La geología del área de los cañones Zion y Kolob incluye nueve formaciones expuestas conocidas , todas visibles en el Parque Nacional Zion en el estado estadounidense de Utah . Juntas, estas formaciones representan alrededor de 150 millones de años de sedimentación principalmente de edad Mesozoica en esa parte de América del Norte . [1] Parte de una supersecuencia de unidades de roca llamada Grand Staircase , las formaciones expuestas en el área de Zion y Kolob se depositaron en varios entornos diferentes que van desde los mares cálidos y poco profundos de las formaciones Kaibab y Moenkopi, arroyos y lagos de las formaciones Chinle, Moenave y Kayenta hasta los grandes desiertos de las formaciones Navajo y Temple Cap y los entornos secos cercanos a la costa de la Formación Carmel.
El levantamiento posterior de la meseta de Colorado elevó lentamente estas formaciones mucho más arriba de donde se depositaron. Esto profundizó el gradiente fluvial de los ríos ancestrales y otros arroyos en la meseta . Los arroyos de movimiento más rápido aprovecharon las juntas creadas por el levantamiento en las rocas para eliminar todas las formaciones de la era cenozoica y cortar gargantas en las mesetas. El cañón Zion fue cortado por la bifurcación norte del río Virgin de esta manera. Los flujos de lava y los conos de ceniza cubrieron partes del área durante la última parte de este proceso.
El Parque Nacional Zion incluye una meseta elevada que consta de formaciones sedimentarias que se inclinan muy suavemente hacia el este. Esto significa que los estratos más antiguos están expuestos a lo largo del río Virgin en la parte del cañón Zion del parque, y los más jóvenes están expuestos en la sección de los cañones Kolob . La meseta está limitada al este por la zona de falla Sevier y al oeste por la zona de falla Hurricane. La meteorización y la erosión a lo largo de las fallas y fracturas que se extienden hacia el norte influyen en la formación de características paisajísticas, como los cañones, en esta región.
La Gran Escalera es una inmensa secuencia de capas de rocas sedimentarias que se extienden hacia el sur desde el Parque Nacional Bryce Canyon a través del Parque Nacional Zion y hacia el Gran Cañón . Dentro de esta secuencia, la formación expuesta más antigua en el área de los cañones Zion y Kolob es la formación expuesta más joven en el Gran Cañón : la caliza Kaibab . [2] Bryce Canyon al noreste continúa donde terminan las áreas de Zion y Kolob al presentar rocas de la era Cenozoica . De hecho, la formación más joven vista en el área de Zion y Kolob es la formación expuesta más antigua en Bryce Canyon : la arenisca Dakota.
En el período Pérmico , el área de Zion y Kolob era una cuenca relativamente plana cerca del nivel del mar en el margen occidental del supercontinente Pangea . [3] Los sedimentos de las montañas circundantes agregaron peso a la cuenca, manteniéndola relativamente a la misma elevación . Estos sedimentos luego se litificaron (se convirtieron en roca) para formar la Formación Toroweap , ahora expuesta en el Gran Cañón al sur, pero no en el área de Zion y Kolob. Esta formación no está expuesta en el parque, aunque forma su roca de basamento .
A finales del Pérmico, la cuenca de Toroweap fue invadida por el borde cálido y poco profundo del vasto océano Panthalassa , en lo que los geólogos locales llaman el mar de Kaibab. En esa época, Utah y Wyoming estaban cerca del ecuador en el margen occidental del supercontinente Pangea. [4]
Hace 260 millones de años, la caliza gris amarillenta de la caliza Kaibab, rica en fósiles , se depositó como un lodo calizo en un clima tropical . [5] Durante este tiempo, las esponjas , como Actinocoelia meandrina , proliferaron, solo para ser enterradas en lodo calizo y sus agujas de sílice internas (espículas) se disolvieron y recristalizaron para formar capas discontinuas de sílex de color claro . En el parque, esta formación se puede encontrar en Hurricane Cliffs sobre el Centro de visitantes de Kolob Canyons y en un acantilado a lo largo de la Interestatal 15 mientras bordea el parque. [6] Esta es la misma formación que bordea el Gran Cañón hacia el sur.
