La isla de Taiwán se formó hace aproximadamente entre 4 y 5 millones de años en un límite convergente entre la placa del mar de Filipinas y la placa euroasiática . En un límite que recorre la longitud 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 está formada por un enorme bloque de fallas inclinado hacia el oeste. [3]
La isla es geológicamente activa, formada en un complejo límite convergente entre la subplaca del 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 la Sonda al 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 los precursores 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 parte de la placa euroasiática al ser 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 Sunda 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 sistema complejo de cinturones formados por, y parte de la zona de, colisión activa entre la porción de la fosa norte de Luzón del Arco Volcánico de Luzón y la placa euroasiática, donde porciones acretadas del Arco de Luzón y el antearco de Luzón forman 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 por 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 está en la Placa Marina de Filipinas (菲律賓海板塊). Al oeste de este se encuentra el Valle Longitudinal o Valle Huatung , una zona de sedimentación activa en un valle de rift. Al oeste de este se encuentra el terreno de la Cordillera Central Oriental, parte de la base continental que se ha volcado. El lado occidental de la cordillera es el terreno de la Cordillera Central Occidental, que está formado por sedimentos clásticos del Terciario anterior metamorfoseados. La Falla de Lishan separa el terreno de la Cordillera Hsuehshan de arenisca y pizarra del Eoceno al Oligoceno. 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 no deformado de las llanuras costeras, que aún se está depositando. [6]
El terreno de la Cordillera Central Oriental se puede dividir en el cinturón Tailuko al oeste con metamorfismo de esquisto verde y el cinturón Yuli al este con metamorfismo de esquisto azul. Los dos cinturones metamórficos posiblemente estén separados por una falla llamada falla Shoufeng, pero esto no está comprobado. [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 roca 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 en el norte y se estrecha hacia el sur. [9] Estas rocas más antiguas están muy metamorfoseadas. También se encuentran como basamento debajo de la parte occidental de la isla. Forman el Grupo Danana'ao o Esquisto Tananao. Este grupo consta del gneis de Kainanagang, el mármol de Tailuge y el esquisto de Changchun.
El esquisto de Yuli es de edad cretácica y está compuesto de esquisto negro y algo de esquisto verde , esquisto glaucofánico y pizarra moteada . Es la parte más oriental y se extiende desde Chian hacia el sur hasta el oeste de las fuentes termales de Chihpen en un cinturón de unos 150 km de largo. Aunque el color oscuro del esquisto negro se debe al carbono, el carbono es menos del 2% del contenido. Los minerales encontrados son cuarzo, mica , clorita , albita , esfena y grafito . [10]
El esquisto de Changchun, compuesto principalmente de esquisto verde, se encuentra en el lado occidental y forma capas gruesas. Se encuentra junto con cantidades más pequeñas de sílex y esquisto negro. La roca es una roca verde oscura foliada 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, son areniscas metamorfoseadas, ricas en cuarzo. Se pueden encontrar bandas de cuarcita y sílex, que suelen estar asociadas al esquisto negro.
La Formación Chiuchu o Mármol Tailuge forma una franja que va 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 grisáceo, también hay piedra caliza negra o blanca, que se corta en bloques para fines de construcción. La dolomita también se encuentra junto con la piedra caliza, particularmente en Chingchangshan, Hopingchi y Mukuashan. [10]
El gneis de Kainangan o Formación 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 derivado del granito . Este 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 diques de anfibolita y dolerita . La serpentinita se encuentra a 5 km al oeste de Fengtien (奉天). Contiene depósitos explotados de nefrita , talco y asbesto . 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 afloramientos ultramáficos importantes . [10]
La serpentinita verde de las cercanías de Yuli es una piedra de construcción de buena calidad. Una franja de rocas ultramáficas se extiende a lo largo de 25 km al norte de Litao, Taitung (離島). [10]
La zona estuvo sujeta a la orogenia Nanao hace unos 85 Ma, que implicó la intrusión de granito y el metamorfismo regional. La ruptura que abrió el mar de China Meridional hace unos 40 Ma puede estar relacionada con algunas intrusiones de dolerita. La orogenia Penglai comenzó hace unos 10 Ma y continúa en la actualidad. [11]
La parte más reciente 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 consiste en melange y volcaniclásticos . Las unidades de roca son en primer lugar andesita volcánica Chimei del Mioceno . A continuación está la Formación Tuluanshan, que consiste en toba , luego la Formación Takangou, que consiste en sedimentos como pizarra y arenisca que contienen partículas volcánicas. La Formación Lichi consiste en melange. Está hecha de barro que contiene bloques de otras piedras como arenisca y ofiolita . Se encuentra en la mitad sur del lado oeste de la cordillera costera. Cuando esto se erosiona, se forman tierras baldías . Debido a que es una mezcla de piedra, 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 constituyentes son guijarros de 5 a 15 cm erosionados por el agua dulce de la cordillera central. Se formó en algún momento entre mediados y finales del Pleistoceno e indica que se produjo una colisión de placas. [12]
El conglomerado Milun se encuentra al norte de Hualien. También se lo conoce con los nombres de Formación de conglomerado Beiron y Conglomerado Milunpi. Está inclinado 30°. No se le ha dado fecha, pero es probable que sea del Pleistoceno. [12]
La Formación Shibachongxi es del Eoceno y está formada por pizarra y luego por capas 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 la filita de la Formación Xichun son del Oligoceno inferior. Su espesor oscila entre 0,6 y 3 km. [8]
La arenisca gruesa de la Formación Siling en capas gruesas 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 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 , superpuestos por una región de piedemonte cuaternario en las llanuras planas de la costa occidental.
