Holoceno

Um conjunto de dados composto por 110 taxas de espalhamento, 78 azimutes de falhas transformantes e 142 vetores de deslizamento de terremotos foi invertido para produzir um novo modelo de movimento instantâneo de placas, designado Movimento Relativo 2 (RM2). O modelo representa uma melhoria considerável em relação à nossa estimativa anterior, RM1 [Minster et al., 1974]. O intervalo médio de média para os dados de taxa de espalhamento foi reduzido para menos de 3 m.y. Uma comparação detalhada do RM2 com vetores de velocidade angular que melhor se ajustam aos dados ao longo de limites individuais de placas indica que o RM2 desempenha-se próximo ao ótimo na maioria das regiões, com várias exceções notáveis. O modelo ajusta-se sistematicamente mal aos dados ao longo dos limites de placas Índia‐Antártida e Pacífico‐Índia. Hipotetizamos que essas discrepâncias são manifestações de deformação interna dentro da placa Indiana; os dados são compatíveis com compressão noroeste‐sudeste através do Ninetyeast Ridge a uma taxa de cerca de 1 cm/ano. O RM2 também falha em satisfazer os azimutes de falhas transformantes orientados leste‐oeste observados na área do Estudo Submarino do Meio-Oceano Franco-Americano, o que é mostrado ser uma consequência de restrições de fechamento sobre o nó triplo dos Açores. O conjunto de dados requer movimento lento entre a América do Norte e a América do Sul, embora o vetor de velocidade angular que descreve esse movimento permaneça mal restrito. A existência de uma placa de Bering, postulada em nosso estudo anterior, não é necessária se aceitarmos a proposta de Engdahl e outros de que os dados de vetores de deslizamento de Aleutian são enviesados por efeitos de placa. Modelos de movimento absoluto são derivados de várias hipóteses cinemáticas e comparados com os dados de traços de hot spots mais jovens que 10 m.y. Embora alguns dos modelos sejam inconsistentes com a hipótese de Wilson‐Morgan, o poder geral de resolução dos dados de hot spots é pobre, e as direções de movimento absoluto para as várias placas de movimento mais lento não são útilmente restritas.

@article{doi101029jb083ib11p05331,
    author = "Minster, J. B. e Jordan, T. H.",
    title = "Movimentos de placas atuais",
    year = "1978",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Um conjunto de dados composto por 110 taxas de espalhamento, 78 azimutes de falhas transformantes e 142 vetores de deslizamento de terremotos foi invertido para produzir um novo modelo de movimento instantâneo de placas, designado Movimento Relativo 2 (RM2). O modelo representa uma melhoria considerável em relação à nossa estimativa anterior, RM1 [Minster et al., 1974]. O intervalo médio de média para os dados de taxa de espalhamento foi reduzido para menos de 3 m.y. Uma comparação detalhada do RM2 com vetores de velocidade angular que melhor se ajustam aos dados ao longo de limites individuais de placas indica que o RM2 desempenha-se próximo ao ótimo na maioria das regiões, com várias exceções notáveis. O modelo ajusta-se sistematicamente mal aos dados ao longo dos limites de placas Índia‐Antártida e Pacífico‐Índia. Hipotetizamos que essas discrepâncias são manifestações de deformação interna dentro da placa Indiana; os dados são compatíveis com compressão noroeste‐sudeste através do Ninetyeast Ridge a uma taxa de cerca de 1 cm/ano. O RM2 também falha em satisfazer os azimutes de falhas transformantes orientados leste‐oeste observados na área do Estudo Submarino do Meio-Oceano Franco-Americano, o que é mostrado ser uma consequência de restrições de fechamento sobre o nó triplo dos Açores. O conjunto de dados requer movimento lento entre a América do Norte e a América do Sul, embora o vetor de velocidade angular que descreve esse movimento permaneça mal restrito. A existência de uma placa de Bering, postulada em nosso estudo anterior, não é necessária se aceitarmos a proposta de Engdahl e outros de que os dados de vetores de deslizamento de Aleutian são enviesados por efeitos de placa. Modelos de movimento absoluto são derivados de várias hipóteses cinemáticas e comparados com os dados de traços de hot spots mais jovens que 10 m.y. Embora alguns dos modelos sejam inconsistentes com a hipótese de Wilson‐Morgan, o poder geral de resolução dos dados de hot spots é pobre, e as direções de movimento absoluto para as várias placas de movimento mais lento não são útilmente restritas.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb083ib11p05331",
    doi = "10.1029/jb083ib11p05331",
    openalex = "W2009930154",
    references = "doi1010160012821x78900511, doi101029jz072i008p02131, doi101038226243a0, doi101111j1365246x1971tb02190x, doi101111j1365246x1972tb02351x, doi101111j1365246x1974tb00613x, doi101111j1365246x1975tb00631x, doi101126science1894201419, doi101130001676061969801639totcam20co2, doi10113000167606197283619ssitna20co2, doi101130mem132p7, sykes1967mechanism"
}

Os sedimentos do Holoceno elevados em Kikai-jima, nas Ilhas Ryukyu Centrais, formam quatro terraços marinhos topograficamente bem definidos ao longo de toda a costa da ilha. Eles consistem principalmente em calcários recifais que repousam discordantemente sobre plataformas cortadas por ondas e outras superfícies erosivas de calcários do Pleistoceno (Calcário de Araki e Calcário de Ryukyu) ou de argilitos do Plioceno (Formação Somachi). O calcário varia litologicamente de calcários ligados coral-algais a calcários de grãos foraminíferos-algais, com outras fácies menores. Cerca de 30 datações de radiocarbono de corais indicam que, em cada terraço, os calcários topograficamente mais altos são, em geral, mais antigos do que os calcários mais baixos e mais voltados para o mar. As datações de corais dentro de um determinado terraço sugerem que uma acreção lateral voltada para o mar foi mais provável do que um padrão de crescimento vertical para os recifes. A datação radiométrica, a interpretação extensiva de fotografias aéreas e o perfilamento topográfico detalhado com o uso de um nível automático ao longo de vinte perfis perpendiculares à linha de costa estabeleceram a existência de quatro antigas linhas de costa entre 6.800 a.P. e 1.500 a.P. Todas as linhas de costa parecem representar um intervalo de relativo alto nível estável do mar. A linha de costa mais alta e mais antiga, confirmada pelo desenvolvimento local de entalhes, atinge pelo menos 13m acima do nível médio do mar atual. As altitudes atuais desta, bem como de outras linhas de costa abandonadas, são as seguintes: +9 a +13m para o Terraço I (6.000 a 6.800 a.P.), +5 a +7m para o Terraço II (3.500 a 5.200 a.P.), +2,5 a +5m para o Terraço III (3.000 a 3.500 a.P.) e +1,5 a +2m para o Terraço IV (1.500 a 2.500 a.P.), respectivamente. A elevação atual das quatro linhas de costa é atribuída ao levantamento local devido ao neotectonismo do arco insular, que tem uma taxa média de 1,5 a 2,0 mm/ano nos últimos 130.000 anos. A taxa constante de levantamento sugere que a elevação original das linhas de costa estava bastante próxima do nível do mar atual. Não foram encontradas evidências para sustentar a visão de que algum desses níveis altos estava apreciavelmente acima do nível do mar atual. A medição de isótopos de oxigênio de moluscos fósseis associados aos corais datados parece estar de acordo com essa afirmação. Se uma flutuação do nível do mar deve ser buscada, uma queda relativa na magnitude de 2 a 3m abaixo do nível do mar atual pode ser postulada duas vezes, uma em 5.500_??_6.000 a.P. e a outra em 1.500_??_2.500 a.P. Dois máximos de aumento do nível do mar também podem ser inferidos, um com +1 a +3m acima do nível do mar atual entre 6.000 a.P. e 7.000 a.P., e o outro de +1m entre 3.500 a.P. e 5.000 a.P. Em Kikai, a formação dos recifes foi iniciada durante o intervalo representado pelo terraço mais antigo (Terraço I), mas não foi tão ativa como em outros lugares do Pacífico naquela época, mesmo que o tempo tenha sido possivelmente o clímax da mudança do nível do mar e possa estar bem correlacionado com o do "Otimismo Climático". Em vez disso, o crescimento do recifes ao redor de Kikai foi o maior entre 5.000 a.P. e 3.500 a.P. Isso é mostrado pelo terraço mais jovem seguinte (Terraço II), que possui o maior e melhor preservado recifes frangentes intactos entre os sedimentos do Holoceno na ilha. Ambos dos dois terraços mais jovens (Terraços III e IV) podem indicar uma duração bastante breve do nível alto relativo quando o crescimento do recife era semelhante ao do dia de hoje.