Más al oeste, se formó un complejo conjunto de arcos de islas sobre una zona de subducción . Al este, en el oeste de Colorado , una cadena montañosa similar al Himalaya actual llamada las montañas Uncompahgre bordeaba las tierras bajas de Utah. [4] La interdigitación del Kaibab con la arenisca White Rim , ahora expuesta en el área del Parque Nacional Capitol Reef , al este sugiere que las facies marinas del Kaibab migraron hacia el este en respuesta a un aumento relativo del nivel del mar, o transgresión (el White Rim no está expuesto en el área de Zion). [4] El mar se movió de un lado a otro a través de Utah, pero en el Pérmico Medio , el mar se había retirado y la caliza Kaibab quedó expuesta a la erosión, creando una topografía kárstica y canales que alcanzaban los 30 m (100 pies) de profundidad. [4]
Los volcanes continuaron haciendo erupción durante el Triásico Temprano en el arco de islas de dirección norte-sur al oeste, que se encontraba a lo largo de lo que ahora es la frontera entre California y Nevada . El agua marina poco profunda se extendía desde el este de Utah hasta el este de Nevada sobre una plataforma continental biselada . A medida que el mar se retiró hace unos 230 millones de años, se desarrollaron ambientes fluviales, de marismas, sabkha y marinos poco profundos, depositando yeso (de evaporitas de laguna ), lutitas , calizas, areniscas , esquistos y limolitas . [6]
Fueron necesarios miles de capas delgadas de estos sedimentos para formar la Formación Moenkopi de 550 m (1800 pies) de espesor . [7] Una línea de costa en proceso de progradación depositó sedimentos fangosos del delta que se mezclaron con depósitos marinos calcáreos. Las plantas y animales fosilizados en Moenkopi son evidencia de un cambio climático hacia un entorno tropical cálido que puede haber experimentado condiciones monzónicas , húmedas y secas. [8]
El conglomerado Red Canyon, el miembro basal del Moenkopi, llena amplios paleocanales que fluyen hacia el este tallados en la piedra caliza Kaibab. [9] Algunos de estos canales tienen hasta varias decenas de pies de profundidad y pueden alcanzar los 200 pies (61 m) de profundidad en el área de St. George. [8] Un suelo delgado y poco desarrollado, o regolito, se formó sobre las áreas altas paleotopográficas entre los canales. [9]
El ambiente de sedimentación era cercano a la costa, donde la orilla del mar alternaba entre el avance (transgresión) y el retroceso (regresión). En Zion, las calizas y los fósiles de los miembros Timpoweap, Virgin Limestone y Shnabkaib de la Formación Moenkopi documentan episodios transgresivos. A diferencia de los miembros Timpoweap y Virgin Limestone, Shnabkaib contiene abundante yeso y lutita intercalada resultante de la deposición en un entorno marino restringido con fluctuaciones complejas del nivel freático. [8] Las capas de lecho rojo regresivo separan los estratos transgresivos. Las marcas de ondulación , las grietas de lodo y la estratificación finamente laminada sugieren que estas unidades intermedias de lutita roja y limolita se depositaron en entornos de llanuras de marea y llanuras costeras. [8]
Se pueden ver afloramientos de esta formación de bandas de colores brillantes de rojo, marrón y rosa en la sección Kolob Canyons del parque y en los cerros a ambos lados de la Ruta Estatal 9 entre Rockville, Utah , al sur y Virgin, Utah , al suroeste de los límites del parque. Los lechos progresivamente más altos quedan expuestos hasta que se llega a la parte superior de la formación en la desembocadura del cañón Parunweap (cuando se viaja al parque por la Ruta 9).
