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 mayoritariamente de edad mesozoica en esa parte de América del Norte . [1] Como parte de una súper secuencia de unidades rocosas llamada Gran Escalera , las formaciones expuestas en el área de Zion y Kolob fueron depositadas en varios ambientes 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 ambientes secos cercanos a la costa de la Formación Carmel.
El levantamiento posterior de la meseta de Colorado elevó lentamente estas formaciones mucho más alto que donde fueron depositadas. Esto incrementó la pendiente de los ríos ancestrales y otros arroyos de la meseta . Las corrientes de movimiento más rápido aprovecharon las juntas creadas por el levantamiento en las rocas para eliminar todas las formaciones de edad cenozoica y abrir gargantas en las mesetas. Zion Canyon fue cortado por la bifurcación norte del río Virgin de esta manera. Flujos de lava y 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 descienden muy suavemente hacia el este. Esto significa que los estratos más antiguos están expuestos a lo largo del río Virgin en la parte del parque Zion Canyon, y los más jóvenes están expuestos en la sección Kolob Canyons . La meseta limita al este con la zona de falla de Sevier y al oeste con la zona de falla de huracanes. La meteorización y la erosión a lo largo de fallas y fracturas con tendencia norte influyen en la formación de características del paisaje, como 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 piedra caliza Kaibab . [2] Bryce Canyon hacia el noreste continúa donde terminan las áreas de Zion y Kolob al presentar rocas de edad 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 Dakota Sandstone.
En el período Pérmico , el área de Sión y Kólob 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 posteriormente 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 sí forma su roca basal .
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 ese momento, Utah y Wyoming estaban cerca del ecuador en el margen occidental del supercontinente Pangea. [4]
Hace 260 millones de años, la piedra caliza de color gris amarillento de la piedra caliza Kaibab, rica en fósiles , se depositó como un lodo calcáreo en un clima tropical . [5] Durante este tiempo, las esponjas , como Actinocoelia meandrina , proliferaron, solo para ser enterradas en lodo de cal y sus agujas internas de sílice (espículas) se disolvieron y recristalizaron para formar capas discontinuas de pedernal de color claro . En el parque, esta formación se puede encontrar en Hurricane Cliffs sobre el Centro de visitantes de Kolob Canyons y en una escarpa a lo largo de la Interestatal 15 que 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 actual Himalaya llamada Montañas Uncompahgre bordeaba las tierras bajas de Utah. [4] La interacción del Kaibab con la arenisca de borde blanco , ahora expuesta en el área del Parque Nacional Capitol Reef , hacia el este sugiere que las facies marinas del Kaibab migraron hacia el este en respuesta a un aumento relativo del nivel del mar, o transgresión (la White Rim no está expuesto en el área de Zion). [4] El mar se movía de un lado a otro a través de Utah, pero en el Pérmico Medio , el mar se había retirado y la piedra 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 en erupción durante el Triásico Temprano en el arco insular con tendencia norte-sur hacia el oeste, que estaba ubicado 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, marismas, sabkha y marinos poco profundos, depositando yeso (de evaporitas de lagunas ), lutitas , calizas, areniscas , lutitas y limolitas . [6]
Se necesitaron muchos miles de capas delgadas de estos sedimentos para formar la Formación Moenkopi de 1.800 pies (550 m) de espesor . [7] Una costa en progresión depositó sedimentos fangosos del delta que se mezclaron con depósitos marinos calizos. Las plantas y animales fosilizados en Moenkopi son evidencia de un cambio climático hacia un entorno tropical cálido que puede haber experimentado condiciones monzónicas y secas y húmedas. [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 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 entorno de depósito era cercano a la costa, donde la costa alternaba entre avance (transgresión) y retirada (regresión). En Sión, las calizas y fósiles de los miembros Timpoweap, Virgin Limestone y Shnabkaib de la Formación Moenkopi documentan episodios transgresores. A diferencia de los miembros Timpoweap y Virgin Limestone, Shnabkaib contiene abundante yeso y lutitas intercaladas como resultado de la deposición en un ambiente marino restringido con complejas fluctuaciones del nivel freático. [8] Las capas regresivas de lecho rojo separan los estratos transgresivos. Las marcas de ondulaciones , las grietas de barro y el lecho finamente laminado sugieren que estas unidades intermedias de lutita roja y limolita se depositaron en ambientes de llanuras mareales y llanuras costeras. [8]
Los afloramientos de esta formación de bandas rojas, marrones y rosas de colores brillantes se pueden ver en la sección Kolob Canyons del parque y en colinas 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 llegar a la cima 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 la ceniza volcánica 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 morado, rosa, azul, blanco, amarillo, gris y rojo también contiene esquisto, yeso, piedra caliza, arenisca y cuarzo . Los óxidos de hierro , manganeso y sulfuro de cobre se encuentran a menudo llenando los huecos entre los guijarros. Las laderas violáceas formadas por el Chinle se pueden ver sobre la ciudad de Rockville.
