La isla de Taiwán está activa geológicamente, formada en un complejo límite convergente entre la subplaca Yangtze de la placa euroasiática al oeste y al norte, la placa de Okinawa al noreste, la placa filipina 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 se compone principalmente de una serie de terrenos , en su mayoría arcos de islas antiguas.que han sido forzados a unirse 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, ya que fue subducida debajo de los restos de la placa del mar de Filipinas, un proceso que dejó la corteza debajo de Taiwán más flotante. [1]
Al sur de Taiwán, la placa marina filipina se está subduciendo debajo de la placa de la Sonda, formando el arco volcánico de Luzón (incluidas las islas Green Island y Orchid Island ). El este y el sur de la isla son un complejo sistema de cinturones formados por, y parte de la zona de, colisión activa entre la porción del Canal Volcánico de Luzón Norte del Arco Volcánico de Luzón y la Placa Euroasiática, donde se acumulan porciones del Arco de Luzón y Luzón. El antearco forma la Cordillera de la Costa oriental y el Valle Longitudinal Taitung interior paralelo de Taiwán, respectivamente. [2]
Al noreste, la placa del mar de Filipinas se subduce bajo la placa de Okinawa, formando el arco volcánico de Ryukyu .
Imagen externa | |
---|---|
Mapa de geología de Taiwán |
Terranes
El terreno de la Cordillera de Hai'an o Cordillera de la Costa pertenece al Arco Volcánico de Luzón (呂宋島 火山 弧), y está 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 de rift. Al oeste de esto está el terreno de la Cordillera Central Oriental, parte de la base continental que ha sido invertida. El lado occidental de la cordillera es el terreno Western Central Range, que se metamorfosea en sedimentos clásticos terciarios anteriores. La falla de Lishan separa el terreno de la Cordillera de Hsuehshan del Eoceno al Oligoceno de arenisca y pizarra. La falla de Chukou (觸 口 斷層) proporciona el límite para el terreno de las estribaciones occidentales, que son detritos marinos poco profundos desde el Mioceno hasta el Pleistoceno. Un frente de deformación forma el límite con el aluvión de la llanura costera no deformada, que aún se está depositando. [3]
El terreno de la Cordillera Central Oriental se puede dividir en el cinturón Tailuko en el oeste con metamorfismo de esquistos verdes y el cinturón de Yuli en el este con metamorfismo de esquistos azules. Los dos cinturones metamórficos posiblemente estén separados por una falla llamada falla de Shoufeng, pero esto no está probado. [4]
Montañas centrales
Las rocas expuestas más antiguas están fuertemente metamorfoseadas y se encuentran en las Montañas Centrales. [5] 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. [6] Estas rocas anteriores están fuertemente metamorfoseadas. También se encuentran como un sótano debajo de la parte occidental de la isla. Forman el Grupo Danana'ao o Tananao Schist. Este grupo está formado por Kainanagang Gneis, Tailuge Marble y Changchun Schist.
El esquisto de Yuli es del Cretácico en edad y consiste en esquisto negro y algo de esquisto verde , esquisto glaucophane 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, el carbono es menos del 2% del contenido. Los minerales encontrados son cuarzo, mica , clorita , albita , esfena y grafito . [7]
El esquisto de Changchun, que es en su mayoría esquisto verde, se encuentra en el lado occidental y forma gruesos lechos. Se encuentra junto con cantidades más pequeñas de pedernal y esquisto negro. La roca es 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 . [7]
Los esquistos silíceos son de color gris, son areniscas metamorfoseadas, ricas en cuarzo. Se pueden encontrar bandas de cuarcita y sílex, y se asocian comúnmente con el esquisto negro.
