–12 mm per year of right lateral shear. Only about half of this amount can be explained by movement on the main fault zones, with the remainder being distributed on smaller, less well defined structures. There have been no historical earthquakes in the Death Valley area, but major earthquakes have occurred on other faults within the southern Walker Lane, such as the M7.4 1872 Owens Valley earthquake on the Owens Valley Fault and the M7.1 mainshock of the 2019 Ridgecrest earthquakes, which was a result of movement on previously unmapped NW SE trending right lateral strike slip fault strands, close to the Little Lake and Airport Lake faults. Holocene ruptures have been identified on most of the major faults in the area.

Таблица образований

Эта таблица представляет и описывает обнаженные образования в районе Долины Смерти, включая Национальный парк Долины Смерти и прилегающую территорию. Литология и мощность Характерные ископаемые Четвертичный Голоцен Фан-гравий; ил и соль на дне плаи, мощностью менее 30 м Нет Плейстоцен Фан-гравий; ил и соль, погребенные под дном плаи; возможно 610 м мощностью Погребальный фангломерат Цементированный фан-гравий с прослоями базальтовых лав, гравий, пересеченный прожилками кальцита (мексиканский оникс); возможно 305 м мощностью Диатомеи, пыльца Третичный Плиоцен Формация Фурнас-Крик Цементированный гравий, илистые и соленые отложения плаи; различные соли, особенно бораты, мощностью более 1524 м Редкие Миоцен Формация Артист Драйв Цементированный гравий; отложения плаи, много вулканического детрита, возможно 1524 м мощностью Редкие Олигоцен Формация Титус-Каньон Цементированный гравий; преимущественно речные отложения; 914 м мощностью Вертебраты, титанотеры и др. Эоцен и Палеоцен Гранитные интрузии и вулканические породы, не представленные осадочными отложениями Меловой и Юрский Не представлены, территория подвергалась эрозии Триасовый Формация долины Батт (Джонсон, 1957) Обнажена в долине Батт в 2 км к югу от этой области; 2438 м метаседиментов и вулканических пород Амониты, брахиоподы с гладкой раковиной, белемниты и гексакораллы Пенсильванский и Пермский Формации у восточного подножия горы Таки Конгломерат, известняк и немного сланца. Конгломерат содержит гальку известняка миссисипского, пенсильванского и пермского возраста. Известняк и сланец содержат сферические узлы черта. Обильные фузулиниды. Мощность неопределена из-за разломов; оценка 914 м, верхняя часть эродирована. Слои с фузулинидами, особенно Fusulinella Карбоновый Миссисипский и Пенсильванский Сланцы Рест-Спринг В основном сланец, немного известняка, обильные сферические узлы черта. Мощность неопределена из-за разломов; оценка 229 м. Нет известняка Миссисипского и более молодого известняка, картированного как одна единица. Известняк горы Тин-Маунтин мощностью 305 м, черный с тонкослоистым нижним членом и массивным верхним членом. Безымянное известняковое образование мощностью 221 м состоит из чередующихся тонких слоев черта и известняка в примерно равных пропорциях. Смешанные брахиоподы, кораллы и стебли криноидей. Syringopora (колонии с открытым пространством) Caninia cf. C. cornicula Девонский Средний и Верхний Девон Формация Потерянного Осла Известняк в светлых и темных слоях создает полосатый эффект на склонах гор. Два кварцитовых слоя, каждый около 1 м толщиной, у основания, многочисленные песчаные слои выше основания. Верхние 61 м хорошо слоистый известняк и кварцит. Общая мощность неопределена из-за разломов; оценка 610 м. Обильные брахиоподы, особенно Spirifer, Cyrtospirifer, Productilla, Carmarotoechia, Atrypa. Строматопороиды. Syringopora (плотно расположенные колонии). Силур и Девон Силур и Нижний Девон Доломит Скрытой Долины Массивный, мелкозернистый и однородный доломит, преимущественно светлого