La geología de California es sumamente compleja, con numerosas cadenas montañosas, fallas y actividad tectónica importantes, abundantes recursos naturales y una historia de intensa actividad geológica, tanto antigua como relativamente reciente. La zona se formó como una serie de pequeños arcos de islas , sedimentos de las profundidades oceánicas y corteza oceánica máfica que se acumularon en el borde occidental de América del Norte , lo que produjo una serie de cuencas profundas y altas cadenas montañosas.
Uno de los eventos más importantes fue la aparición de la falla de San Andrés hace unos 29 millones de años en el Oligoceno , cuando la región subdujo un centro de expansión en la dorsal del Pacífico oriental . Esto produjo un importante estiramiento de la corteza, vulcanismo y desplazamiento de hasta 125 millas (201 km).
Las rocas más antiguas de California datan de hace 1.800 millones de años, en el Proterozoico , y se encuentran en las montañas de San Gabriel , las montañas de San Bernardino y el desierto de Mojave . Las rocas del este de California formaron una plataforma continental poco profunda , con una deposición masiva de piedra caliza durante el Paleozoico , y los sedimentos de esta época son comunes en Sierra Nevada , las montañas Klamath y la cordillera Transversal oriental .
La subducción activa comenzó en el Triásico durante el Mesozoico , produciendo grandes intrusiones de granito y el comienzo de la orogenia nevadense , así como condiciones más secas y el retroceso del océano hacia el oeste. A lo largo del Jurásico, la orogenia nevadense se aceleró con intrusiones graníticas a gran escala y erosión en cuencas marinas profundas. Estas cuencas se llenaron de sedimentos de manera constante, con un ejemplo famoso preservado como los lechos del Gran Valle en las Cordilleras Costeras. Simultáneamente, arcos de islas y pequeñas secciones de corteza continental se desplazaron hasta el borde de América del Norte, construyendo el continente. [1]
Durante el Cenozoico , las rocas franciscanas sedimentarias volcánicas y de aguas profundas se acumularon en el borde de California y se depositaron vastas áreas de rocas sedimentarias marinas en el Valle Central y lo que se convertiría en las cordilleras Transversal y Costera. Entre los ejemplos de cuencas rellenas se incluyen la cuenca de Los Ángeles, la cuenca del río Eel alrededor de Eureka o las secuencias sedimentarias de 50.000 pies (15.000 m) de espesor de la cuenca de Ventura. La falla de San Andrés se volvió quizás más activa después del Mioceno , lo que potencialmente resultó en hasta 350 millas (560 km) de desplazamiento en algunas ubicaciones. [2] [3]
Las cordilleras costeras de California se extienden desde la línea de Oregón hacia el sur 600 millas (970 km) hasta el río Santa Ynez . Las montañas están drenadas por los ríos Russian , Eel , Mad y Klamath , que tienden a seguir fallas y pliegues. Por milla cuadrada de drenaje, el río Eel tiene la mayor carga de sedimentos en suspensión de todos los ríos de los EE. UU., superando al río Colorado y al río Mississippi.
El complejo de subducción franciscano constituye la roca del basamento de una parte de la cordillera, con una mezcla dominada por grauvaca depositada inicialmente en cuencas oceánicas profundas en alta mar. Estas rocas son ricas en plagioclasa, cuarzo y mica clorita (que les da un color verdoso) y tienen un espesor de hasta 25.000 pies (7.600 m). En algunos lugares, están intercaladas con pizarra, piedra caliza y sílex radiolario . Ejemplos de formaciones rocosas en el complejo de subducción franciscano incluyen la piedra caliza Calera al este de la falla de San Andrés o la piedra caliza Laytonville que se extiende al norte de San Francisco hasta Eureka.
Las rocas franciscanas tienen una estructura geológica compleja. En algunos lugares, las secuencias de ofiolitas preservan restos de roca de corteza oceánica en tierra, mientras que otras partes de la cordillera están invadidas por rocas ígneas ultrabásicas que se han serpentinizado hasta convertirse en peridotita .
En la parte sur de la cordillera, entre las zonas de falla de Nacimiento y San Andrés, las rocas metamórficas y los plutones de granito del bloque saliniano conforman la roca del basamento. Es probable que estas rocas hayan sido desplazadas a su ubicación actual por las dos fallas principales. Algunas rocas del Gran Valle también están expuestas en las cordilleras costeras, como la pizarra de la Formación Knoxville del Jurásico.