@article{doi104157grj51109,
    author = "Ôta, Yôko and Machida, Hiroshi and Hori, Nobuyuki and Konishi, Kenji and Omura, Akio",
    title = "RECIFES DE CORAL ELEVADOS DO HOLOCENO DE KIKAI-JIMA (ARQUIPÉLAGO RYUKYU)",
    year = "1978",
    journal = "Geographical Review of Japan",
    abstract = {Os sedimentos elevados do Holoceno em Kikai-jima, no Arquipélago Central de Ryukyu, formam quatro terraços marinhos bem definidos topograficamente ao longo de toda a costa da ilha. Eles consistem principalmente em calcários recifais que repousam discordantemente sobre plataformas cortadas por ondas e outras superfícies erosivas de calcários do Pleistoceno (Calcário de Araki e Calcário de Ryukyu) ou argilitos do Plioceno (Formação Somachi). O calcário varia litologicamente de calcários ligados coral-algais a calcários de grãos foraminíferos-algais, com outras fácies menores. Cerca de 30 datações de carbono-14 de corais indicam que, em cada terraço, os calcários topograficamente mais altos são, em geral, mais antigos do que os calcários mais baixos e mais voltados para o mar. As datações de corais dentro de um determinado terraço sugerem que uma acreção lateral voltada para o mar foi mais provável do que um padrão de crescimento vertical para os recifes. A datação radiométrica, interpretação extensiva de fotografias aéreas e perfilagem topográfica detalhada com o uso de um nível automático ao longo de vinte perfis perpendiculares à linha de costa estabeleceram a existência de quatro antigas linhas de costa entre 6.800 a.C. e 1.500 a.C. Todas as linhas de costa parecem representar um intervalo de relativo alto nível estável do nível do mar. A linha de costa mais alta e mais antiga, confirmada no desenvolvimento local de entalhes, atinge pelo menos 13m acima do nível médio do mar atual. As altitudes atuais desta e de outras linhas de costa abandonadas são as seguintes: +9 a +13m para o Terraço I (6.000 a 6.800 a.C.), +5 a +7m para o Terraço II (3.500 a 5.200 a.C.), +2,5 a +5m para o Terraço III (3.000 a 3.500 a.C.) e +1,5 a +2m para o Terraço IV (1.500 a 2.500 a.C.), respectivamente. A elevação atual das quatro linhas de costa é atribuída a um levantamento local devido ao neotectonismo do arco insular, que tem uma taxa média de 1,5 a 2,0 mm/ano nos últimos 130.000 anos. A taxa constante de levantamento sugere que a elevação original das linhas de costa estava bastante próxima do nível do mar atual. Não foram encontrados evidências para sustentar a visão de que algum desses altos níveis estava apreciavelmente acima do nível do mar atual. A medição de isótopos de oxigênio de moluscos fósseis associados aos corais datados parece estar de acordo com esta afirmação. Se uma flutuação do nível do mar deve ser buscada, uma queda relativa na magnitude de 2 a 3m abaixo do nível do mar atual pode ser postulada duas vezes, uma em 5.500 a 6.000 a.C. e a outra em 1.500 a 2.500 a.C. Dois máximos de aumento do nível do mar também podem ser inferidos, um com +1 a +3m acima do nível do mar atual entre 6.000 a.C. e 7.000 a.C., e o outro de +1m entre 3.500 a.C. e 5.000 a.C. Em Kikai, a formação dos recifes foi iniciada durante o intervalo representado pelo terraço mais antigo (Terraço I), mas não foi tão ativa como em outros lugares do Pacífico naquela época, mesmo que o tempo tenha sido possivelmente o clímax da mudança do nível do mar e possa estar bem correlacionado com o do "Otimismo Climático". Em vez disso, o crescimento do recife ao redor de Kikai foi o maior entre 5.000 a.C. e 3.500 a.C. Isso é mostrado pelo terraço mais jovem seguinte (Terraço II), que tem o maior e melhor preservado recife fringing intacto entre os sedimentos do Holoceno na ilha. Ambos dos dois terraços mais jovens (Terraços III e IV) podem indicar uma duração relativamente breve do alto nível relativo quando o crescimento do recife era semelhante ao do dia de hoje.},
    url = "https://doi.org/10.4157/grj.51.109",
    doi = "10.4157/grj.51.109",
    openalex = "W2314234004",
    references = "doi1010160025322770900496"
}