La arena, la grava y la madera petrificada que formaban estos depósitos fueron posteriormente cementadas fuertemente por sílice disuelta (probablemente de ceniza volcánica del oeste) en 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 formó en arroyos trenzados que fluían a través de valles erosionados hacia la Formación Moenkopi subyacente. [8] Este miembro de 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 formando colinas grises y redondeadas ). [6]
Una sucesión de lutitas y areniscas ricas en cenizas volcánicas con un espesor de 350 pies (110 m) forman 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 del Chinle que está expuesta en el Parque Nacional del Bosque Petrificado y el Desierto Pintado . Por supuesto, la madera petrificada también es común en este miembro.
El levantamiento del Jurásico temprano creó una discordancia sobre la Formación Chinle que representa unos 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] El Moenave fue depositado en una variedad de ambientes de ríos, lagos y llanuras aluviales. [10]
Los lechos más antiguos de esta formación pertenecen al miembro de Dinosaur Canyon, una capa de roca rojiza que forma pendientes con delgados lechos de limolita 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 se encuentra en los estratos cruzados de los sedimentos y en una gran cantidad de fósiles de peces.
El miembro superior de Moenave es de color marrón rojizo pálido con un espesor de 75 a 150 pies (23 a 46 m) y arenisca Springdale que forma acantilados. [7] Fue depositado en corrientes más rápidas, más grandes y más voluminosas que el miembro más antiguo de Dinosaur Canyon. [11] Se han encontrado fósiles de grandes peces de agua dulce parecidos al esturión en los lechos de Springdale Sandstone. [11] El siguiente miembro en la Formación Moenave es Whitmore Point, de estrato delgado, que está hecho de lutita y lutita . [11] Los acantilados rojos inferiores visibles desde el Museo de Historia Humana de Zion (hasta el año 2000, el Centro de Visitantes de Zion Canyon) son ejemplos accesibles de esta formación. [3]
Con un espesor de 61 a 183 m (200 a 600 pies), la arena y el limo de la Formación Kayenta se depositaron a principios del Jurásico en lechos de ríos intermitentes y de movimiento más lento en un ambiente semiárido a tropical . [7] Areniscas intercaladas, conglomerados basales, limolitas, lutitas y lechos transversales delgados son depósitos típicos de canales y llanuras aluviales que se encuentran en Kayenta. Los estudios de paleocorriente muestran que los ríos Kayenta fluían en una dirección general de oeste a suroeste. [12]
Se han encontrado huellas de dinosaurios fosilizados de saurópodos en esta formación cerca de Left Fork de North Creek. [11] Las montañas de Nevada y California continuaron aumentando 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 pendiente rocosa de color rojo y malva que se puede ver en todo el Cañón Zion.
Hace aproximadamente 190 a 136 millones de años [13] en el Jurásico , el clima del área de la Meseta del 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 , alcanzando su mayor espesor en el área del Cañón Zion; a unos 670 m (2200 pies) en el Templo de Sinawava ( foto ) en Zion Canyon. [7] [11]
La mayor parte de la arena, compuesta en un 98% por cuarzo translúcido de grano redondeado , fue transportada desde las dunas de arena costeras hacia el oeste, en lo que hoy es el centro de Nevada . [7] Hoy en día, la piedra arenisca navajo es un acantilado y un monolito geográficamente extendido, de color tostado pálido a rojo, 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 superpuesta, rica en hierro, mientras que la parte superior de la formación es de un color tostado pálido a casi blanco. [7] El otro componente de la débil matriz de cemento de los navajos es el carbonato de calcio , pero la arenisca resultante es friable (se desmorona fácilmente) y muy porosa. El estrato cruzado es especialmente evidente en la parte oriental del parque, donde la dirección de los vientos del Jurásico cambiaba con frecuencia. La apariencia rayada de Checkerboard Mesa es un buen ejemplo ( foto ).
Los manantiales, como Weeping Rock ( foto ), se forman en las paredes del cañón hechas de arenisca porosa Navajo cuando el agua golpea y es canalizada por la Formación Kayenta subyacente no porosa. [14] El principal acuífero de la región está contenido en Navajo Sandstone. [15] Navajo es la formación más prominente expuesta en Zion Canyon, siendo las exposiciones más altas West Temple y Checkerboard Mesa. [3] Los monolitos en los lados del Cañón Zion se encuentran entre los acantilados de arenisca más altos del mundo.
