La isla de Taiwán se formó hace aproximadamente 4 a 5 millones de años en un límite convergente entre la Placa del Mar de Filipinas y la Placa Euroasiática . En un límite que corre a lo largo de la isla y continúa hacia el sur, la Placa Euroasiática se desliza bajo la Placa del Mar de Filipinas. En el noreste de la isla, la Placa del Mar de Filipinas se desliza bajo la Placa Euroasiática. [1] [2] La mayor parte de la isla comprende un enorme bloque de falla inclinado hacia el oeste. [3]
La isla es geológicamente activa, formada en un límite convergente complejo entre la subplaca Yangtze de la placa euroasiática al oeste y al norte, la placa de Okinawa al noreste, la placa del Mar de Filipinas al este y al sur, y la placa de Sunda al el suroeste. La subducción cambia de dirección en Taiwán. La parte superior de la corteza de la isla está formada principalmente por una serie de terrenos , en su mayoría antiguos arcos insulares que se han unido por la colisión de las precursoras de la Placa Euroasiática y la Placa del Mar de Filipinas, que se está moviendo hacia el noroeste. . Estos se han elevado aún más como resultado del desprendimiento de una porción de la Placa Euroasiática cuando fue subducida debajo de los restos de la Placa del Mar de Filipinas, un proceso que dejó la corteza debajo de Taiwán más boyante. [4]
Al sur de Taiwán, la Placa de la Sonda se está subduciendo bajo la Placa del Mar de Filipinas, formando el Arco Volcánico de Luzón (que incluye la Isla Verde y la Isla Orquídea ). El este y el sur de la isla son un complejo sistema de cinturones formados y parte de la zona de colisión activa entre la porción de la depresión del norte de Luzón del Arco volcánico de Luzón y la Placa Euroasiática, donde se acumularon porciones del Arco de Luzón y Luzón. El antearco forma la Cordillera Costera Oriental y el Valle Longitudinal Taitung interior paralelo de Taiwán, respectivamente. [5]
Desde el noreste de Taiwán y continuando hacia el este en el Arco Volcánico de Ryukyu , la Placa del Mar de Filipinas se está subduciendo bajo la Placa de Okinawa, formando el Arco Volcánico de Ryukyu .
El terreno de la Cordillera Hai'an o Cordillera Costera pertenece al Arco Volcánico de Luzón (呂宋島火山弧) y se encuentra en la Placa del Mar de Filipinas (菲律賓海板塊). Al oeste de este se encuentra el Valle Longitudinal o Valle de Huatung , una zona de depósito activa en un valle del rift. Al oeste de este se encuentra el terreno de la Cordillera Central Oriental, parte de la base continental que ha sido volteada. El lado occidental de la cordillera es el terreno de la Cordillera Central Occidental, que está metamorfoseado por sedimentos clásticos del Terciario anterior. La falla de Lishan separa el terreno de la Cordillera Hsuehshan del Eoceno al Oligoceno con areniscas y lutitas. La falla de Chukou (觸口斷層) proporciona el límite para el terreno de las estribaciones occidentales, que son detritos marinos poco profundos del Mioceno al Pleistoceno. Un frente de deformación forma el límite con el aluvión de las llanuras costeras no deformado, que aún se está depositando. [6]
El terreno de la Cordillera Central Oriental se puede dividir en el cinturón de Tailuko en el oeste con metamorfismo de esquisto verde y el cinturón de Yuli en el este con metamorfismo de esquisto azul. Los dos cinturones metamórficos posiblemente estén separados por una falla llamada falla Shoufeng, pero esto no está demostrado. [7]
Las rocas expuestas más antiguas están muy metamorfoseadas y se encuentran en las Montañas Centrales. [8] La evidencia fósil de mala calidad sugiere un origen en el Período Pérmico . Forman una banda de rock desde Nan'ao en el norte hasta el interior de Jinfeng en el flanco oriental de la Cordillera Central . La banda tiene 30 km de ancho al norte y se estrecha hacia el sur. [9] Estas rocas anteriores están fuertemente metamorfoseadas. También se encuentran como sótano debajo de la parte occidental de la isla. Constituyen el Grupo Danana'ao o Esquisto de Tananao. Este grupo está formado por Kainanagang Gneis, Tailuge Marble y Changchun Schist.