Es probable que los esquistos, cuarcitas, mármoles, gneis y granulitas de la serie Sur del bloque saliniano se depositaran en una plataforma marina a finales del Paleozoico . Los depósitos de plataforma y de talud acabarían convirtiéndose en rocas del Gran Valle, mientras que los depósitos de trinchera se convertirían en el complejo de subducción franciscano.
Los principales cambios geológicos comenzaron en el Cenozoico con la continua deposición de esquisto, arenisca y arcilla en la plataforma continental, así como depósitos de carbón tropical cerca de la costa. Durante el Mioceno, las cordilleras costeras se inundaron nuevamente, con erupciones volcánicas submarinas en la parte sur de la cordillera y la deposición de esquistos ricos en fósiles como la formación Monterey. Se produjo un levantamiento en el Plioceno y el Pleistoceno, lo que redujo lentamente los niveles del mar en el interior del Valle Central.
La Cordillera Costera tiene un riesgo aún mayor de deslizamientos de tierra dañinos que otras partes de la costa de California debido a la serpentinita cizallada en las rocas del basamento franciscano. [4]
El Valle Central incluye el sur del Valle de San Joaquín y el norte del Valle de Sacramento . La Gran Secuencia del Valle es una formación de 40.000 pies (12.000 m) de espesor en el borde occidental del Valle Central que se formó entre el Jurásico y el Cretácico , cubriendo el Ensamblaje Franciscano y las rocas de granito asociadas con Sierra Nevada al este. Representa una antigua cuenca de antearco que tomó forma a medida que la corteza oceánica subducía bajo el borde occidental del continente.
Durante el Jurásico, muchos sedimentos se derramaron en la región desde la proto-Sierra Nevada ascendente. Durante gran parte del Cenozoico, la región estaba llena de lagos y pantanos salobres. Los sedimentos espesos del Mioceno se formaron en estrechos canales marítimos desde el Pacífico. La falla de Stockton y la falla White Wolf cerca de Bakersfield son dos características tectónicas importantes. El terremoto de magnitud 7,6 de 1952 en el condado de Kern fue uno de los más poderosos en California en el siglo XX. El subsuelo es bien conocido por los pozos de petróleo y los campos petrolíferos están limitados al este por la falla del frente de Kern. Un pequeño domo andesítico cerca de Marysville es el único ejemplo de rocas volcánicas en el valle expuestas cerca de la superficie. [5] [6]
La distintiva isla Coronado en el condado de San Diego ayuda a crear el gran puerto protegido de San Diego. Se formó como un banco de arena rellenado hacia el norte con sedimentos depositados por el río Tijuana y protegido del viento y las olas por las tierras altas del Cretácico de Point Loma. Dos pequeñas islas al norte: la Isla Norte y la Isla Sur se han conectado con relleno para crear la Estación Aérea Naval. Sin un dragado continuo, la bahía de San Diego se llenaría de sedimentos y se convertiría en tierra seca con la deposición de los ríos San Diego, Sweetwater y Otay. [7]
Las montañas Klamath se formaron como pequeños arcos de islas que se acumularon contra la costa de América del Norte antes y durante el Devónico y que estaban cubiertos por rocas más nuevas, depositadas desde el Cretácico hasta la época moderna. Los geólogos han subdividido los cuatro terrenos de la cordillera y los han denominado "placas".
Las montañas Klamath tienen varias áreas de corteza oceánica preservada. La ofiolita Josephine forma el basamento de las montañas Klamath occidentales, con una extensa peridotita del límite entre la corteza oceánica y el manto, así como depósitos de cromita y níquel. Está expuesta en el drenaje del río Smith al norte de la carretera estadounidense 199 en el condado de Del Norte . Por el contrario, la ofiolita Trinity se encuentra en el este, conocida por sus numerosas rocas ultramáficas y por ser una de las ofiolitas más extensas de los EE. UU. La placa jurásica occidental se extiende por 220 millas (350 km) en el borde occidental de las montañas. La pizarra gruesa de la formación Galice y la grauvaca metamorfoseada recubren la ofiolita Josephine y probablemente se depositaron en un entorno oceánico profundo frente a la costa del arco de islas. También se intercala con hasta 23 000 pies (7000 m) de rocas volcánicas en la Formación Rogue. Algunas rocas de la placa Jurásica Occidental parecen haber sido subducidas, alcanzando un metamorfismo de grado esquisto azul en la secuencia de facies metamórficas en el esquisto de South Fork Mountain.