Utah y el oeste de Colorado se deformaron a medida que aumentó la tasa de subducción frente a la costa oeste en la orogenia de Sevier del Jurásico Medio . [12] Al mismo tiempo, un mar interior comenzó a invadir el continente desde el norte. Amplias marismas y arroyos que transportaban lodo rico en óxido de hierro se formaron en los márgenes del mar poco profundo hacia el oeste, creando el miembro Sinawava de la Formación Temple Cap . [12] Areniscas, limolitas y calizas de lecho plano llenaron las depresiones dejadas en los estratos erosionados subyacentes. Los arroyos erosionaron la arenisca navajo mal cementada y el agua provocó que la arena se hundiera.
Las condiciones desérticas regresaron brevemente, creando el miembro del Trono Blanco , pero la invasión de los mares volvió a biselar la costa, formando una discordancia regional . [12] Capas delgadas de arcilla y limo marcan el final de esta formación. [16] Los afloramientos más destacados de esta formación constituyen la piedra angular del Templo Oeste en Zion Canyon . [3] La lluvia disuelve parte del óxido de hierro y, por lo tanto, tiñe de rojo los acantilados de Sión (la raya roja que se ve en el Altar del Sacrificio es un ejemplo famoso). El óxido de hierro de Temple Cap es también la fuente del color rojo anaranjado de gran parte de la mitad inferior de la Formación Navajo .
Un mar interior cálido y poco profundo comenzó a avanzar hacia la región (transgredir) hace 150 millones de años, terminando el trabajo de aplanar las dunas de arena. [16] Se depositaron exudados calcáreos con algo de arena y fósiles como lechos de sedimentación de 1 a 4 pies (0,30 a 1,22 m) de espesor desde el Jurásico medio al tardío . Algunos limos calcáreos se filtraron hacia las dunas de arena enterradas (llevando consigo óxidos rojos) y finalmente las cementaron en la arenisca de la Formación Navajo. El exudado calizo de arriba se litificaría más tarde hasta convertirse en la piedra caliza dura y compacta de la Formación Carmel , de 200 a 300 pies (61 a 91 m) de espesor. [7]
Muchos entornos únicos fueron creados por el sistema de empuje Sevier migratorio, y los cuatro miembros de la Formación Carmel en el suroeste de Utah capturan estos entornos cambiantes. Tanto el ambiente marino abierto ( crinoideos ) como el ambiente marino restringido ( pelecípodos , gasterópodos ) están representados en el miembro de Co-op Creek. [12] La arenisca y el yeso en los miembros de Crystal Creek y el río Paria indican un regreso a las condiciones desérticas en un entorno costero. [12]
Los afloramientos de la Formación Carmel están más notablemente expuestos en la montaña Horse Ranch [16] ( foto ) en la sección Kolob Canyons del parque y cerca de Mt. Carmel Junction al este del parque. [3] Es posible que otras formaciones con un total de 2.800 pies (850 m) de espesor se hayan depositado en la región durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano solo para ser levantadas y eliminadas por completo 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 tendencia aproximadamente norte-sur se expandió. [17] La fractura 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 costa avanzó hacia el interior desde la región ártica. 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 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 a adoquines y la arenisca rica en fósiles de color canela de la arenisca Dakota resultante de 100 pies (30 m) de espesor incluyen sedimentos de abanicos aluviales y llanuras aluviales que descienden lateralmente hacia llanuras costeras, depósitos marinos marginales y depósitos marinos. [18] [19] Un pequeño remanente del Dakota está expuesto en la cima 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 fueron posteriormente levantadas y erosionadas. Las formaciones expuestas en el área de Bryce Canyon probablemente representen estas capas perdidas.
La compresión dirigida de este a oeste por subducción frente a la costa oeste afectó el área a finales del Mesozoico y principios del Terciario mediante estratos de fallas plegadas y cabalgadas . La evidencia de la parte de Sevier Orogeny de este período se puede ver en el área de Taylor Creek en la sección Kolob del parque. [18] Trozos 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 de Kanarra. [20]
Las fuerzas tensionales que formaron la provincia fisiogeográfica de Basin and Range al oeste hace unos 20 a 25 millones de años en el tiempo terciario crearon las dos fallas que limitan la meseta de Markagunt (que subyace al parque): la falla Sevier al este y la falla Hurricane al Oeste. [18] La zona de falla del huracán es una falla normal importante, activa y con pronunciada inclinación 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] También se desarrollaron varias otras fallas normales en la meseta.
El posterior levantamiento de la meseta de Colorado y la inclinación de la meseta de Markagunt comenzaron hace 13 millones de años. [13] Esto incrementó la pendiente de la corriente del ancestral río Virgin (sección Zion Canyon del parque) y los arroyos Taylor y La Verkin (sección Kolob Canyons del parque), lo que provocó que fluyeran y descendieran más rápido hacia la meseta subyacente de Markagunt. [22] La tala sigue siendo especialmente rápida después de fuertes tormentas y escorrentías invernales, cuando el agua contiene grandes cantidades de granos de arena abrasivos y en suspensión. La elevación y la tala son tan rápidas que se formaron cañones de ranura (elementos muy estrechos cortados por ríos con paredes verticales), como el Zion Narrows .