La Formación Chiuchu o Tailuge Marble 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 calizas negras o blancas, que se cortan en bloques para la construcción. La dolomita también se encuentra junto con la piedra caliza, particularmente en Chingchangshan , Hopingchi y Mukuashan . [7]
La Formación Kainangan Gneis o Kanagan ocurre en varios cuerpos alargados. El gneis derivado de rocas sedimentarias contiene cuarzo de grano grueso, biotita y plagioclasa albítica. También hay ortogneiss derivado 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. [7]
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 afloramientos ultramáficos importantes . [7]
La serpentinita verde de cerca de Yuli es una piedra de construcción de buena calidad. Una banda de rocas ultramáficas se extiende por 25 km al norte de Litao, Taitung (離島). [7]
El área fue sometida a la Orogenia Nanao alrededor de 85 Ma que involucró la intrusión de granito y el metamorfismo regional. La ruptura que abrió el Mar de China Meridional alrededor de 40 Ma puede estar relacionada con algunas intrusiones de dolerita. La Orogenia Penglai comenzó alrededor de 10 Ma y continúa en la actualidad. [8]
Región estratigráfica oriental
La parte más recientemente agregada de la isla es la Cordillera de la Costa en la costa este desde la ciudad de Taitung en el sur hasta la ciudad de Hualien en el norte. La gama es la continuación del arco de Luzón. La edad es neógena y la roca está formada por melange y volcaniclastics . Las unidades de roca son en primer lugar andesita del Mioceno Volcánico Chimei . La siguiente es la Formación Tuluanshan, que consta de toba , luego la Formación Takangou, que consta de sedimentos como esquisto y arenisca que contienen partículas volcánicas. La Formación Lichi consiste en melange. 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 piedra, la Formación Lichi es difícil de fechar, pero es probable que sea del Plioceno . [9]
El conglomerado Pinanshan se encuentra en la colina Pinanshan ya lo largo del arroyo Pinantachi al norte de Taitung (台 東). Los componentes son adoquines de 5 a 15 cm erosionados por el agua dulce de la Cordillera Central. Se formó en algún lugar desde el Pleistoceno medio a tardío, e indica que la colisión de placas había tenido lugar. [9]
El conglomerado de Milun se encuentra al norte de Hualien. Esto también ha recibido los nombres de Formación del conglomerado Beiron y Conglomerado Milunpi. Está inclinado a 30 °. No tiene fecha, pero probablemente sea del Pleistoceno. [9]
Estrato de las Montañas Centrales
La formación Shibachongxi es del Eoceno y consta de pizarra y luego capas de arenisca metamorfoseada. El espesor total es de hasta 1000 m. [5]
La Formación Dajian está formada por arenisca del Eoceno superior, de hasta 2700 metros de espesor. [5]
La pizarra y filita de la Formación Xichun son del Oligoceno inferior. El espesor es de 0,6 a 3 km. [5]
Formación de silos La arenisca gruesa en lechos gruesos es del Oligoceno. [5]
La formación Shuichungliu del Oligoceno contiene pizarra arcillosa y grauvaca . [5]
La formación Bilushan contiene pizarra y filita del Eoceno. [5]
La Formación Lushan del Mioceno contiene pizarra y arenisca. [5]
Formación Aodi contemporánea
Pizarra y arenisca de la Formación Sule del Mioceno posterior.
Región estratigráfica occidental
La parte oeste de la isla expone sedimentos cenozoicos deformados y metamorfoseados , superpuestos por la región del piedemonte cuaternario en las llanuras planas de la costa oeste.
Los depósitos del Cretácico , Paleoceno y Eoceno no están expuestos en la superficie, pero están enterrados. Se han descubierto mediante perforación.
La Formación Yunlin es del Cretácico y solo se conoce a partir de perforaciones. Las rocas son limolitas, basaltos, lutitas y calizas.