El esquisto de Yuli es de edad Cretácica y está formado por esquisto negro y algo de esquisto verde , esquisto glaucofano y pizarra manchada . Es la parte más oriental y se extiende desde Chian hacia el sur hasta el oeste de las aguas termales de Chihpen en un cinturón de unos 150 km de largo. Aunque el color oscuro del esquisto negro se debe al carbono, éste representa menos del 2% del contenido. Los minerales encontrados son cuarzo, mica , clorita , albita , esfena y grafito . [10]
El esquisto de Changchun, que es principalmente esquisto verde, se encuentra en el lado occidental y forma lechos gruesos. Se encuentra junto con cantidades más pequeñas de pedernal y esquisto negro. La roca es una roca foliada de color verde oscuro que contiene clorita, epidota , cuarzo, calcita, biotita, albita y actinolita . Se derivan de rocas volcánicas máficas . Estas rocas pueden albergar minerales de sulfuro de cobre . [10]
Los esquistos silíceos son de color gris y son areniscas metamorfoseadas, ricas en cuarzo. Se pueden encontrar bandas de cuarcita y pedernal, y comúnmente se asocian con el esquisto negro.
La Formación Chiuchu o Mármol Tailuge forma una banda desde Tailuko en el norte hasta un punto entre Wulu y Kuanshan en el sur. La piedra caliza se extrae en canteras al sur de Suao para la fabricación de cemento. Aunque el color suele ser un tono gris, también hay piedra caliza blanca o negra, que se corta en bloques para la construcción. La dolomita también se encuentra junto con la piedra caliza, particularmente en Chingchangshan, Hopingchi y Mukuashan. [10]
La Formación Kainangan Gneis o Kanagan se presenta en varios cuerpos alargados. El gneis derivado de rocas sedimentarias contiene cuarzo de grano grueso, biotita y plagioclasa albítica. También hay ortogneis derivados del granito . Es de color gris claro y contiene plagioclasa sódica, cuarzo, biotita y moscovita. Dentro del gneis hay diques de pegmatita que contienen cuarzo, feldespato y mica. [10]
Otras rocas ígneas que se encuentran en el antiguo cinturón metamórfico son los diques de anfibolita y dolerita . La serpentinita se encuentra a 5 km al oeste de Fengtien (奉天). Contiene yacimientos explotados de nefrita , talco y amianto . La estación Wanjung (萬榮) está cerca de más afloramientos de serpentenita. El bloque Tamayenshan al noroeste de Juisui (瑞穗) y el bloque Tsenghuanshan a 10 km al oeste de Juisui son importantes afloramientos ultramáficos . [10]
La serpentinita verde de cerca de Yuli es una piedra de construcción de buena calidad. Una banda de rocas ultramáficas se extiende a lo largo de 25 km al norte de Litao, Taitung (離島). [10]
El área estuvo sujeta a la orogenia de Nanao alrededor de 85 Ma, que implicó la intrusión de granito y el metamorfismo regional. El rift que abrió el Mar de China Meridional hace unos 40 millones de años puede estar relacionado con algunas intrusiones de dolerita. La orogenia de Penglai comenzó hace unos 10 millones de años y continúa en la actualidad. [11]
La parte agregada más recientemente de la isla es la Cordillera Costera en la costa este desde la ciudad de Taitung en el sur hasta la ciudad de Hualien en el norte. La cordillera es la continuación del arco de Luzón. La edad es Neógena y la roca está formada por melange y volcánicas . Las unidades de roca son en primer lugar andesita del Mioceno Volcánico Chimei . La siguiente es la Formación Tuluanshan, que consta de toba , y luego la Formación Takangou, que consta de sedimentos como esquisto y arenisca que contienen partículas volcánicas. La Formación Lichi se compone de mezcla. Está hecho de barro que contiene bloques de otras piedras como arenisca y ofiolita . Se encuentra en la mitad sur del lado oeste de la Cordillera de la Costa. Cuando esto se erosiona, se forman tierras baldías . Debido a que es una mezcla de piedras, la Formación Lichi es difícil de fechar, pero es probable que sea del Plioceno . [12]