A ilha de Taiwan é um subproduto de uma das poucas colisões ativas entre um continente, representado pela plataforma continental eurasiática, e um arco insular, representado pela extensão norte do arco de Luzão na placa do Mar das Filipinas. Para compreender melhor a evolução e a tectônica atual desta colisão, selecionamos 1260 terremotos bem registrados de um conjunto inicial de 50.000 localizados pela Rede Sismográfica Telemediada de Taiwan para a determinação das estruturas de velocidade de ondas P e S em uma e três dimensões abaixo da ilha. Os resultados para ambas as estruturas e relocalizações de terremotos revelam que a ilha é dividida tectonicamente em três zonas distintas. A leste, a placa oceânica das Filipinas está sendo subduzida sob a placa eurasiática a leste de uma fronteira norte-sul bem definida tanto pela atividade sísmica quanto por uma região de alta velocidade. Ao sul, a placa continental eurasiática está sendo subduzida sob a placa do Mar das Filipinas ao sul de uma fronteira leste-oeste em aproximadamente 23°N, que é nitidamente definida tanto pela sismicidade subcrustal quanto por uma zona de velocidades relativamente baixas. A inclinação do continente subduzido é rasa até atingir o arco insular de Luzão, 50 km a leste da ilha principal. A estrutura sob a parte principal da ilha ao norte de 23°N revela uma zona de baixa velocidade com inclinação rasa no oeste acima de 25 km de profundidade, que se estreita e aprofunda abaixo dessa profundidade até pelo menos 50 km abaixo da cordilheira central. A inclinação desta região de baixa velocidade é delimitada por uma zona estreita de sismicidade que se estende até profundidades de 100 km. Esta zona sísmica situa-se em uma " sela " de velocidade e marca um deslocamento aparente na região de baixa velocidade central em 24°N. Evidências para a subducção do continente eurasiático sob Taiwan, portanto, existem em toda parte abaixo da ilha, e as regiões de baixa velocidade no manto sustentam, mas não exigem, a subducção de cerca de 6–16 km de crosta continental inferior até profundidades de pelo menos 50 km. A mudança distinta tanto na estrutura de velocidade quanto na atividade sísmica em 23°N e o deslocamento das regiões de baixa velocidade em 24°N argumentam a favor de mudanças abruptas na natureza da subducção através dessas latitudes. Essas mudanças podem ser causadas por uma interação do arco insular de Luzão com a plataforma continental subduzida que imita uma interação similar evidente na superfície. Finalmente, a estrutura de velocidade da placa do Mar das Filipinas subduzida sugere que os terremotos abaixo de 70 km de profundidade não estão ocorrendo dentro das regiões de maior velocidade da placa, mas provavelmente estão localizados perto da borda superior da placa. Também há evidências a partir da localização de terremotos e estrutura de velocidade que sugerem que a placa subduzida é segmentada e que a subducção está atualmente ocorrendo tão ao sul quanto 22°N.

@article{doi101029jb092ib10p10547,
    author = "Roecker, S. W. and Yeh, Y.‐H. and Tsai, Y.-B.",
    title = "Estruturas de velocidade de ondas P e S tridimensionais abaixo de Taiwan: Estrutura profunda abaixo de uma colisão arco-continente",
    year = "1987",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "A ilha de Taiwan é um subproduto de uma das poucas colisões ativas entre um continente, representado pela plataforma continental eurasiática, e um arco insular, representado pela extensão norte do arco de Luzão na placa do Mar das Filipinas. Para compreender melhor a evolução e a tectônica atual desta colisão, selecionamos 1260 terremotos bem registrados de um conjunto inicial de 50.000 localizados pela Rede Sismográfica Telemediada de Taiwan para a determinação das estruturas de velocidade de ondas P e S unidimensionais e tridimensionais abaixo da ilha. Os resultados para ambas as estruturas e relocalizações de terremotos revelam que a ilha é dividida tectonicamente em três zonas distintas. A leste, a placa oceânica das Filipinas está sendo subduzida sob a placa eurasiática a leste de uma fronteira norte-sul bem definida tanto pela atividade sísmica quanto por uma região de alta velocidade. Ao sul, a placa continental eurasiática está sendo subduzida sob a placa do Mar das Filipinas ao sul de uma fronteira leste-oeste em aproximadamente 23°N, que é claramente definida tanto pela sismicidade subcrustal quanto por uma zona de velocidades relativamente baixas. A inclinação do continente subduzido é rasa até atingir o arco insular de Luzão, 50 km a leste da ilha principal. A estrutura sob a parte principal da ilha ao norte de 23°N revela uma zona de baixa velocidade com inclinação rasa no oeste acima de 25 km de profundidade, que se estreita e aprofunda abaixo dessa profundidade até pelo menos 50 km abaixo da cordilheira central. A inclinação desta região de baixa velocidade é delimitada por uma zona estreita de sismicidade que se estende até profundidades de 100 km. Esta zona sísmica situa-se em uma "sela" de velocidade e marca um deslocamento aparente na região de baixa velocidade central em 24°N. Evidências para a subducção do continente eurasiático abaixo de Taiwan, portanto, existem em toda parte abaixo da ilha, e as regiões de baixa velocidade no manto sustentam, mas não exigem, a subducção de cerca de 6–16 km de crosta continental inferior até profundidades de pelo menos 50 km. A mudança distinta tanto na estrutura de velocidade quanto na atividade sísmica em 23°N e o deslocamento das regiões de baixa velocidade em 24°N argumentam a favor de mudanças abruptas na natureza da subducção através dessas latitudes. Essas mudanças podem ser causadas por uma interação do arco insular de Luzão com a plataforma continental subduzida que imita uma interação similar evidente na superfície. Finalmente, a estrutura de velocidade da placa do Mar das Filipinas subduzida sugere que os terremotos abaixo de 70 km de profundidade não estão ocorrendo dentro das regiões de maior velocidade da placa, mas provavelmente estão localizados perto da borda superior da placa. Também há evidências a partir da localização de terremotos e estrutura de velocidade que sugerem que a placa subduzida é segmentada e que a subducção está atualmente ocorrendo tão ao sul quanto 22°N.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb092ib10p10547",
    doi = "10.1029/jb092ib10p10547",
    openalex = "W1963597238",
    references = "doi1010160040195177901688, doi1010160040195186900053, doi101029jb081i023p04381, doi101029jb085ib03p01365, doi101029jb085ib09p04801, doi101029jb087ib02p00945, doi101029jb088ib10p08226, doi101029rg013i001p00057, doi101306c1ea526016c911d78645000102c1865d, openalexw2482783126"
}

@misc{wang1990holocene1,
    author = "Wang, C.-H. e Burnett, W. C",
    title = "Taxas médias de elevação do Holoceno através de uma fronteira ativa de colisão de placas em Taiwan",
    year = "1990",
    howpublished = "Science, v. 248, p. 204-206",
    note = "talkorigins\_source = {true}; raw\_reference = {Wang, C.-H., e Burnett, W. C., 1990, Taxas médias de elevação do Holoceno através de uma fronteira ativa de colisão de placas em Taiwan: Science, v. 248, p. 204-206.}"
}

