Geología de Taiwán

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 toda la longitud de la isla y continúa hacia el sur, la corteza oceánica de la placa Euroasiática se desliza bajo la placa del Mar de Filipinas, mientras que en el noreste de la isla, la placa del Mar de Filipinas se desliza bajo la corteza continental de la placa Euroasiática (véase el diagrama de bloques 3D a continuación). ^{[ 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 del Yangtze de la placa euroasiática al oeste y norte, la placa de Okinawa al noreste, la placa del mar de Filipinas al este y sur, y la placa de Sunda al suroeste. La subducción cambia de dirección en Taiwán. La parte superior de la corteza de la isla está compuesta principalmente por una serie de terrenos , en su mayoría antiguos arcos insulares que se han unido por la colisión de las placas precursoras de la placa euroasiática y la placa del mar de Filipinas, que se mueve hacia el noroeste. Estos se han elevado aún más como resultado del desprendimiento de una porción de la placa euroasiática al subducirse bajo los remanentes de la placa del mar de Filipinas, un proceso que dejó la corteza bajo Taiwán más flotante. ^{[ 4 ]}

Al sur de Taiwán, la placa de Sunda se subduce bajo la placa del mar de Filipinas, formando el arco volcánico de Luzón (que incluye la isla Green y la isla Orquídea ). El este y el sur de la isla constituyen un complejo sistema de cinturones formados por, y parte de, la zona de colisión activa entre la porción de la fosa del norte de Luzón del arco volcánico de Luzón y la placa euroasiática, donde las porciones acrecionadas del arco de Luzón y el antearco de Luzón forman la cordillera costera oriental y el valle longitudinal de Taitung, paralelo al interior 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 subduce bajo la Placa de Okinawa, formando el Arco Volcánico de Ryukyu .

El terreno de la Cordillera de 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 esta se encuentra el Valle Longitudinal o Valle de 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 ha sido elevada. El lado occidental de la cordillera es el terreno de la Cordillera Central Occidental, que consiste en sedimentos clásticos del Terciario anterior metamorfizados. La Falla de Lishan separa el terreno de la Cordillera de Hsuehshan, compuesto por arenisca y lutita del Eoceno al Oligoceno. La Falla de Chukou (觸口斷層) proporciona el límite para el terreno de las Estribaciones Occidentales, que consiste en detritos marinos someros del Mioceno al Pleistoceno. Un frente de deformación forma el límite con el aluvión de las llanuras costeras no deformadas, que aún se está depositando. ^{[ 6 ]}

El terreno de la Cordillera Central Oriental se puede dividir en el cinturón de Tailuko al oeste, con metamorfismo de esquistos verdes, y el cinturón de Yuli al este, con metamorfismo de esquistos azules. Es posible que ambos cinturones metamórficos estén separados por una falla denominada falla de Shoufeng, pero esto no está comprobado. ^{[ 7 ]}

Las rocas expuestas más antiguas están fuertemente metamorfizadas y se encuentran en las Montañas Centrales. ^{[ 8 ]} La evidencia fósil de baja 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 fuertemente metamorfizadas. También se encuentran como basamento bajo la parte occidental de la isla. Conforman el Grupo Danana'ao o Esquisto de Tananao. Este grupo está compuesto por el Gneis de Kainanagang, el Mármol de Tailuge y el Esquisto de Changchun.

El esquisto de Yuli es de edad cretácica y consta de esquisto negro y algo de esquisto verde , esquisto de glaucofana y pizarra moteada . Es la parte más oriental y se extiende desde Chian hacia el sur, al oeste de las aguas termales de Chihpen, en una franja de unos 150 km de longitud. Aunque el color oscuro del esquisto negro se debe al carbono, este representa menos del 2 % de su composición. Los minerales que se encuentran 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 halla junto con cantidades menores de sílex y esquisto negro. La roca es foliada, de color verde oscuro, y contiene clorita, epidota , cuarzo, calcita, biotita, albita y actinolita . Proviene de rocas volcánicas máficas . Estas rocas pueden albergar menas de sulfuro de cobre . ^{[ 10 ]}

Los esquistos silíceos son de color gris; se trata de arenisca metamorfoseada rica en cuarzo. Pueden encontrarse bandas de cuarcita y sílex, que suelen estar asociadas al esquisto negro.