El conglomerado Pinanshan se encuentra en la colina Pinanshan y a lo largo del arroyo Pinantachi al norte de Taitung (台東). Los componentes son cantos rodados de 5 a 15 cm erosionados por el agua dulce de la Cordillera Central. Se formó en algún momento entre el Pleistoceno medio y tardío e indica que se había producido la colisión de placas. [12]
El conglomerado Milun está al norte de Hualien. Esto también ha recibido el nombre de Beiron Conglomerate Formation y Milunpi Conglomerate. Está inclinado a 30°. No tiene fecha, pero probablemente sea del Pleistoceno. [12]
La Formación Shibachongxi es del Eoceno y consta de pizarra y luego lechos de arenisca metamorfoseada. El espesor total es de hasta 1000 m. [8]
La Formación Dajian está formada por arenisca del Eoceno superior, de hasta 2700 metros de espesor. [8]
La pizarra y filita de la Formación Xichun son del Oligoceno inferior. El espesor es de 0,6 a 3 km. [8]
La arenisca gruesa de la Formación Siling en lechos gruesos es del Oligoceno. [8]
La Formación Shuichungliu del Oligoceno contiene pizarra arcillosa y grauvaca . [8]
La Formación Bilushan contiene pizarra y filita del Eoceno. [8]
La Formación Lushan del Mioceno contiene pizarra de esquisto y arenisca. [8]
Formación Aodi contemporánea
Pizarra y arenisca de la Formación Sule del Mioceno posterior.
La parte occidental de la isla expone sedimentos cenozoicos deformados y metamorfoseados, cubiertos por la región del piedemonte cuaternario en las llanuras de la costa oeste.
Los depósitos del Cretácico , Paleoceno y Eoceno no están expuestos en la superficie, sino enterrados. Han sido descubiertos mediante perforaciones.
La Formación Yunlin es del Cretácico y solo se conoce a partir de pozos. Las rocas son limolitas, basaltos, lutitas y calizas.
La Formación Wangong del Paleoceno, que consta de vulcanismos , areniscas, lutitas y calizas, tiene más de 1046 metros de espesor.
En el Eoceno, la Formación Shuangji se formó principalmente a partir de partículas volcánicas en forma de toba y arenisca tobácea. Estos lechos tienen un espesor de 100 ma 3 km.
En el Oligoceno, la Formación Wuzhishan o Formación Wuchihshan (五指山組) formó gruesos lechos de arenisca. El espesor total es de 0,9 a 1,2 km.
El Grupo Yeliu del Mioceno es arenisca de grano fino, con algunos lechos de esquisto, toba basáltica y tres vetas de carbón . [13] Posiblemente incluya la Formación Wushan, Piling Shale, Formación Peiliao, Talu shale, Shihti Formación, arenisca Kuanyiongshan. [14]
El Grupo Ruifang contiene lechos de arenisca, limolita, esquisto y seis finos lechos de carbón. Estos lechos tienen un espesor de 0,8 a 1,6 km.
El Grupo Sangxia comienza con arenisca de grano medio, pero en las capas superiores aumenta el esquisto. Se incluyen ocho finas vetas de carbón. El espesor total de los lechos más profundos supera los 5 km. Esto incluye la Formación Kueichulin con la arenisca Yutengping, la lutita Shihliufen y la arenisca Kuantaoshan; la Formación Nanchuang que incluye la arenisca Shangfuchi y la Formación Tungkeng. [14]
La Formación Jinshui o Formación Chinshui del Plioceno es principalmente lutita intercalada con algo de lutita y arenisca con un espesor de entre 80 y 400 m.