Más tarde, el levantamiento expuso la Formación Moenkopi a la erosión y Utah se convirtió en parte de una gran cuenca interior drenada por ríos que fluyen hacia el norte y el noroeste en el Triásico Superior. [9] La deposición de ríos poco profundos junto con cenizas volcánicas finalmente se convirtió en la Formación Chinle rica en minerales . La zona de contacto irregular, o discordancia , entre Chinle y el Moenkopi subyacente se puede ver entre Rockville y Grafton en el suroeste de Utah. [6]
En esta formación se han encontrado madera petrificada y fósiles de animales adaptados a ambientes pantanosos , como fitosaurios , peces pulmonados y bivalvos lacustres , así como coníferas , cícadas , helechos y colas de caballo . [10] También se ha encontrado mineral de uranio relativamente abundante , como carnotita y otros minerales que contienen uranio. El Chinle de color púrpura, rosa, azul, blanco, amarillo, gris y rojo también contiene esquisto, yeso, piedra caliza, arenisca y cuarzo . A menudo se encuentran óxidos de hierro , manganeso y sulfuro de cobre rellenando los huecos entre los guijarros. Se pueden ver laderas violáceas formadas por el Chinle sobre la ciudad de Rockville.
La arena, la grava y la madera petrificada que formaban estos depósitos fueron posteriormente fuertemente cementadas por sílice disuelta (probablemente de ceniza volcánica del oeste) en las aguas subterráneas . [11] Gran parte de la coloración brillante del Chinle se debe a la formación del suelo durante el Triásico Tardío. El miembro más bajo del Chinle, el Shinarump , consiste en un conglomerado blanco, gris y marrón hecho de arenisca gruesa y lentes delgadas de lutita arenosa, junto con abundante madera petrificada. El Shinarump se depositó en arroyos trenzados que fluían a través de valles erosionados en la Formación Moenkopi subyacente. [8] Este miembro del Chinle forma acantilados prominentes con un espesor de hasta 200 pies (60 m), y su nombre proviene de una palabra nativa americana que significa "grupa de lobo" (una referencia a la forma en que este miembro se erosiona en colinas grises y redondeadas). [6]
Una sucesión de lutitas y areniscas ricas en cenizas volcánicas con un espesor de 350 pies (110 m) conforman el Miembro del Bosque Petrificado de Chinle, que fue depositado por lagos, ríos muy sinuosos y en las llanuras aluviales circundantes. [7] Esta es la misma parte brillante y multicolor de Chinle que está expuesta en el Parque Nacional del Bosque Petrificado y el Desierto Pintado . La madera petrificada, por supuesto, también es común en este miembro.
El levantamiento del Jurásico temprano creó una discordancia sobre la Formación Chinle que representa alrededor de diez millones de años de sedimentación faltante entre esta y la siguiente formación, la Moenave . [10] Las incursiones periódicas de mares poco profundos desde el norte durante el Jurásico inundaron partes de Wyoming, Montana y una vaguada con tendencia noreste-suroeste en la frontera entre Utah e Idaho. [8] La Moenave se depositó en una variedad de entornos de ríos, lagos y llanuras aluviales. [10]
Los estratos más antiguos de esta formación pertenecen al Miembro Cañón de los Dinosaurios, una capa de roca rojiza que forma pendientes con delgados estratos de limolita que están intercalados con lutita y arenisca fina. [11] El Cañón de los Dinosaurios, con un espesor local de 140 a 375 pies (43 a 114 m), probablemente se formó en arroyos de movimiento lento, estanques y grandes lagos. [7] La evidencia de esto está en la estratificación cruzada de los sedimentos y una gran cantidad de fósiles de peces.
El miembro superior de la Formación Moenave es la arenisca Springdale de color marrón rojizo pálido con un espesor de 75 a 150 pies (23 a 46 m) y formadora de acantilados. [7] Se depositó en arroyos más rápidos, más grandes y más voluminosos que el Miembro Dinosaur Canyon más antiguo. [11] Se han encontrado fósiles de peces de agua dulce grandes parecidos al esturión en los lechos de la arenisca Springdale. [11] El siguiente miembro de la Formación Moenave es Whitmore Point, de lecho delgado, que está hecho de lutita y pizarra . [11] Los acantilados rojos inferiores visibles desde el Museo de Historia Humana de Zion (hasta 2000, el Centro de Visitantes de Zion Canyon) son ejemplos accesibles de esta formación. [3]
La arena y el limo de la Formación Kayenta, de 61 a 183 m (200 a 600 pies) de espesor, se depositaron a principios del Jurásico en cauces intermitentes de movimiento lento en un entorno semiárido a tropical . [7] La arenisca intercalada, los conglomerados basales, las limolitas, las lutitas y los estratos transversales delgados son depósitos típicos de canales y llanuras de inundación que se encuentran en Kayenta. Los estudios de paleocorrientes muestran que los ríos Kayenta fluían en una dirección general de oeste a suroeste. [12]
En esta formación, cerca de la bifurcación izquierda del arroyo North, se han encontrado huellas fosilizadas de dinosaurios saurópodos . [11] Las montañas de Nevada y California continuaron elevándose en el Jurásico Inferior a medida que los movimientos de las placas obligaron a América del Norte a desplazarse hacia el norte. Con el tiempo, esto creó una sombra de lluvia y provocó una desertificación generalizada . [12] Hoy en día, el Kayenta es una formación rocosa de color rojo y malva que se puede ver en todo el cañón Zion.