La Formación Wangong del Paleoceno, que consta de materiales volcánicos , 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 de arenisca de grano fino, con algunos lechos de pizarra, toba basáltica y tres vetas de carbón . [10] Posiblemente incluyendo la Formación Wushan, Piling Shale, Formación Peiliao, Shale Talu, Formación Shihti, arenisca Kuanyiongshan. [11]
El Grupo Ruifang contiene lechos de arenisca, limolita, pizarra y seis delgados 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 la lutita. 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 piedra arenisca Yutengping, la pizarra Shihliufen, la piedra arenisca Kuantaoshan; la Formación Nanchuang que incluye la Arenisca Shangfuchi y la Formación Tungkeng. [11]
La Formación Jinshui o formación de Chinshui desde el Plioceno está principalmente esquisto intercaladas con algunos mudstone y arenisca es de 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 . Consiste en arenisca de grano fino. Tiene entre 1,5 y 2,5 km de espesor. 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 . [12] La mezcla de ofiolitas contiene guijarros y bloques de la edad del Mioceno que consisten en rocas básicas y ultrabásicas del fondo del océano. La interpretación es que una cuña del lecho marino se empujó por encima del nivel del mar, se erosionó y se arrojaron fragmentos al barro. [13]
La Formación Toukoshan (Toukeshan) (頭 嵙 山 層) comenzó con arenisca fina con capas delgadas de conglomerado, y continuó principalmente en conglomerado con capas de arenisca. Este se formó en la etapa 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 pizarra y arenisca de grano fino. La Formación Maanshan es muy similar. Está superpuesto por Hengchun Limestone y puede interceptar. [12]
Región del piedemonte occidental
La piedra caliza Hengchun se formó después del movimiento Penglai en la tercera etapa del Pleistoceno. También en este momento se formó laterita (紅土) y grava en las terrazas de los ríos . La arena de barro del Holoceno y el coral forman un cinturón ancho en el lado oeste de la isla. [14]
Rocas volcánicas
Imagen externa | |
---|---|
Mapa de distribución volcánica |
El grupo de volcanes 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. [15] 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 brechas 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 del derretimiento de la placa marina subterránea detrás del Arco Volcánico de Ryukyu durante el Pleistoceno . [5]
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 de la fusión profunda del manto de la placa marina subterránea detrás del Arco Volcánico de Ryukyu durante el Pleistoceno. [5]
Los volcanes de Chilungshan , Penshan, Caoshan, la isla Chilung (islote Keelung) y la isla Gueishan datan del período Pleistoceno y posteriores. Las erupciones fueron andesita y dacita toleitica explosivas . El principal mineral es la plagioclasa rica en calcio . La fuente de magma es el extremo occidental del Arco Volcánico Ryukyu formado cuando la placa marina filipina en subducción 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 corteza continental. La geoquímica de la roca muestra que el hierro, el aluminio, el titanio, el potasio, el rubidio y el estroncio se enriquecen, pero el sodio, el magnesio y el níquel se empobrecen. [5]
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 se reducen el magnesio y el calcio. La roca data del Mioceno. El magma se formó en condiciones de tensión en el margen continental desde las profundidades del manto. [5]
Los volcanes de la Cordillera de la Costa y la Isla Verde hicieron erupción de andesita de toleita y fragmentos explosivos volcánicos. Los volcanes entraron en erupción desde el Plioceno al 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 de 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. [5] El Complejo Volcánico Chimei, cerca del río Hsiukuluanchi , tiene una edad de 9 a 22,2 millones de años. Está asociado con la mineralización de pórfidos de cobre . Cubre un área de 22 km 2 . [dieciséis]
El basalto y la toleita del Pleistoceno se encuentran en las islas Penghu . 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 bajo condiciones de tensión en el margen continental. [5]
Estructuras
- Hengchun valle sinclinal bajo el Valle de Hengchun [12]
- Falla de Hengchun 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. [12]
- El anticlinal de Kenting Park se vuelca y pliega las rocas del Mioceno de la Formación Changlo, Formación Lushan hacia el norte. La Formación Loshui está a los lados del anticlinal. [12]
Tectónica
La placa del mar de Filipinas está convergiendo con el continente a 7 cm por año en la dirección oeste noroeste. Ha comprimido sedimentos cenozoicos en alrededor de 200 km en los últimos 4 Ma . El sedimento acumulado se eleva hacia las montañas a una tasa de 5 mm por año. [5]