La Formación Zhuolan o Formación Cholan (卓蘭層) comienza en el Plioceno y se extiende hasta la primera etapa del Pleistoceno . Está formado por arenisca de grano fino. Tiene un espesor de 1,5 a 2,5 km. Al mismo tiempo, en el extremo sur de la isla, se formó la Formación Kending o Formación Kenting (墾丁組), que consta de lutita con mezcla de ofiolita . [15] La mezcla de ofiolita contiene guijarros y bloques del Mioceno que consisten en rocas básicas y ultrabásicas del fondo del océano. La interpretación es que una cuña de fondo marino fue empujada sobre el nivel del mar, erosionada y arrojada fragmentos al barro. [dieciséis]
La Formación Toukoshan (Toukeshan) (頭嵙山層) comenzó con arenisca fina con lechos delgados de conglomerado y continuó principalmente en conglomerado con lechos de arenisca. Este se formó en las etapas 1 y 2 del Pleistoceno. Tiene un espesor de 0,4 a 3 km.
La Formación Szekou es una limolita de color gris azulado claro, con lutitas y arenisca de grano fino. La Formación Maanshan es muy similar. Está cubierto por piedra caliza Hengchun y puede intercalarse. [15]
La piedra caliza de Hengchun se formó después del movimiento Penglai en la tercera etapa del Pleistoceno. También en esta época se formó laterita (紅土) y grava en las terrazas de los ríos . La arena de barro del Holoceno y los corales forman un amplio cinturón en el lado oeste de la isla. [17]
El Grupo Volcánico Tatun se encuentra en el extremo norte de Taiwán. Chihsingshan es el punto más alto de los volcanes con 1120 metros. Los volcanes han formado la forma redondeada del cabo norte de Taiwán. [18] La roca volcánica también se encuentra en la isla Huaping, la isla Mienhua, la isla Pengchia y la isla Huangwei, justo al norte de Taiwán. Las rocas son andesita , toba y brecha ricas en aluminio . Las rocas son pobres en sodio y magnesio, pero ricas en hierro, potasio, rubidio y estroncio y ricas en elementos de tierras raras. El magma se derivó del derretimiento de la placa marina subyacente detrás del Arco Volcánico de Ryukyu durante el Pleistoceno . [8]
El basalto de Caolingshan se compone de olivino y piroxeno, con cristales de biotita y plagioclasa. Es rico en K, Rb, Mg, Sr, Cr y Ni, pero pobre en Na, Al y Fe. Los elementos de tierras raras están fuertemente enriquecidos. El magma se derivó del derretimiento profundo del manto de la placa marina detrás del Arco Volcánico de Ryukyu durante el Pleistoceno. [8]
Los volcanes de Chilungshan , Penshan, Caoshan, la isla Chilung (islote Keelung) y la isla Gueishan datan del período Pleistoceno y posteriores. La erupción fue explosiva de andesita toleítica y dacita . El mineral principal es la plagioclasa rica en calcio . La fuente de magma es el extremo occidental del Arco Volcánico Ryukyu, formado cuando la Placa del Mar de Filipinas en subducción se comprimió debajo del borde de la Placa Euroasiática a unos 20 a 30 km de profundidad. El magma estaba contaminado con material de la corteza continental. La geoquímica de la roca muestra que el hierro, el aluminio, el titanio, el potasio, el rubidio y el estroncio están enriquecidos, pero el sodio, el magnesio y el níquel están empobrecidos. [8]
Las rocas volcánicas alcalinas del noroeste de Taiwán se encuentran en el embalse de Shihmen , Chiaopanshan, Taoyuan y Fuxing. Las rocas son picrita , basalto alcalino y traquiandesita . Los minerales comunes son la albita , el olivino , el clinopiroxeno y los óxidos de hierro y titanio. Los elementos enriquecidos son sodio y titanio, y magnesio y calcio reducidos. La roca data del Mioceno. El magma se formó en condiciones de tensión en el margen continental desde las profundidades del manto. [8]