Los depósitos del Cretácico , Paleoceno y Eoceno no están expuestos en la superficie, sino enterrados. Se han descubierto mediante perforaciones.
La Formación Yunlin es del Cretácico y solo se conoce a partir de pozos perforados. Las rocas son limolita, basalto, pizarra y caliza.
La Formación Wangong del Paleoceno, compuesta de volcaniclásticos , arenisca, pizarra y caliza, tiene más de 1.046 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 estratos tienen un espesor de entre 100 m y 3 km.
En el Oligoceno, la Formación Wuzhishan o Formación Wuchihshan (五指山組) formó capas gruesas de arenisca. El espesor total es de entre 0,9 y 1,2 km.
El Grupo Yeliu del Mioceno es arenisca de grano fino, con algunos lechos de pizarra, toba basáltica y tres vetas de carbón . [13] Posiblemente incluya la Formación Wushan, la pizarra Piling, la Formación Peiliao, la pizarra Talu, la Formación Shihti y la arenisca Kuanyiongshan. [14]
El grupo Ruifang contiene capas de arenisca, limolita, pizarra y seis capas delgadas de carbón. Estas capas tienen un espesor de entre 0,8 y 1,6 km.
El Grupo Sangxia comienza con arenisca de grano medio, pero en las capas superiores aumenta la pizarra. Incluye ocho vetas delgadas de carbón. El espesor total de las capas más profundas supera los 5 km. Esto incluye la Formación Kueichulin con la arenisca Yutengping, la pizarra Shihliufen, 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 pizarra intercalada con algo de lutita y arenisca y tiene entre 80 y 400 m de espesor.
La Formación Zhuolan o Formación Cholan (卓蘭層) comienza en el Plioceno y se extiende hasta la primera etapa del Pleistoceno . Está formada por arenisca de grano fino. Tiene un espesor de entre 1,5 y 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 consiste en lutita con mezcla de ofiolitas . [15] La mezcla de ofiolitas contiene guijarros y bloques de la era del Mioceno que consisten en roca básica y ultrabásica del fondo del océano. La interpretación es que una cuña del fondo marino fue empujada por encima del nivel del mar, erosionada y dejó caer fragmentos en el lodo. [16]
La Formación Toukoshan (Toukeshan) (頭嵙山層) comenzó con arenisca fina con capas delgadas de conglomerado y continuó principalmente con conglomerado con capas de arenisca. Se formó en las etapas 1 y 2 del Pleistoceno. Tiene un espesor de entre 0,4 y 3 km.
La Formación Szekou es una limolita de color gris azulado claro, con pizarra y arenisca de grano fino. La Formación Maanshan es muy similar. Está cubierta por caliza Hengchun y puede estar intercalada. [15]
La 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 fluviales . La arena de lodo del Holoceno y el coral forman un cinturón ancho 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 a 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 fuertes en elementos de tierras raras. El magma se derivó de la fusión de la placa marina subcorrida detrás del arco volcánico Ryukyu durante el Pleistoceno . [8]
El basalto de Caolingshan está compuesto 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. Está fuertemente enriquecido con elementos de tierras raras. El magma se originó por la fusión del manto profundo de la placa marina subcorrida detrás del Arco Volcánico Ryukyu durante el Pleistoceno. [8]
Los volcanes de Chilungshan , Penshan, Caoshan, la isla Chilung (islote Keelung) y la isla Gueishan datan del Pleistoceno y posteriores. La erupción fue de andesita toleítica explosiva y dacita . El mineral principal es plagioclasa rica en calcio . La fuente de magma es el extremo occidental del Arco Volcánico Ryukyu formado cuando la placa subductora del Mar de Filipinas se comprimió por 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 albita , olivino , clinopiroxeno y 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 bajo condiciones de tensión en el margen continental desde lo profundo del manto. [8]
Los volcanes de la Cordillera Costera y la Isla Verde expulsaron andesita toleíta y fragmentos explosivos volcánicos. Los volcanes estallaron entre el Plioceno y el Pleistoceno. Es 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 andesítica contiene algunos cristales visibles de piroxeno o anfíbol . La geoquímica de la roca muestra que está enriquecida con potasio , estroncio y rubidio y elementos de tierras raras ligeras . El cromo y el níquel están agotados. [8] El Complejo Volcánico Chimei, cerca del río Hsiukuluanchi , tiene una edad de 9 a 22,2 Ma. Está asociado con la mineralización de pórfido de cobre . Cubre un área de 22 km 2 . [19]