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 . Estas fallas han producido varios terremotos importantes a lo largo de la historia de la isla, incluidos los terremotos del East Rift Valley de 1951 en el East Rift Valley (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 produjo en una falla en el municipio de Emei , condado de Hsinchu . El segundo más mortífero 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, aproximadamente a las 01:20 UTC, un terremoto de magnitud 6,4 sacudió el sur de Taiwán. [17] El mapa de peligro sísmico para Taiwán por el USGS muestra 9/10 de la isla como la calificación más alta (más peligrosa). [18]
Costa afuera
Las características en alta mar incluyen la pendiente de Kaoping que se extiende frente a la costa suroeste de Taiwán hasta el Mar de China Meridional. Este va emergiendo del mar con el tiempo para ampliar la isla. [3]
La cordillera Hengchun se extiende al sur de la península de Hengchun (恆春 半島), y es la parte submarina de la Cordillera Central. El Canal Longitudinal Sur es la extensión submarina sur del Valle Longitudinal . La cordillera Huatang se extiende hacia el sur frente a la costa desde la ciudad de Taitung . El abrevadero 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, atraviesa el arco entre las dos islas que unen el abrevadero de Taitung con la cuenca de Huatung. [19] El cañón atraviesa la cuenca de Huatung y se dobla hacia el norte y llega a la fosa de Ryukyu . [20] Un terremoto de magnitud 5,5 ocurrió a las 08:00 GMT del 20 de marzo de 2011, cerca del cañón [21] 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 cordillera Gagua, a unos 110 km de la costa. [3]
Los bancos de Taiwán son una parte poco profunda de la plataforma continental principal frente a China continental que se encuentra al sur y suroeste de las islas Penghu . [3] La cuenca de Taixinan (台 西南 盆地) se encuentra 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 el punto Dome al norte y Sanshokiaku (el punto más oriental de Taiwán) (24,6 ° a 25 ° N). [3]
Geofísica
Taiwán tiene una anomalía de gravedad Bouguer positiva muy fuerte en la Cordillera de la Costa, a 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 . [22] La gravedad baja se debe a un déficit de masa en el Estrecho de Taiwán, que es una cuenca de flexión . [11]
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 desde la Cordillera de la Costa hacia el sur. Estos son del orden de 200 nT. [23]
El espesor de la corteza es de alrededor de 30 km, con más de 2 km de engrosamiento debajo de la Cordillera Central y adelgazamiento frente a la costa este. Taiwán está en el borde de la plataforma continental, por lo que el grosor de la corteza es constante a través del Estrecho de Taiwán hasta el continente. [22]
El flujo de calor es mayor al oeste del Valle Longitudinal a velocidades superiores a 240 mWm −2 .
Hidrología
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, a 13 km al suroeste de Yilan . [24]
Los ríos de Taiwán transportan una gran cantidad de sedimentos al mar. El extremo sur del Valle Longitudonal descarga el río Peinan con 88.000.000 de toneladas de sedimento por año. Los ríos que fluyen hacia el este mueven 17, 15 31 y 22 megatones por año de sedimento. El Cho Shiu cambia 54 TM por año. Los ríos que corren hacia el sur desde la Cordillera Central mueven más de 100 TM de sedimento por año. [25]
Estudio
Cartografía
El primer mapa geológico de Taiwán fue realizado en 1898 por Y. Ishii titulado Un mapa de recursos geológicos y minerales de la isla de Taiwán . Estaba a una escala de 1: 800.000 y mostraba seis elementos en su leyenda. [26] Japón necesitaba petróleo y carbón para la guerra contra Rusia en 1904, por lo que el estudio comenzó en 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. [26] En 1926 se produjo un tercer mapa titulado: Mapa geológico de Taiwán que muestra la distribución de minerales por Y. Ichikawa y H. Takahashi. [26] Mostró 19 unidades de roca. [26] Un mapa coloreado de 1935 por Y. Ichikawa tenía una escala de 1: 500.000. [26] En 1953, el Servicio Geológico de Taiwán (台灣 地質 調查 所) publicó un mapa compilado por LS Chang a una escala de 1: 300 000. Un mapa de 1974 tenía dos escalas 1: 250.000 y 1: 500.000. [26] En 1986 se imprimió una segunda edición junto con notas. [26]
Referencias
- ^ "Geología de Taiwán - Universidad de Arizona" . Geo.arizona.edu . Consultado el 1 de agosto de 2010 .
- ^ Clift, Schouten y Draut (2003) en Intra-Oceanic Subduction Systems: Tectonic and Magmatic Processes , ISBN 1-86239-147-5 p84-86
- ^ a b c d e Megan Anderson (5 de marzo de 2001). "Introducción a las características geológicas" . Taiwán: una zona de subducción continental activa .
- ^ "Cinturones de Metamorphc" . Archivado desde el original el 15 de diciembre de 2010.