Estudamos as geometrias e taxas de falhamento inverso e dobramento tardio do Cenozoico ao longo do pé de montanha setentrional da cadeia montanhosa do Tien Shan, a oeste de Urumqi, onde ocorreu o terremoto de magnitude M = 8,3 de Manas em 23 de dezembro de 1906. A cadeia setentrional do Tien Shan, que se eleva acima de 5000 m, empurra uma fossa flexural preenchida com até 11.000 m de sedimentos, sobre a base do Dzungaria. Nossos trabalhos de campo revelam que a falha ativa atinge a superfície a 30 km ao norte da frente da cadeia, dentro de uma zona de 200 km de comprimento de anticlinais do Neógeno-Quaternário. As escarpas de falha são mais claras através de terraços inseridos em vales estreitos cortados pelos anticlinais por grandes rios que descem da cadeia. Em todos os vales, as escarpas deslocam verticalmente a superfície do terraço mais alto pela mesma quantidade (10,2±0,7 m). Inferindo uma idade do Holoceno inicial (10±2 kyr) para este terraço, que é contínuo com os maiores leques recentes do pé de montanha, obtemos uma taxa de elevação vertical de 1,0±0,3 mm/ano na falha ativa principal na superfície. Uma análise morfológica quantitativa da degradação das bordas dos terraços deslocadas pela falha corrobora tal taxa e fornece uma difusividade de massa de 5,5±2,5 m²/kyr. Uma escarpa de superfície bastante fresca, com 0,8±0,15 m de altura, que é improvável que resulte de terremotos superficiais com 6 < M < 7 nos últimos 230 anos, é visível nas extremidades da zona de dobra principal. Associamos esta escarpa ao terremoto de Manas de 1906 e inferimos que uma estrutura composta por uma rampa profunda da base sob a cadeia, planícies suavemente inclinadas no foreland e rampas superficiais responsáveis pela formação dos anticlinais ativos de propagação de falha poderia ter sido ativada por aquele terremoto. Se for assim, o período de retorno de um evento do tipo 1906 seria de 850 ±380 anos. O pequeno tamanho da escarpa para um terremoto de tal magnitude sugere que uma fração grande do deslizamento em profundidade (≈⅔) é absorvida por dobramento incremental próximo à superfície. Terremotos comparáveis podem ativar descontinuidades planas e anticlinais de rampa a uma distância da frente de outras cadeias do Quaternário em ascensão, como as montanhas San Gabriel na Califórnia ou os maciços Mont Blanc-Aar nos Alpes. Estimamos que o encurtamento finito do Cenozoico dos sedimentos dobrados do Dzungaria seja da ordem de 30 km e que a taxa de encurtamento do Cenozoico tenha sido de 3 ± 1,5 mm/ano. Assumindo encurtamento comparável ao longo do pé de montanha do Tarim e falhamento inverso ativo adicional menor dentro da cadeia montanhosa, inferimos que a taxa de encurtamento através do Tien Shan seja de pelo menos 6 ± 3 mm/ano na longitude de Manas (≈85,5°E). Um encurtamento total de 125±30 km é estimado a partir do espessamento crustal, assumindo equilíbrio isostático local de Airy. Sob a mesma suposição, seções N-S seriadas implicam que o encurtamento do Cenozoico através da faixa aumenta para o oeste até 203±50 km na longitude de Kashgar (≈ 76 °E), como refletido pelo aumento para o oeste da largura da faixa. Este gradiente de deformação implica uma rotação horária do Tarim em relação ao Dzungaria e ao Cazaquistão de 7±2,5° em torno de um polo localizado perto da extremidade leste do Tien Shan, a oeste de Hami (≈96°E, 43,5°N), comparável àquela revelada pelo paleomagnetismo entre o Tarim e o Dzungaria (8,6° ± 8,7°). Uma taxa de encurtamento de 6 mm/ano na longitude de Manas implicaria uma taxa de rotação de 0,45°/m.y. e seria consistente com uma taxa de encurtamento de 12 mm/ano ao norte de Kashgar. Tomando tais valores como representativos das taxas do Cenozoico Tardio, colocaria o início da reativação do Tien Shan pela colisão Índia-Ásia no Mioceno inicial ao médio (16 +22/−9 m.y.), em conformidade com a existência de depósitos particularmente espessos do Neógeno tardio e Quaternário. Tal reativação teria, portanto, começado muito depois da colisão, aproximadamente no momento das grandes mudanças do Mioceno médio nos regimes tectônicos, taxas de denudação e sedimentação observadas no sudeste da Ásia, nos Himalaias e no Golfo da Bengala, e da mudança rápida correlata na razão isotópica de Sr da água do mar (20 para 15 Ma). Como essas outras mudanças, a elevação do Tien Shan pode ser uma consequência distante do fim da fuga da Indochina.

@article{doi10102992jb01963,
    author = "Avouac, Jean‐Philippe e Tapponnier, P. e Bai, Meixiang e You, Hongzi e Wang, G.",
    title = "Empurramento ativo e dobramento ao longo do norte do Tien Shan e rotação do Cenozóico Tardio do Tarim em relação à Dzungaria e ao Cazaquistão",
    year = "1993",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Estudamos as geometrias e taxas de falhamento por empurramento e dobramento do Cenozóico Tardio ao longo do pé de montanha setentrional da cadeia montanhosa do Tien Shan, a oeste de Urumqi, onde ocorreu o terremoto de magnitude M = 8,3 de Manas em 23 de dezembro de 1906. A faixa setentrional do Tien Shan, que se eleva acima de 5000 m, empurra um foredeep flexural, preenchido com até 11.000 m de sedimentos, do basement da Dzungaria. Nosso trabalho de campo revela que o empurramento ativo atinge a superfície a 30 km ao norte da frente da faixa, dentro de uma zona de 200 km de comprimento de anticlinais do Neógeno-Quaternário. As escarpas de falha são mais claras através de terraços inseridos em vales estreitos cortados pelos anticlinais por grandes rios que descem da faixa. Em todos os vales, as escarpas deslocam verticalmente a superfície do terraço mais alto pela mesma quantidade (10,2±0,7 m). Inferindo uma idade do Holoceno inicial (10±2 kyr) para este terraço, que é contínuo com os maiores leques recentes do pé de montanha, obtemos uma taxa de lançamento vertical de 1,0±0,3 mm/ano no empurramento ativo principal na superfície. Uma análise morfológica quantitativa da degradação das bordas dos terraços deslocadas pelo empurramento corrobora tal taxa e fornece uma difusividade de massa de 5,5±2,5 m²/kyr. Uma escarpa de superfície bastante fresca, com 0,8±0,15 m de altura, que é improvável que resulte de terremotos superficiais com 6 < M < 7 nos últimos 230 anos, é visível nas extremidades da zona de dobramento principal. Associamos esta escarpa ao terremoto de Manas de 1906 e inferimos que uma estrutura composta por uma rampa profunda do basement sob a faixa, planícies suavemente inclinadas no foreland e rampas superficiais responsáveis pela formação dos anticlinais ativos de propagação de falha poderia ter sido ativada por esse terremoto. Se for assim, o período de retorno de um evento do tipo 1906 seria de 850 ±380 anos. O pequeno tamanho da escarpa para um terremoto dessa magnitude sugere que uma fração grande do deslizamento em profundidade (≈⅔) é absorvida por dobramento incremental próximo à superfície. Terremotos comparáveis podem ativar descolamentos planos e anticlinais de rampa a uma distância da frente de outras faixas do Quaternário em ascensão, como as montanhas San Gabriel na Califórnia ou os maciços Mont Blanc-Aar nos Alpes. Estimamos que o encurtamento finito do Cenozóico dos sedimentos dobrados da Dzungaria seja da ordem de 30 km e que a taxa de encurtamento do Cenozóico tenha sido de 3 ± 1,5 mm/ano. Assumindo encurtamento comparável ao longo do pé de montanha do Tarim e empurramento ativo adicional menor dentro da cadeia montanhosa, inferimos que a taxa de encurtamento através do Tien Shan seja de pelo menos 6 ± 3 mm/ano na longitude de Manas (≈85,5°E). Um encurtamento total de 125±30 km é estimado a partir do espessamento crustal, assumindo equilíbrio isostático local de Airy. Sob a mesma suposição, seções N-S em série implicam que o encurtamento do Cenozóico através da faixa aumenta para oeste até 203±50 km na longitude de Kashgar (≈ 76 °E), como refletido pelo aumento para oeste da largura da faixa. Este gradiente de deformação implica uma rotação horária do Tarim em relação à Dzungaria e ao Cazaquistão de 7±2,5° em torno de um polo localizado perto da extremidade oriental do Tien Shan, a oeste de Hami (≈96°E, 43,5°N), comparável àquela revelada pelo paleomagnetismo entre o Tarim e a Dzungaria (8,6° ± 8,7°). Uma taxa de encurtamento de 6 mm/ano na longitude de Manas implicaria uma taxa de rotação de 0,45°/m.y. e seria consistente com uma taxa de encurtamento de 12 mm/ano ao norte de Kashgar. Tomando tais valores como representativos das taxas do Cenozóico Tardio, colocaria o início da reativação do Tien Shan pela colisão Índia-Ásia no Mioceno inicial a médio (16 +22/−9 m.y.), em conformidade com a existência de depósitos particularmente espessos do Neógeno Tardio e Quaternário. Tal reativação teria, portanto, começado muito depois da colisão, aproximadamente no momento das grandes mudanças do Mioceno médio nos regimes tectônicos, taxas de denudação e sedimentação observadas no sudeste da Ásia, nos Himalaias e no Golfo da Bengala, e da mudança rápida correlata na razão isotópica de Sr da água do mar (20 para 15 Ma). Como essas outras mudanças, a elevação do Tien Shan pode ser uma consequência distante do fim da fuga da Indochina.",
    url = "https://doi.org/10.1029/92jb01963",
    doi = "10.1029/92jb01963",
    openalex = "W1972705099",
    references = "doi10102992jb02280, doi101029jb082i020p02981, doi101029jb089ib07p05681, doi101038342637a0, doi101038345405a0, doi101111j1365246x1990tb06579x, doi101126science1894201419, doi10113000917613198210611petian20co2, doi101144gslsp19860190107, doi102475ajs2837684"
}