цвета. Мощность стебли криноидей обильны, включая крупные типы. Favosites Ордовик Верхний Ордовик Доломит Эли-Спрингс Массивный черный доломит, толстый. Стрептолазматидные кораллы: Grewingkia, Bighornia. Брахиоподы. Средний и Верхний (?) Ордовикский Кварцит Эврика Массивный кварцит с тонкослоистым кварцитом у основания и вершины, мощностью 107 м. Нет Доломиты нижней и средней ордовикской группы Погонип, с известняком у основания, сланцевой единицей в середине, массивным доломитом наверху. Мощность 457 м. Многочисленные крупные гастроподы в массивном доломите наверху: Palliseria и Maclurites, связанные с Receptaculites. В нижних слоях: Protopliomerops, Kirkella, ортоидные брахиоподы. Камбрийский Верхний Камбрийский Формация Нопах Высоко окаменелости сланцевый член мощностью 30 м у основания, верхние 366 м - это доломит в чередующихся толстых черных и светлых слоях около 30 м толщиной. Общая мощность формации В верхней части, гастроподы. В базальных 30 м, трилобитовые отходы, содержащие Elburgis, Pseudagnostus, Horriagnostris, Elvinia, Apsotreta. Формация Короля Бонанзы Среднего и Верхнего Камбрия В основном толстый массивный доломит темного цвета, тонкослоистый известняковый член мощностью 152 м на 305 м ниже вершины формации, 2 коричневых выветренных шлаковых единицы, верхняя из которых окаменелости. Общая мощность неопределена из-за разломов; оценка около 914 м в хребте Панаминт, 610 м в горах Фьюнерал. Единственный окаменелый слой - это сланец ниже известнякового члена в середине формации. Этот сланец содержит брахиоподы лингулоидного типа и трилобитовые отходы с фрагментами "Ehmaniella". Формация Каррара Нижнего и Среднего Камбрия Чередование слоистых и илистых членов с известняковыми членами, переходных между лежачими обломочными формациями и вышележащими карбонатными породами. Мощность около 305 м, но переменная из-за сдвига. Многочисленные трилобитовые отходы в нижней части дают фрагменты трилобитов оленеллид. Нижний Камбрийский Кварцит Забриски Кварцит, преимущественно массивный и гранулированный из-за сдвига, локально слои до 1 м толщиной. Мощность более 46 м, переменная из-за сдвига. Нет ископаемых Нижний Камбрийский и Нижний Камбрийский (?) Формация Вуд-Каньон Базальный член - хорошо слоистый кварцит мощностью более 503 м, выше него - илистый член мощностью 158 м, содержащий самые нижние оленеллиды в разрезе; верхний член из доломита и кварцита мощностью 122 м. Несколько разбросанных трилобитов оленеллид и археоциатид в верхней части формации. Трубки Scolithus? Кварцит Стирлинга Хорошо слоистый кварцит в слоях толщиной, составляющих толстые члены кварцита толщиной, разделенные 152 м фиолетового сланца, перекрестная слоистость заметна в кварците. Максимальная толщина около 610 м. Нет Формация Джонни В основном сланец, частично оливково-коричневый, частично фиолетовый. Базальный член мощностью 122 м состоит из чередующегося доломита и кварцита с галечной конгломератом. Локально хороший доломит в середине и наверху. Мощность более 1219 м. Нет Прекамбрий Доломит Нудей В южной части хребта Панаминт, доломит в неразличимых слоях; нижняя часть кремового цвета, верхняя часть серая. Мощность 244 м. Дальше на север, где картируется как Доломит Нудей(?), содержит много известняка, бежевого и белого, и немного известнякового конгломерата. Мощность около 305 м. Трубки Scolithus? Несогласие Формация Пик Кингстона(?) В основном диамиктит, песчаник и сланец; некоторые известняковые и доломитовые олистолиты в середине. Мощность не менее 914 м. Хотя предварительно отнесена к формации Пик Кингстона, аналогичные породы вдоль западного склона хребта Панаминт были идентифицированы как Пик Кингстона. Нет Доломит Бек-Спринг Не картирован; выходы находятся на западе. Сине-серый вишневый доломит, мощность оценивается примерно в 152 м. Идентификация неопределенная. Нет Серия Пахрамп Формация Кристал-Спринг Признана только в каньоне Галена и на юге. Общая мощность около 610 м. Состоит из базального конгломерата, перекрытого кварцитом, который переходит вверх в фиолетовый сланец и тонкослоистый доломит, верхняя часть - массивный доломит, диабаз и черт. Тальковые отложения там, где диабаз вторгается в доломит. Нет Несогласие Породы кристаллического фундамента Метаседиментные породы с гранитными интрузиями Нет