- ^ a b c d e f g h i j k l m n o Zhang Jinhai y He Lishi (2002). "Geología de la provincia de Taiwán". Geología de China . Editorial Geológica. ISBN 978-7-116-02268-3.Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- ^ "Introducción a la Cordillera Central Oriental" . Archivado desde el original el 24 de mayo de 2011.
- ^ a b c d e f "Ocurrencia del rango central oriental y litología de rocas metamórficas" . Archivado desde el original el 15 de diciembre de 2010.
- ^ "Edades radiométricas de la Cordillera Central Oriental" . Archivado desde el original el 15 de diciembre de 2010.
- ^ a b c Servicio Geológico Central MOEI. "Estratigrafía y Litología de la Cordillera de la Costa Oriental" . Archivado desde el original el 27 de septiembre de 2011.
- ^ "Terciario en las regiones petroleras de China" (PDF) .
- ^ a b c Ying-Wei Chou; Ho-Shing Yu (1 de enero de 2002). "Expresiones estructurales de extensión de flexión en el antedeep de colisión del arco-continente del oeste de Taiwán" . En Char-Shine Liu (ed.). Geología y geofísica de una colisión arco-continente, Taiwán . pag. 2. ISBN 9780813723587.
- ^ a b c d e "Geología de la península de Hungchun" . Archivado desde el original el 24 de julio de 2011.
- ^ Benjamin M. Page; Ching-Ying Lan (mayo de 1983). "La Melange de Kenting y su registro de eventos tectónicos" (PDF) . Memorias de la Sociedad Geológica de China (5): 227–248. Archivado desde el original (PDF) el 5 de marzo de 2016.
- ^ SONG Zhi-chen, HUANG Fei (febrero de 2004). "Palynofloras del Cretácico y Terciario en el área de Taiwán y su correlación con las de las regiones costeras vecinas de China continental". Revista de Oceanografía Tropical .Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- ^ "Entorno geográfico" . Geología de Taiwán . Servicio Geológico Central. Archivado desde el original el 24 de mayo de 2011.
- ^ "Copia archivada" . Archivado desde el original el 24 de julio de 2011 . Consultado el 21 de marzo de 2011 .CS1 maint: copia archivada como título ( enlace )
- ^ Theodorou, Christine; Lee, Andrew (3 de marzo de 2010). "Un terremoto de magnitud 6,4 golpea el sur de Taiwán" . CNN.com . Consultado el 4 de marzo de 2010 .
- ^ "Mapa de peligro sísmico de USGS de Asia oriental" . Seismo.ethz.ch . Archivado desde el original el 3 de marzo de 2000 . Consultado el 30 de mayo de 2011 .
- ^ Sibuet, Jean-Claude; Hsu, Shu-Kun; Normand, Alain (2005). "Importancia tectónica del Cañón Taitung, Cuenca Huatung, Este de Taiwán". Investigación geofísica marina . 25 (1–2): 95–107. Código Bibliográfico : 2004MarGR..25 ... 95S . doi : 10.1007 / s11001-005-0736-2 .
- ^ Philippe Schnurle; Char-Shine Liu; Serge E. Lallemand; Donald Reed (septiembre de 1998). "Controles estructurales en el cañón de Taitung en la cuenca de Huatung al este de Taiwán" (PDF) . TAO . 9 (3): 453–479. Archivado desde el original (PDF) el 30 de agosto de 2011.
- ^ "Copia archivada" . Archivado desde el original el 24 de marzo de 2011 . Consultado el 28 de agosto de 2017 .CS1 maint: copia archivada como título ( enlace )
- ^ a b Geología de China página 62
- ^ Geología de China página 66
- ^ Ventilador KC; et al. (30 de enero de 2006). "Evaluación de la recarga natural del embalse geotérmico de Chingshui en Taiwán" (PDF) .
- ^ "Inicio - Springer" . Springerimages.com . Consultado el 4 de noviembre de 2018 .
- ^ a b c d e f g "Mapas geológicos anteriores de Taiwán" . Archivado desde el original el 24 de mayo de 2011.
enlaces externos
- Chao-Hsia Chen; Hsin-Chang HoKai-Shuan Shei; et al. (2000). "Mapa geológico de Taiwán" . Servicio Geológico Central, Ministerio de Economía. Archivado desde el original el 15 de agosto de 2011 . Consultado el 29 de marzo de 2011 .