La Formación Chiuchu o Mármol Tailuge forma una franja 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 su color suele ser grisáceo, también existen calizas negras o blancas, que se cortan en bloques para la construcción. La dolomita también se encuentra junto con la piedra caliza, especialmente 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 de 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 encontradas 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 de Wanjung (萬榮) está cerca de más afloramientos de serpentenita. El bloque de Tamayenshan, al noroeste de Juisui (瑞穗), y el bloque de Tsenghuanshan, a 10  km al oeste de Juisui, son importantes afloramientos ultramáficos . ^{[ 10 ]}

La serpentinita verde de las cercanías de Yuli constituye una piedra de construcción de buena calidad. Una franja de rocas ultramáficas se extiende 25  km al norte de Litao, Taitung (離島). ^{[ 10 ]}

La zona estuvo sujeta a la orogenia de Nanao hace unos 85  millones de años, la cual implicó la intrusión de granito y metamorfismo regional. La formación de rifts que dio origen al Mar de China Meridional hace unos 40 millones de años podría estar relacionada con algunas intrusiones de dolerita. La orogenia de Penglai comenzó hace unos 10 millones de años y continúa hasta la actualidad. ^{[ 11 ]}

La parte más recientemente añadida a 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. Su edad es Neógena y la roca consiste en melange y rocas volcaniclásticas . Las unidades rocosas son, en primer lugar, la andesita del Mioceno de las Volcánicas de Chimei . A continuación, se encuentra la Formación Tuluanshan, compuesta de toba , y luego la Formación Takangou, compuesta de sedimentos como lutita y arenisca que contienen partículas volcánicas. La Formación Lichi consiste en melange. Está formada por lodo que contiene bloques de otras rocas, como arenisca y ofiolita . Se encuentra en la mitad sur del lado oeste de la Cordillera Costera. Cuando se erosiona, se forman tierras baldías . Debido a que es una mezcla de rocas, la Formación Lichi es difícil de datar, pero probablemente sea del Plioceno . ^{[ 12 ]}

El conglomerado de Pinanshan se encuentra en la colina de Pinanshan y a lo largo del arroyo Pinantachi, al norte de Taitung (台東). Sus componentes son  cantos rodados de 5 a 15 cm erosionados por agua dulce de la Cordillera Central. Se formó entre el Pleistoceno medio y tardío, e indica que tuvo lugar una colisión de placas. ^{[ 12 ]}

El conglomerado de Milun se encuentra al norte de Hualien. También se le conoce como Formación Conglomerada de Beiron y Conglomerado de Milunpi. Tiene una inclinación de 30°. No se ha datado, pero probablemente sea del Pleistoceno. ^{[ 12 ]}

La Formación Shibachongxi data del Eoceno y consta de pizarra y luego capas de arenisca metamorfizada. Su espesor total alcanza los 1000  m. ^{[ 8 ]}

La Formación Dajian consiste en 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 varía entre 0,6 y 3  km. ^{[ 8 ]}

La arenisca gruesa de la Formación Siling, en capas gruesas, data 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

Pizarras y areniscas de la Formación Sule, del Mioceno tardío.

La parte occidental de la isla expone sedimentos cenozoicos deformados y metamorfizados, cubiertos por la región de piedemonte cuaternaria en las llanuras planas de la costa oeste.

Los depósitos del Cretácico , Paleoceno y Eoceno no afloran en la superficie, sino que están enterrados. Han sido descubiertos mediante perforaciones.

La Formación Yunlin data del Cretácico y solo se conoce a partir de perforaciones. Sus rocas son limolita, basalto, pizarra y caliza.

La Formación Wangong del Paleoceno, compuesta por rocas volcaniclásticas , arenisca, lutita y caliza, tiene un espesor de más de 1046 metros.

Durante 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.

Durante el Oligoceno , la Formación Wuzhishan o Formación Wuchihshan (五指山組) formó gruesas capas de arenisca. El espesor total oscila entre 0,9 y 1,2  km.

El Grupo Yeliu del Mioceno es una arenisca de grano fino, con algunos estratos de lutita, toba basáltica y tres capas de carbón . ^{[ 13 ]} Posiblemente incluye la Formación Wushan, la Lutita Piling, la Formación Peiliao, la Lutita Talu, la Formación Shihti y la arenisca Kuanyiongshan. ^{[ 14 ]}

El Grupo Ruifang contiene estratos de arenisca, limolita, esquisto y seis finas capas de carbón. Estos estratos 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 presencia de lutita. Incluye ocho finas capas de carbón. El espesor total de los estratos 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, está compuesta principalmente de lutitas intercaladas con algunas rocas arcillosas y areniscas, y tiene un espesor de entre 80 y 400  metros.