This table of formations exposed in the Death Valley area lists and describes the exposed formations of the Death Valley National Park and the surrounding area. System Series Formation Lithology and thickness Characteristic fossils Quaternary Holocene Fan gravel; silt and salt on floor of playa, less than 100 feet (30 m) thick None Pleistocene Fan gravel; silt and salt buried under floor of playa; perhaps 2000 feet (610 m) thick Funeral fanglomerate Cemented fan gravel with interbedded basaltic lavas, gravels cut by veins of calcite (Mexican onyx); perhaps 1000 feet (305 m) thick Diatoms, pollen Tertiary Pliocene Furnace Creek Formation Cemented gravel, silty and saliferous playa deposits; various salts, especially borates, more than 5000 feet (1524 m) thick Scarce Miocene Artist Drive Formation Cemented gravel; playa deposits, much volcanic debris, perhaps 5000 feet (1524 m) thick Scarce Oligocene Titus Canyon Formation Cemented gravel; mostly stream deposits; 3000 feet (914 m) thick Vertebrates, titanotheres, etc. Eocene and Paleocene Granitic intrusions and volcanics, not known to be represented by sedimentary deposits Cretaceous and Jurassic Not represented, area was being eroded Triassic Butte Valley Formation of Johnson (1957) Exposed in Butte Valley 1 mile (2 km) south of this area; 8000 feet (2438 m) of metasediments and volcanics Ammonites, smooth shelled brachiopods, belemnites, and hexacorals Pennsylvanian and Permian Formations at east foot of Tucki Mountain Conglomerate, limestone, and some shale. Conglomerate contains cobbles of limestone of Mississippian, Pennsylvanian, and Permian age. Limestone and shale contain spherical chert nodules. Abundant fusulinids. Thickness uncertain on account of faulting; estimate 3000 feet (914 m), top eroded. Beds with fusulinids, especially Fusulinella Carboniferous Mississippian and Pennsylvanian Rest Spring Shale Mostly shale, some limestone, abundant spherical chert nodules. Thickness uncertain because of faulting; estimate 750 feet (229 m). None Mississippian Tin Mountain Limestone and younger limestone Mapped as 1 unit. Tin Mountain Limestone 1000 feet (305 m) thick, is black with thin bedded lower member and thick bedded upper member. Unnamed limestone formation, 725 feet (221 m) thick, consists of interbedded chert and limestone in thin beds and in about equal proportions. Mixed brachiopods, corals, and crinoid stems. Syringopora (open spaced colonies) Caninia cf. C. cornicula. Devonian Middle and Upper Devonian Lost Burro Formation Limestone in light and dark beds thick give striped effect on mountainsides. Two quartzite beds, each about 3 feet (1 m) thick, near base, numerous sandstone beds above base. Top 200 feet (61 m) is well bedded limestone and quartzite. Total thickness uncertain because of faulting; estimated 2000 feet (610 m). Brachiopods abundant, especially Spirifer, Cyrtospirifer, Productilla, Carmarotoechia, Atrypa. Stromatoporoids. Syringopora (closely spaced colonies). Silurian and Devonian Silurian and Lower Devonian Hidden Valley Dolomite Thick bedded, fine grained, and even grained dolomite, mostly light color. Thickness Crinoid stems abundant, Including large types. Favosites. Ordovician Upper Ordovician Ely Springs Dolomite Massive black dolomite, thick. Streptelasmatid