Apresenta-se um conjunto global de fronteiras de placas atuais na Terra em formato digital. A maioria provém de fontes na literatura. Algumas fronteiras são interpretadas recentemente a partir de topografia, vulcanismo e/ou sismicidade, levando em conta as velocidades relativas das placas a partir de anomalias magnéticas, soluções de tensores de momento e/ou geodesia. Além das 14 grandes placas cujo movimento foi descrito pelos polos NUVEL‐1A (África, Antártida, Arábia, Austrália, Caribe, Cocos, Eurásia, Índia, Juan de Fuca, Nazca, América do Norte, Pacífico, Mar das Filipinas, América do Sul), o modelo PB2002 inclui 38 pequenas placas (Ochotsk, Amur, Yangtzé, Okinawa, Sunda, Birmânia, Mar das Molucas, Mar de Banda, Timor, Cabeça de Pássaro, Maoke, Caroline, Mariana, Bismarck do Norte, Manus, Bismarck do Sul, Mar de Solomon, Woodlark, Nova Hébrides, Atol Conway, Atol Balmoral, Futuna, Niuafo'ou, Tonga, Kermadec, Rivera, Galápagos, Páscoa, Juan Fernández, Panamá, Andes do Norte, Altiplano, Shetland, Scotia, Sandwich, Mar Egeu, Anatólia, Somália), totalizando 52 placas. Não se faz tentativa de dividir a cadeia montanhosa Alpes‐Persia‐Tibete, as Ilhas Filipinas, os Andes peruanos, as Sierras Pampeanas ou a zona de transtensão dextra da Califórnia‐Nevada em placas; em vez disso, são designadas como "orógenos" nos quais este modelo de placa não se espera que seja preciso. A distribuição cumulativa de número/área para este modelo segue uma lei de potência para placas com áreas entre 0,002 e 1 esterradiano. O afastamento desta escala no extremo de placas pequenas sugere que trabalhos futuros definirão com muita probabilidade mais placas muito pequenas dentro dos orógenos. O modelo é apresentado em quatro arquivos digitais: um conjunto de segmentos de fronteiras de placas; um conjunto de contornos de placas; um conjunto de contornos dos orógenos; e uma tabela de características de cada etapa de digitalização ao longo das fronteiras de placas, incluindo o vetor de velocidade relativa estimado e classificação em um dos 7 tipos (zona de convergência continental, falha transformante continental, rifte continental, dorsal de expansão oceânica, falha transformante oceânica, fronteira convergente oceânica, zona de subducção). Comprimento total, velocidade média e taxa total de produção/destruição de área são computados para cada classe; a taxa global de produção e destruição de área é 0,108 m²/s, que é maior do que em modelos anteriores devido à incorporação da expansão de arco posterior.

@article{doi1010292001gc000252,
    author = "Bird, Peter",
    title = "An updated digital model of plate boundaries",
    year = "2003",
    journal = "Geochemistry Geophysics Geosystems",
    abstract = "Apresenta-se um conjunto global de fronteiras de placas atuais na Terra em formato digital. A maioria provém de fontes na literatura. Algumas fronteiras são interpretadas recentemente a partir de topografia, vulcanismo e/ou sismicidade, levando em conta as velocidades relativas das placas a partir de anomalias magnéticas, soluções de tensores de momento e/ou geodesia. Além das 14 grandes placas cujo movimento foi descrito pelos polos NUVEL‐1A (África, Antártida, Arábia, Austrália, Caribe, Cocos, Eurásia, Índia, Juan de Fuca, Nazca, América do Norte, Pacífico, Mar das Filipinas, América do Sul), o modelo PB2002 inclui 38 pequenas placas (Ochotsk, Amur, Yangtzé, Okinawa, Sunda, Birmânia, Mar das Molucas, Mar de Banda, Timor, Cabeça de Pássaro, Maoke, Caroline, Mariana, Bismarck do Norte, Manus, Bismarck do Sul, Mar de Solomon, Woodlark, Nova Hébrides, Atol Conway, Atol Balmoral, Futuna, Niuafo'ou, Tonga, Kermadec, Rivera, Galápagos, Páscoa, Juan Fernández, Panamá, Andes do Norte, Altiplano, Shetland, Scotia, Sandwich, Mar Egeu, Anatólia, Somália), totalizando 52 placas. Não se faz tentativa de dividir a cadeia montanhosa Alpes‐Persia‐Tibete, as Ilhas Filipinas, os Andes peruanos, as Sierras Pampeanas ou a zona de transtensão dextra da Califórnia‐Nevada em placas; em vez disso, são designadas como "orógenos" nos quais este modelo de placa não se espera que seja preciso. A distribuição cumulativa de número/área para este modelo segue uma lei de potência para placas com áreas entre 0,002 e 1 esterradiano. O afastamento desta escala no extremo de placas pequenas sugere que trabalhos futuros definirão com muita probabilidade mais placas muito pequenas dentro dos orógenos. O modelo é apresentado em quatro arquivos digitais: um conjunto de segmentos de fronteiras de placas; um conjunto de contornos de placas; um conjunto de contornos dos orógenos; e uma tabela de características de cada etapa de digitalização ao longo das fronteiras de placas, incluindo o vetor de velocidade relativa estimado e classificação em um dos 7 tipos (zona de convergência continental, falha transformante continental, rifte continental, dorsal de expansão oceânica, falha transformante oceânica, fronteira convergente oceânica, zona de subducção). Comprimento total, velocidade média e taxa total de produção/destruição de área são computados para cada classe; a taxa global de produção e destruição de área é 0,108 m²/s, que é maior do que em modelos anteriores devido à incorporação da expansão de arco posterior.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2001gc000252",
    doi = "10.1029/2001gc000252",
    openalex = "W1676343945",
    references = "doi1010291999jb900351, doi10102991gl01532, doi10102992jb00132, doi10102993gl00128, doi10102993jb00782, doi10102994gl02118, doi10102995jb00317, doi10102996jb03736, doi10102998tc02698, doi101029jb073i006p01959, doi101029jb077i023p04432, doi101029jb083ib11p05331, doi101029jb093ib12p15085, doi101029jb094ib06p07293, doi101111j1365246x1972tb02351x, doi101111j1365246x1990tb06579x"
}