Hace aproximadamente entre 190 y 136 millones de años [13], en el Jurásico, el clima de la zona de la meseta de Colorado se volvió cada vez más árido hasta que 150.000 millas cuadradas (388.000 km 2 ) del oeste de América del Norte se convirtieron en un enorme desierto , no muy diferente del Sahara moderno . [5] Durante quizás 10 millones de años, hace unos 175 millones de años, se acumularon dunas de arena , que alcanzaron su mayor espesor en el área del Cañón Zion; alrededor de 2200 pies (670 m) en el Templo de Sinawava ( foto ) en el Cañón Zion. [7] [11]
La mayor parte de la arena, compuesta en un 98% de cuarzo translúcido de grano redondeado , fue transportada desde las dunas costeras hacia el oeste, en lo que ahora es el centro de Nevada . [7] Hoy en día, la arenisca Navajo es un formador de acantilados y monolitos de color bronceado pálido a rojo muy extendido geográficamente con patrones de estratificación cruzada de dunas de arena muy obvios ( foto ). Por lo general, la parte inferior de esta formación notablemente homogénea es rojiza debido al óxido de hierro que se filtró desde la formación Temple Cap rica en hierro superpuesta, mientras que la parte superior de la formación es de un color bronceado pálido a casi blanco. [7] El otro componente de la débil matriz de cemento de Navajo es el carbonato de calcio , pero la arenisca resultante es friable (se desmorona fácilmente) y muy porosa. La estratificación cruzada es especialmente evidente en la parte oriental del parque, donde las direcciones del viento jurásico cambiaban a menudo. La apariencia entrecruzada de Checkerboard Mesa es un buen ejemplo ( foto ).
Los manantiales, como Weeping Rock ( foto ), se forman en las paredes del cañón hechas de la porosa arenisca Navajo cuando el agua golpea y es canalizada por la Formación Kayenta no porosa subyacente. [14] El acuífero principal de la región está contenido en la arenisca Navajo. [15] Navajo es la formación más prominente expuesta en Zion Canyon, con las exposiciones más altas siendo West Temple y Checkerboard Mesa. [3] Los monolitos en los lados de Zion Canyon se encuentran entre los acantilados de arenisca más altos del mundo.
Utah y el oeste de Colorado se deformaron a medida que aumentaba la tasa de subducción frente a la costa oeste en la orogenia Sevier del Jurásico medio . [12] Al mismo tiempo, un mar interior comenzó a invadir el continente desde el norte. Amplias planicies de marea y arroyos que transportaban lodo rico en óxido de hierro se formaron en los márgenes del mar poco profundo al oeste, creando el miembro Sinawava de la Formación Temple Cap . [12] Las areniscas, limolitas y calizas de lecho plano llenaron las depresiones que quedaron en los estratos erosionados subyacentes. Los arroyos erosionaron la arenisca Navajo mal cementada y el agua provocó que la arena se desplomara.
Las condiciones desérticas regresaron brevemente, creando el miembro del Trono Blanco , pero los mares invasores nuevamente biselaron la costa, formando una discordancia regional . [12] Delgados lechos de arcilla y limo marcan el final de esta formación. [16] Los afloramientos más prominentes de esta formación conforman la piedra angular del Templo del Oeste en el Cañón Zion . [3] La lluvia disuelve parte del óxido de hierro y, por lo tanto, tiñe de rojo los acantilados de Zion (la raya roja que se ve en el Altar del Sacrificio es un ejemplo famoso). El óxido de hierro del Temple Cap también es la fuente del color rojo anaranjado de gran parte de la mitad inferior de la Formación Navajo .