corals: Grewingkia, Bighornia. Brachiopods. Middle and Upper (?) Ordovician Eureka Quartzite Massive quartzite, with thin bedded quartzite at base and top, 350 feet (107 m) thick. None Lower and Middle Ordovician Pogonip Group Dolomite, with some limestone, at base, shale unit in middle, massive dolomite at top. Thickness, 1500 feet (457 m). Abundant large gastropods in massive dolomite at top: Palliseria and Maclurites, associated with Receptaculites. In lower beds: Protopliomerops, Kirkella, Orthid brachiopods. Cambrian Upper Cambrian Nopah Formation Highly fossiliferous shale member 100 feet (30 m) thick at base, upper 1200 feet (366 m) is dolomite in thick alternating black and light hands about 100 feet (30 m) thick. Total thickness of formation In upper part, gastropods. In basal 100 feet (30 m), trilobite trash beds containing Elburgis, Pseudagnostus, Horriagnostris, Elvinia, Apsotreta. Middle and Upper Cambrian Bonanza King Formation Mostly thick bedded arid massive dark colored dolomite, thin bedded limestone member 500 feet (152 m) thick 1000 feet (305 m) below top of formation, 2 brown weathering shaIy units, upper one fossiliferous, Total thickness Uncertain because of faulting; estimated about 3000 feet (914 m) in Panamint Range, 2000 feet (610 m) in Funeral Mountains. The only fossiliferous bed is shale below limestone member neat middle of formation. This shale contains linguloid brachiopods and trilobite trash beds with fragments of "Ehmaniella." Lower and Middle Cambrian Carrara Formation An alternation of shaly and silty members with limestone members transitional between underlying clastic formations and overlying carbonate ones. Thickness about 1000 feet (305 m) but variable because of shearing. Numerous trilobite trash beds in lower part yield fragments of olenellid trilobites. Lower Cambrian Zabriskie Quartzite Quartzite, mostly massive arid granulated due to shearing, locally it) beds to 2 feet (1 m) thick. Thickness more than 150 feet (46 m), variable because of shearing. No fossils Lower Cambrian and Lower Cambrian (?) Wood Canyon Formation Basal unit is well bedded quartzite above 1650 feet (503 m) thick ' shaly Unit above this 520 feet (158 m) thick contains lowest olenellids in section; top unit of dolomite and quartzite 400 feet (122 m) thick. A few scattered olenellid trilobites and archaeocyathids in upper part of formation. Scolithus? tubes. Stirling Quartzite Well bedded quartzite in beds thick comprising thick members of quartzite thick separated by 500 feet (152 m) of purple shale, crossbedding conspicuous in quartzite. Maximum thickness about 2000 feet (610 m). None Johnnie Formation Mostly shale, in part olive brown, in part purple. Basal member 400 feet (122 m) thick is interbedded dolomite arid quartzite with pebble conglomerate. Locally, fair dolomite near middle arid at top. Thickness more than 4000 feet (1219 m). None Precambrian Noonday Dolomite In southern Panamint Range, dolomite in Indistinct beds; lower part cream colored, upper part gray. Thickness 800 feet (244 m). Farther north, where mapped as Noonday(?) Dolomite, contains much limestone, tan and white, and some limestone conglomerate. Thickness about 1000 feet (305 m). Scolithus? tubes Unconformity Kingston Peak(?) Formation Mostly diamictite, sandstone, and shale; some limestone arid dolomite olistoliths near middle. At least 3000 feet (914 m) thick. Although tentatively assigned to Kingston Peak Formation, similar rocks along west side of Panamint Range have been identified as Kingston Peak. None. Beck Spring Dolomite Not mapped; outcrops are to the west. Blue gray cherry dolomite, thickness estimated about 500 feet (152 m) Identification uncertain. None Pahrump Series Crystal Spring Formation Recognized only in Galena Canyon and south. Total thickness about 2000 feet (610 m). Consists of basal conglomerate overlain by quartzite that grades upward into purple shale arid thinly bedded dolomite, upper part, thick bedded dolomite, diabase, and chert. Talc deposits where diabase intrudes dolomite. None Unconformity Rocks of the crystalline basement Metasedimentary rocks with granitic intrusions None