En cambio, la placa oriental de Klamath está formada por calizas, sílex y rocas piroclásticas, divididas por la mitad por la ofiolita Trinity. Una falla inversa, conocida como falla Trinity o Bully Choop, separa la placa oriental de Klamath de la placa metamórfica central. Es probable que esta región de las montañas estuviera subcorrida por las placas adyacentes, lo que produjo múltiples esquistos hace unos 380 a 400 millones de años en el Ordovícico . Muchos de estos esquistos, como el esquisto de las montañas Condrey, son más resistentes a la erosión que otras rocas cercanas. La placa paleozoica y triásica occidental es la unidad más común de las montañas Klamath y tiene hasta 50 millas (80 km) de ancho en la frontera del estado de Oregón. Los geólogos han luchado por definir su geología estructural con secuencias complejas de corteza oceánica profunda, roca del manto superior y mezclas tectónicas.
Los plutones de granito emplazados durante el Jurásico y el Cretácico , formando unidades rocosas como la diorita de Ironside Mountain, que aflora a lo largo de 37 millas (60 km) desde la torre de observación de Orleans Mountain hasta la línea entre el condado de Humboldt y el condado de Siskiyou o el batolito de Shasta Bally en Buckhorn Summit al oeste de Redding. Algunos pueden datar de antes, como Mule Mountain, de 400 millones de años de antigüedad. Durante el Pleistoceno , las montañas tenían una gran cantidad de glaciares y circos y los valles en forma de U tallados por los glaciares son características restantes de ese período de tiempo. A menudo, grandes rocas se han erosionado de los depósitos de morrena, llegando a descansar a unas pocas millas de distancia. Los ríos de corriente rápida significaron que la región ha acumulado muy poco aluvión, a excepción de un raro depósito de 400 pies (120 m) de espesor en Scott Valley, al suroeste de Yreka , California. [8]
La meseta de Modoc es una extensión ondulada de flujos de basalto del Mioceno al Holoceno en el borde suroeste de la meseta de Columbia, que cubre 10.000 millas cuadradas (26.000 km2 ) . Está drenada por el río Pit, que finalmente llega al lago Shasta y al río Sacramento. El basalto Warner es la roca más común en la meseta, bordeada por la zona de falla del valle Surprise que se activó por primera vez en el Mioceno hace 15 millones de años. Según la falla del material aluvial reciente, la zona de falla del valle Surprise todavía está activa.
A pesar de las escasas precipitaciones, los numerosos tubos de lava y fracturas volcánicas de la meseta producen los manantiales Fall River Springs, uno de los manantiales más grandes de los EE. UU. Se conocen al menos 300 tubos de lava en el Monumento Nacional Lava Beds , algunos de los cuales conservan hielo durante todo el año.
El terreno accidentado de la meseta de Modoc jugó un papel importante en la Guerra Modoc . En 1873, 53 hombres Modoc detuvieron a 650 tropas estadounidenses, matando a 70 de ellos en un clima severo en la meseta de lava al sur del lago Tule. Los Modoc explotaron pozos de derrumbe y túneles de lava, y recurrieron al lago Tule para alimentarse (el drenaje posterior redujo la costa del lago). [9]
El desierto de Mojave se extiende por zonas de terreno de Basin and Range e incluye algunas de las rocas más antiguas expuestas en la superficie de California. El movimiento de la falla de San Andrés y la falla de Garlock ayudaron a inducir condiciones áridas durante el Cenozoico . A diferencia de la mayor parte de California, la región de Mojave tiene numerosas rocas precámbricas y proterozoicas , como gneis granítico o mármol intrusionado con pórfido en las montañas Ord o esquisto en las montañas Old Woman .