Hace 150 millones de años, un mar interior cálido y poco profundo comenzó a avanzar hacia la región (transgresión), terminando el trabajo de aplanar las dunas de arena. [16] El lodo calizo con algo de arena y fósiles se depositó como lechos de sedimentación de 1 a 4 pies (0,30 a 1,22 m) de espesor desde el Jurásico medio hasta finales . Un poco de limo calcáreo se filtró hacia las dunas de arena enterradas (llevándose consigo óxidos rojos) y finalmente las cementó en la arenisca de la Formación Navajo. El lodo calizo de arriba se litificaría más tarde en la piedra caliza dura y compacta de la Formación Carmel , de 200 a 300 pies (61 a 91 m) de espesor. [7]
El sistema de corrimiento migratorio de Sevier creó muchos entornos únicos, y los cuatro miembros de la Formación Carmel en el suroeste de Utah capturan estos entornos cambiantes. En el miembro Co-op Creek están representados tanto los entornos marinos abiertos ( crinoideos ) como los marinos restringidos ( pelecípodos , gasterópodos ). [12] La arenisca y el yeso en los miembros Crystal Creek y Paria River indican un regreso a las condiciones desérticas en un entorno costero. [12]
Los afloramientos de la Formación Carmel están expuestos de manera más notable en Horse Ranch Mountain [16] ( foto ) en la sección Kolob Canyons del parque y cerca de Mt. Carmel Junction al este del parque. [3] Otras formaciones que suman un espesor total de 2800 pies (850 m) pueden haberse depositado en la región durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano solo para ser elevadas y completamente eliminadas por la erosión.
Las montañas continuaron elevándose en el cinturón orogénico de Sevier hacia el oeste durante el Cretácico , mientras que la Cuenca Interior Occidental, con una orientación más o menos norte-sur, se expandió. [17] La ruptura en el Golfo de México ayudó a que el extremo sur de la cuenca se hundiera, lo que permitió que el agua marina avanzara hacia el norte. Al mismo tiempo, la línea de costa avanzó hacia el interior desde la región del Ártico. Los mares avanzaron y retrocedieron muchas veces durante el Cretácico hasta que una de las vías marítimas interiores más extensas de la historia, llamada Vía Marítima Interior Occidental , inundó gran parte del oeste de América del Norte desde el Golfo de México hasta el Océano Ártico . [17] La línea de costa occidental de la vía marítima estaba en las cercanías de Cedar City, Utah , mientras que el margen oriental era parte de la rampa de plataforma baja y estable en Nebraska y Kansas . [17]
El conglomerado de guijarros y cantos rodados y la arenisca rica en fósiles de color canela de la arenisca Dakota resultante de 100 pies (30 m) de espesor incluye sedimentos de abanico aluvial y llanura aluvial que se gradúan lateralmente en llanura costera, depósitos marinos marginales y marinos. [18] [19] Un pequeño remanente de Dakota está expuesto en la parte superior de la montaña Horse Ranch de 8,766 pies (2,672 m) de altura ( foto ). [5] Esta formación es la más joven expuesta en el área de Zion, pero la más antigua expuesta en Bryce Canyon al noreste. La deposición continuó, pero las formaciones resultantes luego se levantaron y erosionaron. Las formaciones expuestas en el área de Bryce Canyon probablemente representan estas capas perdidas.