En las islas Penghu se encuentran basaltos y toleítas del Pleistoceno . La lava surgió de las fisuras durante una inundación . La roca es rica en titanio y pobre en aluminio, rubidio y estroncio. El basalto alcalino contiene olivino y analcita . La toleíta 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 un ritmo de 7 cm por año en dirección oeste-noroeste. Ha comprimido los sedimentos cenozoicos unos 200 km en los últimos 4 millones de años . Los sedimentos acumulados están ascendiendo y formando montañas a un ritmo de 5 mm por año. [8]
Las principales fallas sísmicas de Taiwán corresponden a las diversas zonas de sutura entre los diversos terrenos. Como resultado, Taiwán tiene numerosos volcanes de lodo y aguas termales . Estas fallas han producido varios terremotos importantes a lo largo de la historia de la isla, incluidos los terremotos del Valle del Rift Oriental 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 mortal fue un terremoto de 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, alrededor de las 01:20 UTC, un terremoto de magnitud 6,4 sacudió el sur de Taiwán. [20] El mapa de riesgo sísmico de Taiwán elaborado por el USGS muestra que 9/10 de la isla tiene la calificación más alta (la más peligrosa). [21]
Las características marinas incluyen la pendiente de Kaoping, que se extiende desde la costa sudoeste de Taiwán hasta el mar de China Meridional y que emerge del mar con el tiempo para extender la isla. [6]
La dorsal de Hengchun se extiende al sur desde la península de Hengchun y es la parte submarina de la cordillera central. La depresión longitudinal meridional es la extensión submarina meridional del valle longitudinal . La dorsal de Huatang se extiende al sur frente a la costa desde la ciudad de Taitung . La depresión de Taitung se encuentra al este, detrás del arco de Luzón. El arco de Luzón sale a la superficie en las islas de Lüdao y Lanyu . Un cañón submarino, el cañón de Taitung, corta el arco entre las dos islas y une la depresión de Taitung con la cuenca de Huatung. [22] El cañón corta la cuenca de Huatung, se curva hacia el norte y llega a la fosa de 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, y se extiende hacia el oeste hasta la cordillera de Gagua, a unos 110 km de la costa. [6]
Los bancos de Taiwán son una parte poco profunda de la plataforma continental principal frente a China continental, situada al sur y suroeste de las islas Penghu . [6] La cuenca de Taixinan (台西南盆地) está ubicada entre los bancos de Taiwán y las montañas centrales.
La depresión de Okinawa , la cuenca de arco posterior detrás de las islas Ryukyu , aparece en la costa como una bahía entre Dome Point al norte y Sanshokiaku (el punto más oriental de Taiwán) (24,6° a 25° N). [6]
Taiwán tiene una anomalía de gravedad de Bouguer muy fuerte y positiva en la Cordillera Costera, de más de +4x10 −4 ms −2 . Una depresión local por debajo de -2x10 −4 ms −2 se encuentra en el lado occidental, centrada cerca de Zhoulan . [25] La depresión gravitatoria se debe a un déficit de masa en el Estrecho de Taiwán , que es una cuenca flexural. [14]
Se encuentran variaciones magnéticas positivas 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. Estas son del orden de 200 nT. [26]
El espesor de la corteza terrestre es de unos 30 km, con más de 2 km de engrosamiento bajo la cordillera central y adelgazamiento frente a la costa este. Taiwán se encuentra en el borde de la plataforma continental, por lo que el espesor de la corteza es constante a lo largo 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.
En Taiwán hay varias fuentes termales, la mayoría de ellas en la región volcánica del norte. La región geotérmica de Chingshui recibe su nombre del río Cingshuei, a 13 km al suroeste de Yilan . [27]
Los ríos de Taiwán transportan una gran cantidad de sedimentos al mar. El extremo sur del Valle Longitudinal descarga el río Peinan con 88.000.000 de toneladas de sedimentos al año. Los ríos que fluyen hacia el este mueven 17, 15, 31 y 22 megatones de sedimentos al año. El Cho Shiu mueve 54 TM al año. Los ríos que corren hacia el sur desde la Cordillera Central mueven más de 100 TM de sedimentos al 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 una escala de 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 comenzó a estudiar los yacimientos 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 una escala de 1:300.000. [29] Un tercer mapa fue producido en 1926 titulado: Mapa geológico de Taiwán que muestra la distribución mineral por Y. Ichikawa y H. Takahashi. [29] Mostraba 19 unidades de roca. [29] Un mapa en color de 1935 por 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] Se imprimió una segunda edición en 1986 junto con notas. [29]