La cuarcita cámbrica de Marble Mountain se encuentra discordantemente sobre granitos proterozoicos. Durante el Jurásico, los altos niveles del mar retrocedieron, dando paso a la deposición de la arenisca azteca terrestre. Las rocas volcánicas estallaron alrededor de Barstow en el Triásico . Los lechos de lagos intercalados con ceniza volcánica son típicos del Cenozoico . El vulcanismo continuó durante el Holoceno , formando los basaltos de 300 pies de espesor del campo volcánico de Cima o el eje Barstow-Amboy de cráteres volcánicos, que han protegido al granito subyacente de la erosión. La geología única en la región formó bastnasita extraída en la mina de tierras raras Mountain Pass. Además, el borato se depositó durante condiciones áridas, con minería después de 1926. [10]
En el borde de la llanura costera de Los Ángeles y justo al oeste de las colinas de San Joaquín, la bahía de Newport es un importante centro de navegación. Los geólogos han interpretado la bahía como el canal sumergido del río Santa Ana. El flujo de entrada y salida del estuario se ha controlado con una estructura artificial desde que se produjo una fuerte sedimentación en 1915. Prácticamente todas las islas de la bahía están hechas por el hombre a partir de sedimentos dragados. Sin embargo, un bulto en la lengua de arena de la bahía registra la presencia en alta mar del cañón submarino de Newport. En el siglo XIX, se construyó un muelle de ferrocarril en el cañón para evitar las olas más cercanas a la costa durante la carga y descarga de barcos. [11]
Las cordilleras peninsulares son un grupo de cadenas montañosas que se extienden 1.400 km desde la cuenca de Los Ángeles y las cordilleras transversales hacia el sur a lo largo de toda Baja California. Las cordilleras orientales, incluidas las montañas de Santa Rosa, suelen tener más de 1.800 m de altura, y el pico de San Jacinto alcanza los 3.293 m, mientras que las cordilleras occidentales, como las montañas de Santa Ana, Agua Tibia y Laguna, son más bajas.
Al igual que Sierra Nevada, las cordilleras peninsulares tienen suaves pendientes occidentales y caras orientales empinadas. Las montañas están drenadas por los ríos Santa Margarita, San Luis Rey, San Diego y San Dieguito, mientras que el arroyo San Felipe en el este desemboca en el mar Salton. Las rocas de "techo" más antiguas de las cordilleras peninsulares datan del Paleozoico , como los depósitos de piedra caliza cerca de Riverside extraídos para la industria del hormigón. Las rocas más antiguas se encuentran en las montañas de San Jacinto y Santa Rosa, con esquisto y gneis que pueden tener hasta 22.000 pies (6.700 m) de espesor.
Con la excepción de algunas rocas metasedimentarias y metavolcánicas, la mayoría de las rocas de las cordilleras peninsulares son ígneas y de edad jurásica , que datan de la época de la orogenia nevadense . La mayoría de las rocas ígneas intrusivas son tonalita, granodiorita, diorita de cuarzo o gabro. Los geólogos agrupan los plutones de las cordilleras peninsulares como el batolito del sur de California, que incluye varios plutones individuales grandes como el gabro de San Marcos, la granodiorita de Woodson Mountain o la tonalita de Bonsall.
En comparación con Sierra Nevada, las rocas de este período tienden a ser más cálcicas que silícicas. Es probable que las rocas se formaran mucho más lejos de Sierra Nevada y que se reubicaran debido a los dramáticos movimientos de las fallas.
En la ladera occidental de las montañas de Santa Ana y el cañón de Santa Ana se encuentra expuesta una gruesa secuencia de rocas sedimentarias principalmente terrestres, que incluye las formaciones Rosario, Ladd, Trabuco y Williams, y que se extiende hacia el sur hasta Camp Pendleton, San Onofre y afloramientos más pequeños en Encinitas, Leucadia, Point Loma y La Jolla. Estas rocas datan del Cretácico, con una secuencia inferior de conglomerado cubierto por arenisca y pizarra, con enormes fósiles de amonites .
A principios del Cenozoico , la erosión generalizada de las rocas cristalinas del interior produjo enormes cantidades de sedimentos que se depositaron en las rocas cretácicas de las cordilleras peninsulares. Los ejemplos incluyen la Formación Silverado con 1.400 pies (430 m) de roca sedimentaria terrestre del Paleoceno en Santa Anas o la Formación Poway del Eoceno cerca de San Diego. La Formación Poway tiene guijarros metavolcánicos redondeados sin una fuente conocida cercana, lo que sugiere una fuente original en algún lugar de Sonora antes de un desplazamiento importante hacia el norte por fallas. Las rocas sedimentarias terrestres del Plioceno mucho más recientes también son comunes en las cordilleras peninsulares del norte, como el cañón de San Timoteo y el conglomerado Mount Eden, arenisca y limolita que tienen hasta 7.000 pies (2.100 m) de espesor. Los fósiles son comunes en las rocas marinas de la formación Pacific Beach y Mission Bay alrededor de San Diego.