La compresión en dirección este-oeste a causa de la subducción frente a la costa oeste afectó la zona a finales del Mesozoico y principios del Terciario mediante el plegamiento y la formación de estratos con fallas de empuje . Se pueden observar pruebas de la parte de la orogenia Sevier de este período en el área de Taylor Creek, en la sección Kolob del parque. [18] Algunos fragmentos de estratos de Moenave se han comprimido hasta el punto de empujarse sobre la misma formación en la zona de falla de empuje de Taylor Creek, ubicada en el flanco este del anticlinal Kanarra. [20]
Las fuerzas de tensión que formaron la provincia fisiogeográfica de Basin and Range al oeste hace unos 20 a 25 millones de años en la época Terciaria crearon las dos fallas que delimitan la meseta de Markagunt (que se encuentra debajo del parque): la falla de Sevier al este y la falla de Hurricane al oeste. [18] La zona de falla de Hurricane es una falla normal importante, activa y con una inclinación pronunciada hacia el oeste que se extiende al menos 155 millas (250 km) desde el sur del Gran Cañón hacia el norte hasta Cedar City, Utah . [21] A lo largo del límite sur del parque, el desplazamiento tectónico a lo largo de esta falla es de aproximadamente 3600 pies (1098 m). [20] Varias otras fallas normales también se desarrollaron en la meseta.
El levantamiento posterior de la meseta de Colorado y la inclinación de la meseta de Markagunt comenzaron hace 13 millones de años. [13] Esto profundizó el gradiente fluvial del ancestral río Virgin (sección del cañón Zion del parque) y de los arroyos Taylor y La Verkin (sección de los cañones Kolob del parque), lo que provocó que fluyeran y descendieran más rápido hacia la meseta subyacente de Markagunt. [22] El descenso continúa siendo especialmente rápido después de fuertes tormentas y escorrentías invernales, cuando el agua contiene grandes cantidades de granos de arena suspendidos y abrasivos. El levantamiento y el descenso son tan rápidos que se formaron cañones de ranura (características muy estrechas cortadas por el río con paredes verticales), como el estrecho de Zion .
El volcanismo andesítico explosivo dominó el área al oeste de Zion durante el Oligoceno y el Mioceno temprano y probablemente inundó la región con cientos de pies de toba soldada que desde entonces se ha erosionado. [17] Tres de estas capas de toba se conservan en la cima del pico Brainhead. Hace unos 21 millones de años se formó el lacolito de Pine Valley . [17] Este típico lacolito con forma de hongo es una de las mayores intrusiones de este tipo en el mundo. Los flujos de escombros llevaron rocas de esta intrusión a la meseta superior de Kolob, lo que indica que los acantilados Hurricane no podrían haber estado presentes en ese momento.
Luego, desde al menos 1,4 millones a 250.000 años atrás, en la época del Pleistoceno , la lava basáltica fluyó de manera intermitente en el área, aprovechando las debilidades creadas por la elevación en la corteza terrestre . [22] La actividad volcánica se concentró a lo largo de la falla Hurricane al oeste del parque que hoy corre paralela a la Interestatal 15. Se pueden ver evidencias de los flujos más antiguos en Lava Point y se encuentran rocas de los más jóvenes en el extremo inferior de Cave Valley. [22] > Algunos conos de ceniza se construyeron mucho más tarde en la esquina suroeste del parque. [22]
Algunos de estos flujos de lava bloquearon ríos y arroyos, y en el proceso crearon pequeños lagos y estanques efímeros. Hace unos 100.000 años, el basalto del cono de ceniza más grande del parque, Crater Hill, fluyó sobre el área. [23] La lava se desplazó hacia Coalpits y Scoggins Washes al sur y se acumuló hasta una profundidad de más de 400 pies (122 m) en el valle ancestral del río Virgin, cerca de la actual ciudad fantasma de Grafton, Utah . [24] El agua se embalsó detrás de los dos bloqueos, formando Coalpits Lake y Lake Grafton respectivamente.
El lago Grafton fue el más grande de al menos 14 lagos que se han formado periódicamente en el parque (la mayoría se debieron a deslizamientos de tierra; véase más abajo). [17] Se han cartografiado trece flujos de lava en Zion y sus alrededores que datan de hace entre 1,5 millones y 100.000 años. [25] Flujos más recientes de menos de 10.000 años de antigüedad ocurrieron al norte de Zion y al este del Monumento Nacional Cedar Breaks .
El desprendimiento de los arroyos continuó junto con los procesos de formación de cañones, como el desprendimiento de masas ; las aguas de inundación ricas en sedimentos y abrasivas socavaban los acantilados hasta que se desprendían losas verticales de roca. Este proceso sigue siendo especialmente eficiente con la arenisca Navajo unida verticalmente.