El vulcanismo andesítico explosivo dominó el área al oeste de Sión 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 de Brainhead Peak. 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 intrusiones de este tipo más grandes del mundo. Los flujos de escombros arrastraron rocas de esta intrusión hacia la meseta superior de Kolob, lo que indica que los Hurricane Cliffs no podrían haber estado presentes en ese momento.
Luego, desde hace al menos 1,4 millones hasta 250.000 años, en el Pleistoceno , la lava basáltica fluyó intermitentemente en el área, aprovechando las debilidades creadas por el levantamiento en la corteza terrestre . [22] La actividad volcánica se concentró a lo largo de la falla del huracán al oeste del parque que hoy es paralelo a la Interestatal 15 . Se puede ver evidencia de los flujos más antiguos en Lava Point y rocas de los más jóvenes se encuentran 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, incautando en el proceso pequeños lagos y estanques efímeros. Hace unos 100.000 años, el basalto del cono de ceniza más grande del parque, Crater Hill, fluyó sobre la zona. [23] La lava viajó hacia Coalpits y Scoggins Washes hacia el sur y se acumuló a 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 incautó detrás de los dos bloqueos, formando el lago Coalpits y el lago Grafton respectivamente.
El lago Grafton era el más grande de al menos 14 lagos que se formaban periódicamente en el parque (la mayoría se debía a deslizamientos de tierra; ver más abajo). [17] Se han mapeado trece flujos de lava en Sión y sus alrededores que datan de hace 1,5 millones a 100.000 años. [25] Flujos más recientes de menos de 10.000 años de antigüedad ocurrieron al norte de Sion y al este del Monumento Nacional Cedar Breaks .
La tala de arroyos continuó junto con procesos de formación de cañones, como el desperdicio masivo ; Las aguas abrasivas y ricas en sedimentos socavarían los acantilados hasta que las losas verticales de roca se desprendieran. Este proceso sigue siendo especialmente eficiente con la piedra arenisca Navajo unida verticalmente.
Todos los tipos de erosión aprovecharon 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 en elevaciones más altas. El relieve invertido resultante consta de crestas cubiertas por basalto que están separadas por drenajes adyacentes. [17]
En total, se eliminaron unos 1.800 m (6.000 pies) de sedimento de la cima de la formación expuesta más joven del parque (la arenisca Dakota del Cretácico Superior). [3] El río Virgin excavó 400 m (1300 pies) de sedimento en aproximadamente 1 millón de años. [a] [27] Esta es una tasa muy alta de tala, aproximadamente la misma tasa que ocurrió en el Gran Cañón durante su período más rápido de erosión. [27] Hace aproximadamente 1 millón de años, Zion Canyon tenía solo la mitad de profundidad que 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 de Zion fue tallada hace aproximadamente 1 y 2 millones de años y solo la mitad superior del Gran Trono Blanco quedó expuesta hace 1 millón de años y Los Narrows aún estaban por formarse. [27]
La tala y ampliación del cañón continúan hoy a medida que el proceso de erosión continúa tratando de reducir la topografía al nivel del mar. En 1998, una inundación repentina aumentó temporalmente el caudal del río Virgin de 200 a 4500 pies 3 /s (6 a 125 m 3 /s). [2] Los geólogos estiman que el río Virgin puede cortar otros mil pies (300 m) antes de que pierda la capacidad de transportar sedimentos al río Colorado hacia el sur. Sin embargo, un aumento adicional probablemente aumentará esta cifra.
Los deslizamientos de tierra en más de una ocasión represaron el río Virgin y crearon lagos donde se acumularon sedimentos. Cada vez, el río finalmente rompió el deslizamiento y drenaba el lago, dejando un valle de fondo plano . Hace unos 7.000 años, la pared relativamente delgada entre dos juntas muy cercanas en la piedra 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 rodal notable se creó hace unos 4.000 años cuando Sentinel Slide confiscó el río North Fork Virgin, creando un lago que retrocedía hasta Weeping Rock. [29] El sitio actual de Zion Lodge estuvo bajo unos 200 pies (60 m) de agua durante unos 700 años. Se puede ver evidencia de los fondos de los valles creados por estos lagos desde Zion Canyon Scenic Drive al sur de Zion Lodge, cerca de Sentinel Slide. Los deslizamientos de tierra recientes en 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) menos en elevación que hoy. [30]
La zona es 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 de Richter provocó que 14 millones de metros cúbicos (18 millones de yardas cúbicas) de la Formación Moenave se deslizaran cuesta abajo sobre la débil arcilla arcillosa del miembro del 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 quedaron 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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