Las cordilleras peninsulares nunca estuvieron cubiertas de glaciares durante el Pleistoceno . [12] En el siglo XIX, comenzó la minería en las cercanías de Julian, extrayendo níquel y oro, en el esquisto Juliano. Las fuentes termales, incluidas San Jacinto, Eden, Saboba y Gilman, están activas en las montañas de San Jacinto debido a la presencia de la zona de falla de San Jacinto y Elsinore se fundó sobre sus fuentes termales.
Las tres bahías interconectadas de Suisun, San Pablo y San Francisco ocupan una depresión estructural que data del Plioceno y que se inundó varias veces debido a las glaciaciones del Pleistoceno. Debajo de las bahías se encuentra la Formación Merced, con 45.000 pies (14.000 m) de rocas marinas cubiertas por 500 pies (150 m) de rocas sedimentarias terrestres y coronadas con sedimentos más modernos del río Sacramento.
Dado que gran parte de las bahías tienen solo 30 pies (9,1 m) de profundidad, la actividad humana ha acelerado la erosión y el relleno debido a la minería hidráulica y la agricultura históricas. El sistema de bahías fue el segundo lugar en los EE. UU. en ser cartografiado en 1826 por Edward Belcher y Alex Collie, un topógrafo y un cirujano respectivamente en el buque británico HMS Blossom. [13]
Las rocas del basamento de Sierra Nevada datan del Paleozoico e incluyen rocas del complejo Shoo Fly y la Formación Grizzly. Estas se depositaron como parte de una serie de pequeños arcos de islas, "balseado" contra la costa del continente proto-norteamericano Laurentia . Con base en la presencia de volcanes submarinos guyot de cima plana con geología similar a los estratos de cherts y lavas almohadilladas de En el complejo Shoo Fly, la secuencia del lago Bullpen tiene estratos de cherts y lava almohadillada enfriada que se asemejan mucho a las rocas encontradas en guyots volcánicos marinos de cima plana , lo que sugiere un origen en aguas profundas para la base de las Sierras en algún momento antes del Devónico . En el Triásico , las rocas paleozoicas del complejo Calaveras fueron levantadas bajo el complejo Shoo Fly por la orogenia Sonoma , que se conserva en colgantes de techo e inclusiones de rocas campestres. Durante la orogenia Nevadana en el Jurásico , extensos plegamientos y fallas alteraron las rocas y estallaron enormes batolitos de granito.
El Cinturón Metamórfico de las Estribaciones probablemente llegó a la costa como un arco de islas, chocando con el borde de América del Norte al oeste de la actual zona de falla de Melones. Esto agregó rocas metavolcánicas y metasedimentarias a las sierras que se formaban lentamente.
Los geólogos debaten sobre la altura de la Sierra Nevada primitiva. Los 7.600 metros de sedimentos marinos del Jurásico en el valle de Sacramento no se corresponden necesariamente con la altura de las montañas, pero los guijarros del tamaño de un puño en conglomerados del Cretácico sugieren condiciones escarpadas y altitudes potencialmente mayores que las actuales. La mayor parte de la erosión de la Sierra Nevada terminó en el Eoceno y las fallas pueden haber reactivado las raíces de las montañas para crear la cordillera actual.
La geomorfología de Sierra Nevada es relativamente reciente, ya que data del Cuaternario . El movimiento a lo largo de la falla de Sierra Nevada ayudó a crear la nueva cresta Muir y partes de la cordillera se elevaron hasta 10.000 pies (3.000 m) durante los últimos tres millones de años, creando una cara escarpada al oeste del valle de Owens.
Al norte del río San Joaquín, las montañas tienen un patrón de bloques inclinados causado por la falla de Sierra Nevada, que se interpreta como similar al terreno más común de Basin and Range al este. Sin embargo, el sistema de fallas de Greenhorn es más activo al sur, se extiende hasta las montañas de Tehachapi y causa accidentes geográficos más parecidos a mesetas.
Las erupciones volcánicas del Mioceno, entre 9,5 y 3,5 millones de años atrás, llenaron de lava los antiguos cañones erosionados de algunas zonas de la Sierra. El río Kern y el río San Joaquín corren por valles "rellenados" de lava.