Todos los tipos de erosión aprovecharon las debilidades preexistentes en la roca, como el tipo de roca, la cantidad de litificación y la presencia de grietas o juntas en la roca. [22] Los flujos de basalto se concentraron en los valles, pero la erosión posterior eliminó la roca sedimentaria que alguna vez estuvo a mayores elevaciones. El relieve invertido resultante consiste en crestas cubiertas de basalto que están separadas por drenajes adyacentes. [17]
En total, se eliminaron unos 1.800 m de sedimento de la parte superior de la formación expuesta más joven del parque (la arenisca Dakota del Cretácico Superior). [3] El río Virgin excavó 400 m de sedimento en aproximadamente 1 millón de años. [a] [27] Se trata de una tasa de erosión muy alta, aproximadamente la misma tasa que se produjo en el Gran Cañón durante su período de erosión más rápido. [27] Hace aproximadamente 1 millón de años, el Cañón Zion tenía solo la mitad de profundidad de lo que es hoy en las cercanías de Zion Lodge. [26] Suponiendo que la erosión fue bastante constante durante los últimos 2 millones de años, entonces la mitad superior del Cañón Zion fue excavada entre aproximadamente 1 y 2 millones de años atrás y solo la mitad superior del Gran Trono Blanco quedó expuesta hace 1 millón de años y The Narrows aún no se había formado. [27]
Hoy en día, el desmonte y la ampliación del cañón continúan, ya que el proceso de erosión sigue intentando reducir la topografía al nivel del mar. En 1998, una inundación repentina aumentó temporalmente el caudal del río Virgin de 6 a 125 m 3 /s (200 a 4500 pies 3 /s). [2] Los geólogos estiman que el río Virgin puede cortar otros mil pies (300 m) antes de perder la capacidad de transportar sedimentos al río Colorado , al sur. Sin embargo, es probable que una elevación adicional aumente esta cifra.
Los deslizamientos de tierra más de una vez represaron el río Virgin y crearon lagos donde se acumularon sedimentos. Cada vez que el río finalmente rompió el deslizamiento y drenó el lago, dejando un valle de fondo plano . Hace unos 7000 años, la pared relativamente delgada entre dos juntas muy espaciadas en la arenisca Navajo se derrumbó. [28] El deslizamiento de tierra resultante de Sand Bench bloqueó Zion Canyon justo al este de The Sentinel , creando Sentinel Lake. Otro soporte notable se creó hace unos 4000 años cuando Sentinel Slide embalsó el North Fork Virgin River, creando un lago que retrocedió hasta Weeping Rock. [29] El sitio actual de Zion Lodge estuvo bajo unos 200 pies (60 m) de agua durante unos 700 años. La evidencia de los fondos de los valles creados por estos lagos se puede ver desde Zion Canyon Scenic Drive al sur de Zion Lodge cerca de Sentinel Slide. Los deslizamientos de tierra recientes de 1923, 1941 y 1995 han represado temporalmente el río Virgin. [3] Antes del deslizamiento de tierra inicial de Sand Bench, el río Virgin fluía 70 pies (21 m) más bajo que en la actualidad. [30]
La zona se ve sacudida periódicamente por terremotos de leves a moderados , que a menudo provocan deslizamientos de tierra . Por ejemplo, el 2 de septiembre de 1992, un terremoto de magnitud 5,8 en la escala de Richter provocó que 14 millones de metros cúbicos (18 millones de yardas cúbicas) de la Formación Moenave se deslizaran ladera abajo sobre la débil arcilla del miembro Bosque Petrificado de la Formación Chinle. [28] El terremoto tuvo su epicentro en la falla de Washington, a unas 30 millas (48 km) al suroeste. Tres casas y dos tanques de agua fueron destruidos cuando la pendiente en la que estaban construidos cayó 98 pies (30 m) y se extendió lateralmente una distancia similar durante un período de varias horas. [31] El deslizamiento de tierra es visible justo afuera de la entrada del parque en Springdale, Utah .
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