Os controles geodinâmicos sobre a cinemática do Plioceno Tardio–Holoceno do Hellenic forearc são avaliados usando o preenchimento do bacia fan–deltaica da bacia do Messaras no forearc sul–central do Creta. Falhas sinistrais de 070° anteriormente não reconhecidas desenvolveram-se em transtensão dominada por wrench com razões de deslizamento lateral:deslizamento normal de 10:1 a 100:1. Dobras coevas desenvolveram-se em proximidade das falhas sinistrais de 070° durante a deposição da Formação Galini, tornando-as candidatas a terem desenvolvido-se em transtensão, e novos dados cronestratigráficos e 87 Sr/ 86 Sr restringem a idade da transtensão sinistral inicial e do dobramento associado a c. 3,4 Ma. A atividade das falhas sinistrais continuou até o Holoceno Tardio com base nas idades das unidades deslocadas, com implicações para os perigos sísmicos no Creta central. Os conjuntos estruturais do Messaras são sintomáticos do Hellenic forearc em escala regional, com bacias do Plio-Pleistoceno tanto offshore quanto onshore no Creta controladas por falhas de 070° dominadas sinistralmente e sobrepassos extensionais secundários de 020°. Embora os vetores de convergência de placas pós-Mioceno tenham se tornado cada vez mais oblíquos, a deformação em transtensão, não em transpressão, impulsionou a cinemática do Hellenic forearc. A colisão incipiente com um promontório africano bloqueou a expansão externa adicional da fronteira da placa do Egeu ao longo do Creta ocidental, mas induziu os slivers do forearc a serem deslocados para nordeste e cisalhados sinistralmente da borda livre em expansão do Aegea enquanto o forearc Cretan–Rhodes era simultaneamente esticado. Tal regime cinemático provavelmente operou desde c. 3,4 Ma quando o sistema dominado por wrench de 070° do Messaras tornou-se ativo e representa escape tectônico durante a colisão continental incipiente.

@article{tenveen2003incipient,
    author = "ten Veen, Johan H. e Kleinspehn, Karen L.",
    title = "Colisão continental incipiente e curvatura da fronteira de placas: transtensão Hellenic forearc do Plioceno Tardio–Holoceno, Creta, Grécia",
    year = "2003",
    journal = "Journal of the Geological Society",
    abstract = "Os controles geodinâmicos sobre a cinemática do Plioceno Tardio–Holoceno do Hellenic forearc são avaliados usando o preenchimento do bacia fan–deltaica da bacia do Messaras no forearc sul–central do Creta. Falhas sinistrais de 070° anteriormente não reconhecidas desenvolveram-se em transtensão dominada por wrench com razões de deslizamento lateral:deslizamento normal de 10:1 a 100:1. Dobras coevas desenvolveram-se em proximidade das falhas sinistrais de 070° durante a deposição da Formação Galini, tornando-as candidatas a terem desenvolvido-se em transtensão, e novos dados cronestratigráficos e 87 Sr/ 86 Sr restringem a idade da transtensão sinistral inicial e do dobramento associado a c. 3,4 Ma. A atividade das falhas sinistrais continuou até o Holoceno Tardio com base nas idades das unidades deslocadas, com implicações para os perigos sísmicos no Creta central. Os conjuntos estruturais do Messaras são sintomáticos do Hellenic forearc em escala regional, com bacias do Plio-Pleistoceno tanto offshore quanto onshore no Creta controladas por falhas de 070° dominadas sinistralmente e sobrepassos extensionais secundários de 020°. Embora os vetores de convergência de placas pós-Mioceno tenham se tornado cada vez mais oblíquos, a deformação em transtensão, não em transpressão, impulsionou a cinemática do Hellenic forearc. A colisão incipiente com um promontório africano bloqueou a expansão externa adicional da fronteira da placa do Egeu ao longo do Creta ocidental, mas induziu os slivers do forearc a serem deslocados para nordeste e cisalhados sinistralmente da borda livre em expansão do Aegea enquanto o forearc Cretan–Rhodes era simultaneamente esticado. Tal regime cinemático provavelmente operou desde c. 3,4 Ma quando o sistema dominado por wrench de 070° do Messaras tornou-se ativo e representa escape tectônico durante a colisão continental incipiente.",
    url = "https://doi.org/10.1144/0016-764902-067",
    doi = "10.1144/0016-764902-067",
    number = "2",
    openalex = "W2148804897",
    pages = "161-181",
    volume = "160",
    references = "doi101016001670379290334f, doi1010160016703793904512, doi1010160040195179901318, doi101016019181419090093e, doi1010291999jb900351, doi10102996pa01125, doi101111j1365246x1991tb03906x, doi1011300016760619881001666ssf23co2, doi102110pec88010071, doi102110pec95040129"
}