Las cenizas volcánicas de riolita sepultaron otros arroyos durante el Oligoceno, formando toba que los primeros mineros tuvieron que excavar para llegar al oro de placer, y muchos edificios antiguos de la región están hechos de bloques de toba. [14]
Las cordilleras transversales se extienden desde Point Arguello hasta el Parque Nacional Joshua Tree , delimitadas por la falla de San Andrés al norte. Es la única cordillera costera de los EE. UU. (y posiblemente de América del Norte) con rocas más antiguas que el Fanerozoico .
Las montañas de Santa Ynez se extienden por la costa del condado de Santa Bárbara y contienen rocas del basamento franciscano (también conocidas como el complejo del basamento franciscano) como las cordilleras costeras. Se trata de grauvaca, sílex, basalto, rocas ultrabásicas y serpentinita de la corteza oceánica modificada de las eras Jurásica y Cretácica . Posteriormente, se depositaron arenisca y pizarra mientras la región aún estaba bajo el agua. Hasta 1000 pies (300 m) de arenisca y pizarra roja depositados durante el Eoceno , después del cual los niveles del mar bajaron en el Oligoceno, preservaron la arena, la grava y el limo de la Formación Sespe. Antes del final del Oligoceno, los niveles del mar volvieron a subir dejando atrás la Formación Vaqueros y luego el limo y la arcilla de aguas profundas del Mioceno de la Formación Rincon.
A medida que en el Mioceno se formaban cuencas profundas de hasta una milla (1,6 km) de profundidad y se llenaban de sedimentos espesos, las erupciones volcánicas relacionadas con la falla de San Andrés dieron lugar a erupciones de riolita y basalto. Todas estas rocas se elevaron en el Pleistoceno al mismo tiempo que la orogenia de la Cordillera Costera y formaron un arco anticlinal o un bloque inclinado contra la falla de Santa Ynez en el norte. Debido a que la cordillera es joven, solo se ha desarrollado una llanura costera muy estrecha alrededor de Santa Bárbara.
Se encuentran formaciones rocosas y patrones similares en todo el condado de Ventura, en las montañas Topatopa y Pine. En los bordes del valle del río Santa Clara y en partes del valle de San Fernando, que se extienden hasta Fillmore, se encuentran rocas marinas gruesas del Plioceno de hasta 14 000 pies (4300 m) de espesor. En el Pleistoceno se produjo un importante levantamiento, con algunas terrazas marinas que se elevaron 1000 pies (300 m).
Las montañas de Santa Mónica y las Islas del Canal son diferentes a las montañas del norte porque tienen rocas de basamento graníticas y metamórficas más parecidas a las de Sierra Nevada. La roca más antigua en esta parte de la cordillera es la pizarra de Santa Mónica. En las montañas y en la isla de San Miguel son comunes las gruesas secuencias de rocas marinas del Cretácico Tardío hasta el Paleoceno y el Eoceno .
Durante el Mioceno, un canal marino profundo se llenó con hasta 15.000 pies (4.600 m) de sedimentos que constituyen la mayor parte de la roca expuesta en las Islas del Canal. Las estructuras en forma de almohadillas de agua de enfriamiento rápido indican vulcanismo submarino que produjo flujos de basalto, andesita y diabasa durante el Mioceno. De hecho, las rocas volcánicas tienen 10.000 pies (3.000 m) de espesor en la parte occidental de las montañas de Santa Mónica. La brecha de San Onofre también se formó durante este período con esquisto glaucofánico , gabro, piedra caliza y esquisto verde distintivos. [15] Las cordilleras transversales están mal drenadas por arroyos, pero están sujetas a inundaciones intensas periódicas, típicamente cada 20 a 25 años. En 1815, el río Los Ángeles, que en ese momento desembocaba en Long Beach, se inundó tan sustancialmente que cambió de curso, uniéndose a Ballona Creek y fluyendo hacia la bahía de Santa Mónica, antes de que otra inundación en 1825 lo redirigiera de nuevo a Long Beach.
Una grave inundación en 1862 creó un lago de 4,8 km de ancho en el río Santa Ana, mientras que una grave inundación en 1938 inundó el valle de San Fernando y partes de la llanura costera de Los Ángeles, dañando 100 puentes y matando a 43 personas. [16]
La mayor parte del oro extraído históricamente en California se originó en el cinturón Mother Lode, ubicado en las estribaciones de las Sierras occidentales. La mayoría de los depósitos de oro datan del Cretácico y se formaron en un cinturón angosto alrededor de la falla Melones en vetas de cuarzo. Los sistemas hidrotermales profundos activos en rocas sedimentarias marinas mientras se metamorfoseaban depositaron el oro.