La Formación Zhuolan o Formación Cholan (卓蘭層) comienza en el Plioceno y se extiende hasta la primera etapa del Pleistoceno . Consiste en 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 consiste en lutita con melange ofiolítico . ^{[ 15 ]} El melange ofiolítico contiene guijarros y bloques de edad miocena que consisten en roca básica y ultrabásica del fondo oceánico. La interpretación es que una cuña del fondo marino fue empujada por encima del nivel del mar, erosionada y depositó fragmentos en el lodo. ^{[ 16 ]}

La Formación Toukoshan (Toukeshan) (頭嵙山層) comenzó con arenisca fina con capas delgadas de conglomerado y continuó con conglomerado predominantemente con capas de arenisca. Se formó durante las etapas 1 y 2 del Pleistoceno y tiene  un espesor de entre 0,4 y 3 km.

La Formación Szekou es una limolita de color gris azulado claro, con lutita y arenisca de grano fino. La Formación Maanshan es muy similar. Está cubierta por la Caliza Hengchun y puede intercalarse. ^{[ 15 ]}

La caliza de Hengchun se formó después del movimiento de Penglai en la tercera etapa del Pleistoceno. También en esta época se formaron laterita (紅土) y grava en las terrazas fluviales . Arenas fangosas y corales del Holoceno forman una amplia franja 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 las islas Huaping, Mienhua, Pengchia y Huangwei, justo al norte de Taiwán. Las rocas son andesita , toba y brecha ricas en aluminio . Son pobres en sodio y magnesio, pero ricas en hierro, potasio, rubidio y estroncio, y fuertes en elementos de tierras raras. El magma se originó por la fusión de la placa oceánica subducida detrás del Arco Volcánico 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. Presenta un fuerte enriquecimiento en elementos de tierras raras. El magma se originó por la fusión profunda del manto de la placa oceánica subducida tras el 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 Pleistoceno y posteriores. Las erupciones fueron de andesita toleítica y dacita explosivas . El mineral principal es la plagioclasa rica en calcio . La fuente del magma es el extremo occidental del arco volcánico de Ryukyu, formado cuando la placa del Mar de Filipinas, en subducción , se comprimió bajo el borde de la placa euroasiática a una profundidad de entre 20 y 30 km. 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. Estas 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, mientras que el magnesio y el calcio se encuentran en menor concentración. La roca data del Mioceno. El magma se formó bajo condiciones de tensión en el margen continental desde las profundidades del manto. ^{[ 8 ]}

Los volcanes de la Cordillera Costera y la Isla Verde erupcionaron andesita toleítica y fragmentos explosivos volcánicos. Los volcanes entraron en erupción desde el Plioceno hasta el 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 andesítica contiene algunos cristales visibles de piroxeno o anfíbol . La geoquímica de la roca muestra que está enriquecida en potasio , estroncio y rubidio , y en elementos de tierras raras ligeras . El cromo y el níquel están empobrecidos. ^{[ 8 ]} El Complejo Volcánico de Chimei, cerca del río Hsiukuluanchi , tiene una edad de 9 a 22,2 Ma. Está asociado con mineralización de pórfido de cobre . Cubre un área de 22  km ² . ^{[ 19 ]}

En las islas Penghu se encuentran basalto y toleíta del Pleistoceno . La lava erupcionó a través de 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 bajo condiciones de tensión en el margen continental. ^{[ 8 ]}

• Sinclinal del valle de Hengchun bajo el valle de Hengchun ^{[ 15 ]}
• La falla de Hengchun se encuentra en el lado este del valle de Hengchun. Se extiende a lo largo del valle de Pintung como la falla de Chaochow y la falla de Laonungchi. ^{[ 15 ]}
• El anticlinal de Kenting Park está volcado y pliega rocas miocenas de la Formación Changlo, y la Formación Lushan al norte. La Formación Loshui se encuentra a los lados del anticlinal. ^{[ 15 ]}

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 en aproximadamente 200  km durante los últimos 4 millones de años . El sedimento acumulado se eleva formando montañas a una velocidad de 5 mm por año. ^{[ 8 ]} La acreción de este material se debe a la convergencia y subducción del arco de Luzón y la placa euroasiática.  