Los volcanes en la Cordillera Costera y la Isla Verde hicieron erupción de andesita de toleita y fragmentos explosivos volcánicos. Los volcanes entraron en erupción entre el período Plioceno y Pleistoceno. Forma parte del Arco Volcánico de Luzón . El magma se formó a partir de la subducción de la corteza oceánica bajo compresión a unos 25 km de profundidad. La roca andesita contiene algunos cristales visibles de piroxeno o anfíbol . La geoquímica de la roca muestra que está enriquecida en potasio , estroncio y rubidio y elementos ligeros de tierras raras . El cromo y el níquel se agotan. [8] El Complejo Volcánico Chimei, cerca del río Hsiukuluanchi , tiene una edad de 9 a 22,2 Ma. Está asociado con la mineralización de pórfidos de cobre . Tiene una superficie de 22 km 2 . [19]
En las islas Penghu se encuentran basalto y toleita del Pleistoceno . La lava brotó de las fisuras en una inundación. La roca está enriquecida en titanio y pobre en aluminio, rubidio y estroncio. El basalto alcalino contiene olivino y analcita . La toleita contiene plagioclasa y piroxeno. El magma se originó en el manto superior en condiciones de tensión en el margen continental. [8]
La placa del Mar de Filipinas converge con el continente a una velocidad de 7 cm por año en dirección oeste noroeste. Ha comprimido sedimentos cenozoicos alrededor de 200 km en los últimos 4 Ma . Los sedimentos acumulados se elevan hacia las montañas a un ritmo de 5 mm por año. [8]
Las principales fallas sísmicas de Taiwán corresponden a las distintas zonas de sutura entre los distintos terrenos. Como resultado, Taiwán tiene numerosos volcanes de lodo y fuentes termales . Estas fallas han producido varios terremotos importantes a lo largo de la historia de la isla, incluidos los terremotos de 1951 en el Valle del Rift Oriental (花東縱谷) y el terremoto de Baihe de 1964 en la falla de Chukou. El terremoto de Hsinhua de 1946 rompió la falla de Hsinhua (新化斷層). El más letal fue el terremoto de Hsinchu-Taichung de 1935 que se desplazó sobre una falla en el municipio de Emei , condado de Hsinchu . El segundo más mortífero fue un terremoto de magnitud 7,3 que rompió la falla de Chelongpu (車籠埔斷層) el 21 de septiembre de 1999, conocido como el " terremoto 921 ". El 4 de marzo de 2010, aproximadamente a las 01:20 UTC, un terremoto de magnitud 6,4 sacudió el sur de Taiwán. [20] El mapa de peligro sísmico de Taiwán del USGS muestra que 9/10 de la isla tiene la calificación más alta (más peligrosa). [21]
Las características costeras incluyen la pendiente Kaoping que se extiende frente a la costa suroeste de Taiwán hasta el Mar de China Meridional. Este va surgiendo del mar con el tiempo para ampliar la isla. [6]
La Cordillera Hengchun se extiende al sur de la Península de Hengchun y es la parte submarina de la Cordillera Central. La vaguada Longitudinal Sur es la extensión submarina sur del Valle Longitudinal . La cresta Huatang se extiende hacia el sur frente a la costa de la ciudad de Taitung . La depresión de Taitung se encuentra al este, detrás del Arco de Luzón. El Arco de Luzón emerge a la superficie en las islas de Lüdao y Lanyu . Un cañón submarino, el Cañón de Taitung, atraviesa el arco entre las dos islas que unen la depresión de Taitung con la cuenca de Huatung. [22] El cañón atraviesa la cuenca de Huatung y se curva hacia el norte hasta llegar a la fosa Ryukyu . [23] Un terremoto de magnitud 5,5 se produjo a las 08:00 GMT del 20 de marzo de 2011, cerca del cañón [24] rompiendo los segmentos C y D del cable submarino East Asia Crossing . La cuenca de Huatung se encuentra al este de Taiwán, al sur de la ciudad de Hualien. Se extiende hacia el oeste hasta Gagua Ridge, a unos 110 km de la costa. [6]
Los bancos de Taiwán son una parte poco profunda de la principal plataforma continental frente a China continental y se encuentran al sur y suroeste de las islas Penghu . [6] La cuenca de Taixinan (台西南盆地) está situada entre los bancos de Taiwán y las montañas centrales.