Modelos 3-D de VP e VS para a crosta e o manto superior na área de Taiwan foram determinados utilizando dados sísmicos de alta resolução selecionados de uma rede sísmica em toda a ilha e dois arrays sísmicos locais. As variações estruturais laterais na crosta superior, também evidentes na geologia de superfície, são responsáveis pelos grandes resíduos de tempo de viagem ou correções de estação observados. Informações prévias de velocidade rasa inferidas a partir de resíduos de tempo de viagem e correções de estação de determinação hipocentral conjunta (JHD) para a crosta mais superficial são essenciais para facilitar uma inversão tomográfica confiável. Um método de diferenças finitas, que é eficiente e preciso para uma estrutura de velocidade altamente heterogênea, é aplicado para calcular os tempos de viagem de ondas P e S da fonte até as estações receptoras. Todos os terremotos no catálogo do Centro Meteorológico de Taiwan são então relocalizados utilizando os modelos resultantes de VP e VS 3-D. A profundidade do Moho varia significativamente, especialmente na direção leste-oeste. Na Planície Costeira Ocidental e nas Colinas Ocidentais, a profundidade do Moho é de cerca de 35 km, aprofundando-se gradualmente para leste, atingindo uma profundidade máxima de ∼55 km sob a Cordilheira Central Oriental, tornando-se rapidamente mais rasa sob o Vale Longitudinal e a Cordilheira Costeira, e fundindo-se com a fina Placa do Mar das Filipinas no mar, a leste de Taiwan. No centro de Taiwan, a Cordilheira Central é delimitada a leste e oeste por duas falhas ativas com mergulho acentuado para oeste, desde a crosta superior até uma profundidade de cerca de 30 km. Portanto, a Cordilheira Central elevada e espessada serve como contrapeso para as placas convergentes da Eurásia e do Mar das Filipinas. A crosta sob a Cordilheira Central é caracterizada por uma crosta superior rígida, de alta velocidade e sismicamente ativa (<15 km) e uma crosta média a inferior dúctil, de baixa velocidade e assísmica (abaixo de 15 km), provavelmente devido à alta atividade geotérmica resultante do excesso de calor fornecido pelo manto superior quente sob a crosta oceânica fina a leste, pelo manto superior mais quente sob a crosta continental espessada e pelo aquecimento por cisalhamento durante a colisão ativa. A zona de colisão no leste de Taiwan é caracterizada por uma zona sísmica ativa e com mergulho acentuado para leste ao longo de uma região de baixa VP e alta razão VP/VS próxima à região de Taitung no sudeste de Taiwan. Ela transforma-se em uma zona sísmica ativa com mergulho acentuado para oeste ao longo de uma zona de transição entre a crosta oceânica de alta VP e VS e a crosta continental de baixa VP e VS próxima à região de Hualien no centro-leste de Taiwan. Não há sismicidade aparente dentro de muitas bacias sedimentares imageadas a partir da inversão tomográfica. No entanto, algumas bacias são delimitadas de um lado por uma falha ativa ou são caracterizadas por falhas cegas subjacentes. A geometria da zona de subducção no nordeste de Taiwan pode ser claramente imageada a partir das localizações de terremotos relocalizados. Atrás da subducção, uma região de baixa VP e alta razão VP/VS a profundidades de 5 a 10 km pode ser identificada sob o grupo vulcânico Tatun-Chilung, indicando um reservatório potencial de magma. Duas zonas sísmicas lineares com mergulho acentuado na região vulcânica podem marcar os caminhos de escape ascendente dos materiais magmáticos na região.

@article{doi101111j1365246x200502657x,
    author = "Kim, Kwang‐Hee and Chiu, Jer‐Ming and Pujol, José and Chen, Kou-Cheng and Huang, Bor‐Shouh and Yeh, Yih‐Hsiung and Shen, Peng",
    title = "Modelos estruturais tridimensionais de V P e V S associados à subducção ativa e tectônica de colisão na região de Taiwan",
    year = "2005",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "Modelos 3-D de VP e VS para a crosta e manto superior abaixo da área de Taiwan foram determinados usando dados sísmicos de alta resolução selecionados de uma rede sísmica em toda a ilha e dois arrays sísmicos locais. Variações estruturais laterais na crosta superior, também evidentes na geologia de superfície, são responsáveis pelos grandes resíduos de tempo de viagem ou correções de estação observados. Informações prévias de velocidade rasa inferidas a partir de resíduos de tempo de viagem e correções de estação de determinação hipocentral conjunta (JHD) para a crosta mais superficial são essenciais para facilitar uma inversão tomográfica confiável. Um método de diferenças finitas, que é eficiente e preciso para uma estrutura de velocidade altamente heterogênea, é aplicado para calcular os tempos de viagem de ondas P e S da fonte até as estações receptoras. Todos os terremotos no catálogo do Centro Meteorológico de Taiwan são então relocalizados usando os modelos 3-D de VP e VS resultantes. A profundidade do Moho varia significativamente, especialmente na direção leste-oeste. Na Planície Costeira Ocidental e nas Colinas Ocidentais, a profundidade do Moho é de cerca de 35 km, que aumenta gradualmente para leste, atinge uma profundidade máxima de ∼55 km abaixo da Cordilheira Central Oriental, torna-se rapidamente mais rasa abaixo do Vale Longitudinal e da Cordilheira Costeira e se funde com a fina Placa do Mar das Filipinas fora do litoral de Taiwan Oriental. No centro de Taiwan, a Cordilheira Central é delimitada a leste e oeste por duas falhas ativas com mergulho acentuado para oeste, desde a crosta superior até uma profundidade de cerca de 30 km. Portanto, a Cordilheira Central levantada e espessada serve como contrapeso para as placas convergentes da Eurásia e do Mar das Filipinas. A crosta abaixo da Cordilheira Central é caracterizada por uma crosta superior rígida, de alta velocidade e sismicamente ativa (<15 km) e uma crosta média a inferior dúctil, de baixa velocidade e assísmica (abaixo de 15 km), provavelmente devido à alta atividade geotérmica do excesso de calor fornecido pelo manto superior quente abaixo da crosta oceânica fina a leste, do manto superior mais quente ao redor abaixo da crosta continental espessada e do aquecimento por cisalhamento durante a colisão ativa. A zona de colisão no leste de Taiwan é caracterizada por uma zona sísmica ativa e com mergulho acentuado para leste ao longo de uma região de baixa VP e alta razão VP/VS perto da região de Taitung no sudeste de Taiwan. Ela se transforma em uma zona sísmica ativa com mergulho acentuado para oeste ao longo de uma zona de transição entre a crosta oceânica de alta VP e VS e a crosta continental de baixa VP e VS perto da região de Hualien no centro-leste de Taiwan. Não há sismicidade aparente dentro de muitas bacias sedimentares imaginadas a partir da inversão tomográfica. No entanto, algumas bacias são delimitadas de um lado por uma falha ativa ou são caracterizadas por falhas cegas abaixo. A geometria da zona de subducção no nordeste de Taiwan pode ser claramente imaginada a partir das localizações de terremotos relocalizados. Atrás da subducção, uma região de baixa VP e alta razão VP/VS a profundidades de 5 a 10 km pode ser identificada abaixo do grupo vulcânico Tatun-Chilung, indicando um reservatório potencial de magma. Duas zonas sísmicas lineares com mergulho acentuado na região vulcânica podem marcar os caminhos de escape ascendente dos materiais magmáticos na região.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.2005.02657.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.2005.02657.x",
    openalex = "W2119231855",
    references = "doi101016004019519090191a"
}