Inicialmente, se utilizó la minería hidráulica para llegar a los depósitos de placer, pero destruyó el paisaje y ahogó los ríos con sedimentos, y finalmente fue prohibida por el gobierno de California en 1884. [17]
Históricamente, el 20 por ciento de los cuatro millones de onzas de oro extraídos en California se originaron en las montañas Klamath. El mayor Pierson Reading encontró oro en 1848 en el río Trinity cerca de Douglas City. Los mineros extrajeron oro de placer o desenterraron placeres fósiles en la Formación Weaverville y la Formación Hornbrook. También se encontraron vetas de oro aguas arriba de los placeres, siendo la más grande French Gulch a 15 millas (24 km) al oeste de Redding.
El oro aparece en vetas de cuarzo que atraviesan pizarra, limolita y esquisto originadas en el batolito de Shasta Bally. Además del oro, a veces se encuentra platino en los placeres de oro. La cromita se erosiona a partir de la peridotita en la ofiolita Josephine en el condado de Del Norte y algunos placeres de playa cerca de Crescent City tienen hasta un siete por ciento de cromita. El distrito de West Shasta tiene una larga historia de producción de cobre y zinc a partir de calcopirita y esfalrita. Estos minerales de sulfuro se derivan de Copley Greenstone y/o de los respiraderos del fondo marino cuando la región estaba lejos de la costa y se formaron cuando el agua caliente "invadió" la riolita de Balaklala. Alrededor del embalse de Shasta hay otros depósitos de cobre y zinc en la riolita Bully Hill de la era Triásica. [18]
Alrededor del 85 por ciento del mercurio producido en los EE. UU. a lo largo de su historia se extrajo en la Cordillera Costera, con un valor de aproximadamente 200 millones de dólares extraídos entre 1850 y 1980. El mercurio se descubrió por primera vez en el condado de Santa Bárbara en 1796. New Idria, New Almaden y las minas en las montañas Mayacmas han sido las principales fuentes a lo largo de la historia.
La mina New Almaden se inauguró en 1824 y llegó a extenderse 750 metros bajo tierra. En 1861 ya se extendía 76 metros bajo tierra y producía 970 frascos de mercurio al mes. A finales del siglo XX, se encontró suficiente oro asociado con mercurio, arsénico, tungsteno y talio para abrir la mina McLaughlin en las montañas Mayacmas, alrededor de Knoxville. [19]
En asociación con las cordilleras transversales y sus cuencas circundantes se encuentran más de 40 yacimientos de petróleo y gas diferentes. El petróleo se extrajo por primera vez en 1850 del yacimiento de Pico Canyon, cerca de Newhall, y la producción a mayor escala se produjo en 1875. El yacimiento de Ventura Avenue, al norte de Ventura, es uno de los más grandes de California y produce desde 1903.
El pequeño yacimiento de Conejo, al este de Camarillo, era geológicamente inusual, ya que la roca del yacimiento era roca volcánica fracturada del Mioceno. Su producción principal se desarrolló entre 1892 y la década de 1940, y abastecía de aceite lubricante a otras refinerías. Un maquinista alquiló la propiedad y utilizó molinos de viento para extraer las pequeñas cantidades restantes de petróleo.
California fue el primer lugar de los EE. UU. en desarrollar perforaciones petroleras en alta mar en el campo Summerland, descubierto por primera vez en 1896. En total, hay 20 campos petrolíferos en el canal de Santa Bárbara, y uno de los más grandes, el campo Dos Cuadras, se descubrió en 1968, aunque un derrame importante el 18 de enero de 1969 obstaculizó el interés en el campo. La profundidad del petróleo es muy baja en los campos del canal de Santa Bárbara, a solo 300 pies (91 m) por debajo del fondo marino.
La perforación petrolera en el yacimiento de Wilmington provocó un hundimiento de hasta 9,1 m en el extremo oriental de Terminal Island entre 1937 y 1958. Los trabajadores de la construcción tuvieron que construir diques para proteger una planta de energía y levantar puentes. [20] El petróleo también es abundante en el valle de San Joaquín, pero casi inexistente en el valle de Sacramento. El gas se consumió por primera vez en Stockton en la década de 1850 y el enorme yacimiento de gas de Río Vista se descubrió en 1936. El plegamiento sustancial en el borde del valle crea famosas estructuras en forma de cúpula productoras de petróleo como Lost Hills y Kettleman Hills. [21]