La depresión de Okinawa , la cuenca del arco posterior detrás de las islas Ryukyu , aparece en la costa como una bahía entre Dome Point al norte y Sanshokiaku (punto más oriental de Taiwán) (24,6° a 25°N). [6]
Taiwán tiene una anomalía de gravedad de Bouguer positiva y muy fuerte en la Cordillera Costera, de más de +4x10 −4 ms −2 . Un mínimo local por debajo de -2x10 −4 ms −2 está en el lado occidental centrado cerca de Zhoulan . [25] La baja gravedad se debe a un déficit de masa en el Estrecho de Taiwán , que es una cuenca de flexión. [14]
Las variaciones magnéticas positivas se encuentran en franjas estrechas, orientadas al oeste-suroeste de la costa oeste, y al este-noreste frente a la costa norte, y al sur-norte frente a la costa de la Cordillera Costera en dirección sur. Éstas son del orden de 200 nT. [26]
El espesor de la corteza terrestre es de alrededor de 30 km, con más de 2 km de engrosamiento bajo la Cordillera Central y adelgazamiento frente a la costa este. Taiwán está en el borde de la plataforma continental, por lo que el espesor de la corteza es constante a través del Estrecho de Taiwán hasta el continente. [25]
El flujo de calor es mayor al oeste del Valle Longitudinal a tasas superiores a 240 mWm -2 .
Muchas de las rocas de Taiwán tienen poco espacio poroso y poca agua subterránea.
Hay varias fuentes termales en Taiwán, la mayoría alrededor de la región volcánica del norte. La región geotérmica de Chingshui lleva el nombre del río Cingshuei, 13 km al suroeste de Yilan . [27]
Los ríos de Taiwán transportan una gran cantidad de sedimentos al mar. El extremo sur del Valle Longitudonal descarga al río Peinan 88.000.000 de toneladas de sedimento al año. Los ríos que fluyen hacia el este mueven 17, 15, 31 y 22 megatones por año de sedimentos. El Cho Shiu mueve 54 TM al año. Los ríos que corren hacia el sur desde la Cordillera Central mueven más de 100 toneladas de sedimento por año. [28]
El primer mapa geológico de Taiwán fue realizado en 1898 por Y. Ishii titulado Un mapa de geología y recursos minerales de la isla de Taiwán . Estaba a escala 1:800.000 y mostraba seis elementos en su leyenda. [29] Japón necesitaba petróleo y carbón para la guerra contra Rusia en 1904, por lo que se comenzaron a estudiar los campos de carbón en la parte norte de Taiwán, se hicieron mapas más detallados y el siguiente fue publicado en 1911 por Y. Deguchi y G. Hosoya a escala 1:300.000. [29] En 1926 se produjo un tercer mapa titulado: Mapa geológico de Taiwán que muestra la distribución de minerales por Y. Ichikawa y H. Takahashi. [29] Mostró 19 unidades de roca. [29] Un mapa coloreado de 1935 de Y. Ichikawa tenía una escala de 1:500.000. [29] En 1953, el Servicio Geológico de Taiwán (台灣地質調查所) publicó un mapa compilado por LS Chang a escala 1:300.000. Un mapa de 1974 tenía dos escalas 1:250.000 y 1:500.000. [29] En 1986 se imprimió una segunda edición junto con notas. [29]