Таблица солей

+Таблица солей, обнаруженных в Долине Смерти Минеральный состав Известное или вероятное происхождение Галит NaCl Основной компонент хлоридной зоны и солей, пропитанных сульфатами и карбонатами. Сильвит KCl Вместе с галитом. Trona Na3H(CO3)2·2H2O Карбонатная зона бассейна Cottonball, особенно в болотах. Термонатрит Na2CO3·H2O Под вопросом на пойме в бассейне Badwater, но ожидается в болотах карбонатной зоны в бассейне Cottonball. Гейлуссит Na2Ca(CO3)2·5H2O Карбонатная зона и пойменная равнина в бассейне Badwater. Кальцит CaCO3 Встречается в виде кластических зерен в отложениях под соляной чашей и в виде чётко очерченных кристаллов в глинистой фракции карбонатной зоны и в отложениях под сульфатной зоной. Магнезит MgCO3 Получен при искусственном выпаривании рассолов из Долины Смерти; пока не идентифицирован в соляной чаше; может быть ожидаем в карбонатной зоне бассейна Cottonball. Доломит CaMg(CO3)2 Идентифицирован только как детритный минерал; может быть ожидаем в карбонатной зоне. Нортупит и/или тихит Na3MgCl(CO3) и/или Na6Mg2(SO4)2(CO3) Изотропный минерал с показателем преломления в диапазоне нортупита и тихита, обнаружен в солевых фациях сульфатной зоны в бассейне Cottonball. Буркит Na6(CO3)(SO4)2 Сульфатная зона в бассейне Cottonball. Thenardite Na2SO4 Распространен во всех зонах бассейна Cottonball и в сульфатных болотах бассейнов Middle и Badwater. Mirabilite Na2SO4·10H2O Встречается на пойменных равнинах в бассейне Cottonball сразу после зимних штормов. Глауберит Na2Ca(SO4)2 Распространен на пойме, за исключением центральной части бассейна Badwater; сульфатная зона в бассейне Cottonball. Ангидрит CaSO4 В виде слоя, покрывающего массивный гипс в 1 миле (2 км) к северу от Badwater. Возможно, также в виде эффлоресценции в сухой период на пойме. Бассанит 2CaSO4·H2O В виде слоя, покрывающего массивный гипс вдоль западной стороны бассейна Badwater и в виде эффлоресценции в засушливые периоды на пойме. Гипс CaSO4·2H2O В сульфатном кальци, слое в карбонатной зоне, особенно в бассейнах Middle и Badwater, в сульфатных болотах и в виде массивных отложений в сульфатной зоне. Bloedite Na2Mg(SO4)2·4H2O Под вопросом в эффлоресценции на пойме в хлоридной зоне. Polyhalite K2Ca2Mg(SO4)4·2H2O Под вопросом на пойме в хлоридной зоне. Celestine SrSO4 Обнаружен вместе с массивным гипсом. Kernite Na2B4O7·4H2O Возможно, присутствует в Среднем бассейне в поверхностном слое слоистых сульфатных и хлоридных солей. Tincalconite Na2B4O7·5H2O Вероятно, встречается как продукт дегидратации боракса. Borax Na2B4O7·10H2O Пойменные равнины и болота в бассейне Cottonball. Inyoite Ca2B6O11·13H2O Под вопросом (рентгеноструктурный анализ, но неудовлетворительный) на пойме в бассейне Badwater. Meyerhofferite Ca2B6O11·7H2O Обнаружен во всех зонах бассейна Badwater и в грубой илистой каменной соли в бассейне Cottonball. Colemanite Ca2B6O11·5H2O Под вопросом (рентгеноструктурный анализ, но неудовлетворительный) на пойме в бассейне Badwater. Ulexite NaCaB5O9·8H2O Распространен на пойме в бассейне Cottonball; известен как "cottonball". Proberite NaCaB5O9·5H2O Волокнистый борат с показателем преломления выше, чем улексит, встречается на сухих участках бассейна Cottonball после жарких засушливых периодов и в поверхностном слое гладкой илистой каменной соли. Soda niter NaNO3 Слабый, но положительный химический тест, полученный локально.