Las principales fallas sísmicas en Taiwán corresponden a las diversas zonas de sutura entre los distintos terrenos. Como resultado, Taiwán tiene numerosos volcanes de lodo y aguas termales . Las zonas de sutura implican la colisión del arco con el continente, lo que produce fundidos de cabalgamiento y cadenas montañosas jóvenes. ^{[ 20 ]} El cinturón montañoso se formó aproximadamente hace 6,5 Ma a través del movimiento oblicuo de la placa continental (Placa Euroasiática) y la placa que contiene el arco volcánico (Arco de Luzón). ^{[ 21 ]} El movimiento oblicuo permite diferentes velocidades de la placa subducida y deforma la corteza a diferentes ritmos. Las fallas se producen por la liberación de la tensión tectónica mediante fracturación. Las fallas pueden formarse por esfuerzos compresivos o tensionales. En el caso de Taiwán, las fallas se producen por esfuerzos de compresión y han provocado varios terremotos importantes a lo largo de la historia de la isla, incluidos los terremotos del Valle del Rift Oriental de 1951 (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 en 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 del 921 ". El 4 de marzo de 2010, alrededor de la 01:20 UTC, un terremoto de magnitud 6.4 sacudió el sur de Taiwán. ^{[ 22 ]} El mapa de peligro sísmico para Taiwán del USGS muestra que 9/10 de la isla tienen la calificación más alta (más peligrosa). ^{[ 23 ]}

Entre las características marinas se encuentra la pendiente de Kaoping, que se extiende desde la costa suroeste de Taiwán hacia el mar de China Meridional. Esta pendiente emerge del mar con el tiempo, extendiendo así la isla. ^{[ 6 ]}

La Dorsal de Hengchun se extiende hacia el sur desde la Península de Hengchun y es la parte submarina de la Cordillera Central. La Fosa Longitudinal del Sur es la extensión submarina sur del Valle Longitudinal . La Dorsal de Huatang se extiende hacia el sur frente a la costa desde la Ciudad de Taitung . La Fosa 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, uniendo la Fosa de Taitung con la Cuenca de Huatung. ^{[ 24 ]} El cañón atraviesa la Cuenca de Huatung, curvándose hacia el norte y llegando a la Fosa de Ryukyu . ^{[ 25 ]} Un terremoto de magnitud 5,5 sacudió a las 08:00 GMT del 20 de marzo de 2011, cerca del cañón ^{[ 26 ]} 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 la dorsal 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 la China continental, situada al sur y suroeste de las islas Penghu . ^{[ 6 ]} La cuenca de Taixinan (台西南盆地) se encuentra entre los bancos de Taiwán y las montañas centrales.

La fosa de Okinawa , la cuenca de trasarco situada detrás de las islas Ryukyu , se manifiesta 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 presenta una anomalía gravimétrica de Bouguer muy fuerte y positiva en la Cordillera Costera, superior a +4 × 10⁻⁴ ^m  /s² ^. Una baja local inferior a -2 × 10⁻⁴ ^m  /s² ^se encuentra en el lado occidental, centrada cerca de Zhoulan . ^{[ 27 ]} La ​​baja gravimétrica 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 de oeste a suroeste en la costa oeste, de este a noreste frente a la costa norte y de sur a norte mar adentro desde la Cordillera Costera hacia el sur. Estas son del orden de 200  nT. ^{[ 28 ]}

El espesor de la corteza es de aproximadamente 30  km, con un engrosamiento de más de 2  km bajo la Cordillera Central y un 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 través del estrecho de Taiwán hasta el continente. ^{[ 27 ]}

El flujo de calor es mayor al oeste del Valle Longitudinal, con tasas que superan los 240  mWm ⁻² .

Muchas de las rocas de Taiwán tienen poco espacio poroso y escasa agua subterránea.

En Taiwán existen varias fuentes termales, la mayoría ubicadas en la región volcánica del norte. La región geotérmica de Chingshui recibe su nombre del río Cingshuei, situado a 13  km al suroeste de Yilan . ^{[ 29 ]}

Los ríos de Taiwán transportan una gran cantidad de sedimentos al mar. El extremo sur del Valle Longitudinal ( Valle de Huadong ) 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 MT al año. Los ríos que fluyen hacia el sur desde la Cordillera Central mueven más de 100  MT de sedimentos al año. ^{[ 30 ]}

• Chao-Hsia Chen; Hsin-Chang HoKai-Shuan Shei; et  al. (2000). "Mapa geológico de Taiwán" . Servicio Geológico Central, Ministerio de Asuntos Económicos. Archivado del original el 15 de agosto de 2011. Recuperado el 29 de marzo de 2011 .