+Table of salts found in Death Valley Mineral Composition Known or probable occurrence Halite NaCl Principal constituent of chloride zone and of salt impregnated sulfate and carbonate deposits. Sylvite KCl With halite. Trona Na3H(CO3)22H2O Carbonate zone of Cottonball Basin, especially in marshes. Thermonatrite Na2CO3·H2O Questionably present on floodplain in Badwater Basin, would be expected in marshes of carbonate zone in Cottonball Basin. Gaylussite Na2Ca(CO3)2·5H2O Carbonate zone and floodplain in Badwater Basin. Calcite CaCO3 Occurs as clastic grains in sediments underlying salt pan and as sharply terminated crystals in clay fraction of carbonate zone and in sediments underlying sulfate zone. Magnesite MgCO3 Obtained in artificially evaporated brines from Death Valley; not yet identified in salt pan; may be expected in carbonate zone of Cottonball Basin. Dolomite CaMg(CO3)2 identified only as a detrital mineral; may be expected in carbonate zone. Northupite and/or tychite Na3MgCl(CO3) and/or Na6Mg2(SO4)·(CO3)4 An isotropic mineral, having index of refraction in the range of Northupite and Tychite, has been observed in saline facies of sulfate zone in Cottonball Basin. Burkeite Na6(CO3)(SO4)2 Sulfate zone in Cottonball Basin. Thenardite Na2SO4 Common in all zones in Cottonball Basin and in sulfate marshes in Middle and Badwater basins. Mirabilite Na2SO4·10H2O Occurs on floodplains in Cottonball Basin immediately following winter storms. Glauberite Na2Ca(SO4)2 Common on floodplains except in central part of Badwater Basin; sulfate zone in Cottonball Basin. Anhydrite CaSO4 As layer capping massive gypsum 1 mile (2 km) north of Badwater. Possibly also as dry period efflorescence on floodplains. Bassanite 2CaSO4·H2O As layer capping massive gypsum along west side of Badwater Basin and as dry period efflorescence in floodplains. Gypsum CaSO4·2H2O In sulfate caliche, layer in carbonate zone, particularly in Middle and Badwater basins, in sulfate marshes and as massive deposits in sulfate zone. Bloedite Na2Mg(SO4)2·4H2O Questionably present in efflorescence on floodplain in chloride zone. Polyhalite K2Ca2Mg(SO4)4·2H2O Questionably present on floodplain in chloride zone. Celestine SrSO4 Found with massive gypsum. Kernite Na2B4O7·4H2O Possibly present in Middle Basin in surface layer of layered sulfate and chloride salts. Tincalconite Na2B4O7·5H2O Probably occurs as dehydration product of borax. Borax Na2B4O7·10H2O Floodplains and marshes in Cottonball Basin. Inyoite Ca2B6O11·13H2O Questionably present (X ray determination but unsatisfactory) in floodplain in Badwater Basin. Meyerhofferite Ca2B6O11·7H2O Found in all zones in Badwater Basin and in rough silty rock salt in Cottonball Basin Colemanite Ca2B6O11·5H2O Questionably present (X ray determination but unsatisfactory) in floodplain in Badwater Basin. Ulexite NaCaB5O9·8H2O Common in floodplain in Cottonball Basin; known as "cottonball" Proberite NaCaB5O9·5H2O A fibrous borate with index of refraction higher than ulexite occurs on dry areas in Cottonball Basin following hot dry spells and in surface layer of smooth silty rock salt. Soda niter NaNO3 Weak, but positive chemical tests obtained locally.