A falha do Vale Longitudinal é um elemento chave na tectônica ativa de Taiwan. É a estrutura principal que acomoda a convergência através de uma das duas suturas ativas da orogênese de Taiwan. Para entender mais precisamente seu papel no processo de sutura, analisamos terraços fluviais ao longo do Rio Hsiukuluan, que corta a Cordilheira Costeira no leste de Taiwan no bloco da parede suspensa da falha. Isso nos permitiu determinar tanto sua geometria subsuperficial quanto sua taxa de deslizamento de longo prazo. O padrão de elevação dos terraços é consistente com um modelo de dobra de falha‐curvada. Nossa análise resulta em uma geometria listrica, com mergulhos diminuindo a jusante de cerca de 50° para cerca de 30° nos 2,5 km mais rasos. A taxa de deslizamento de mergulho da falha no Holoceno é de aproximadamente 22,7 mm/ano. Esta taxa é menor que a taxa de encurtamento de 40 mm/ano através do Vale Longitudinal derivada de medições GPS. A discrepância pode refletir uma diferença real nas taxas de convergência milênica e decadal. Uma explicação alternativa é que a discrepância é acomodada por uma combinação de deslizamento na falha da Cordilheira Central e subsidência do fundo do Vale Longitudinal. A geometria listrica rasa da falha do Vale Longitudinal no vale do Rio Hsiukuluan difere marcadamente da geometria listrica profunda iluminada por hipocentros de terremotos perto de Chihshang, 45 km ao sul. Hipotetizamos que esta diferença fundamental ao longo do traço na geometria da falha é uma manifestação da maturação para o norte da sutura do arco vulcânico de Luzon ao fragmento continental da Cordilheira Central.

@article{doi1010292005jb003971,
    author = "Shyu, J. Bruce H. e Sieh, K. e Avouac, Jean‐Philippe e Chen, Wen‐Shan e Chen, Yue‐Gau",
    title = "Taxa de deslizamento milênica da falha do Vale Longitudinal a partir de terraços fluviais: Implicações para a convergência através da sutura ativa do leste de Taiwan",
    year = "2006",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "A falha do Vale Longitudinal é um elemento chave na tectônica ativa de Taiwan. É a estrutura principal que acomoda a convergência através de uma das duas suturas ativas da orogênese de Taiwan. Para entender mais precisamente seu papel no processo de sutura, analisamos terraços fluviais ao longo do Rio Hsiukuluan, que corta a Cordilheira Costeira no leste de Taiwan no bloco da parede suspensa da falha. Isso nos permitiu determinar tanto sua geometria subsuperficial quanto sua taxa de deslizamento de longo prazo. O padrão de elevação dos terraços é consistente com um modelo de dobra de falha‐curvada. Nossa análise resulta em uma geometria listrica, com mergulhos diminuindo a jusante de cerca de 50° para cerca de 30° nos 2,5 km mais rasos. A taxa de deslizamento de mergulho da falha no Holoceno é de aproximadamente 22,7 mm/ano. Esta taxa é menor que a taxa de encurtamento de 40 mm/ano através do Vale Longitudinal derivada de medições GPS. A discrepância pode refletir uma diferença real nas taxas de convergência milênica e decadal. Uma explicação alternativa é que a discrepância é acomodada por uma combinação de deslizamento na falha da Cordilheira Central e subsidência do fundo do Vale Longitudinal. A geometria listrica rasa da falha do Vale Longitudinal no vale do Rio Hsiukuluan difere marcadamente da geometria listrica profunda iluminada por hipocentros de terremotos perto de Chihshang, 45 km ao sul. Hipotetizamos que esta diferença fundamental ao longo do traço na geometria da falha é uma manifestação da maturação para o norte da sutura do arco vulcânico de Luzon ao fragmento continental da Cordilheira Central.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2005jb003971",
    doi = "10.1029/2005jb003971",
    openalex = "W2034203819",
    references = "doi101016004019519090191a"
}

Apresenta-se um campo único de velocidades GPS que abrange toda a região do Sudeste Asiático. Baseia-se em 10 anos (1994–2004) de dados GPS em mais de 100 locais na Indonésia, Malásia, Tailândia, Mianmar, Filipinas e Vietnã. A maioria dos vetores de velocidade horizontal possui uma demonstrada precisão global de ∼1 mm/ano (ao nível de confiança de 95%). Os resultados foram utilizados para (melhor) caracterizar as fronteiras do bloco do Sundaland e para derivar um novo modelo geocinemático para a região. O polo de rotação do núcleo indeformado do bloco do Sundaland está localizado em 49,0°N–94,2°E, com uma taxa de rotação horária de 0,34°/Myr. Em relação tanto aos modelos de placas Eurásia definidos geodeticamente quanto fisicamente, o Sundaland move-se para leste com uma velocidade de 6 ± 1 a 10 ± 1 mm/ano de sul para norte, respectivamente. Ao contrário de estudos anteriores, mostra-se que o Sundaland move-se independentemente em relação à China do Sul, à parte oriental de Java, à ilha de Sulawesi e à ponta norte de Bornéu. A falha do Rio Vermelho na China do Sul e no Vietnã ainda está ativa e acomoda um movimento de falha transversal de ∼2 mm/ano. Embora a deformação interna do Sundaland seja geralmente muito pequena (menos de 7 nanostrain/ano), ocorre uma acumulação importante de deformação elástica ao longo de suas fronteiras com placas vizinhas de rápido movimento. Em particular, no norte de Sumatra e Malásia, velocidades residuais perpendiculares à trincheira apontando para o interior foram detectadas antes do terremoto de megatrust de 26 de dezembro de 2004. Estudos anteriores em Sumatra já mostraram isso, mas subestimaram a extensão da zona de deformação, que se estende por mais de 600 km da trincheira. Este estudo mostra que apenas uma rede regional do Sudeste Asiático abrangendo milhares de quilômetros pode fornecer um referencial sólido o suficiente para analisar a deformação intraplaca e interplaca em detalhes.

@article{doi1010292005jb003868,
    author = "Simons, Wim e Socquet, Anne e Vigny, C. e Ambrosius, B. A. C. e Abu, S. Haji e Promthong, Chaiwat e Subarya, C. e Sarsito, Dina A. e Matheussen, S. e Morgan, Peter e Spakman, Wim",
    title = "Uma década de GPS na Sudeste Asiático: Resolvendo o movimento e as fronteiras do Sundaland",
    year = "2007",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Apresenta-se um campo único de velocidades GPS que abrange toda a região do Sudeste Asiático. Baseia-se em 10 anos (1994–2004) de dados GPS em mais de 100 locais na Indonésia, Malásia, Tailândia, Mianmar, Filipinas e Vietnã. A maioria dos vetores de velocidade horizontal possui uma demonstrada precisão global de ∼1 mm/ano (ao nível de confiança de 95\%). Os resultados foram utilizados para (melhor) caracterizar as fronteiras do bloco do Sundaland e para derivar um novo modelo geocinemático para a região. O polo de rotação do núcleo indeformado do bloco do Sundaland está localizado em 49,0°N–94,2°E, com uma taxa de rotação horária de 0,34°/Myr. Em relação tanto aos modelos de placas Eurásia definidos geodeticamente quanto fisicamente, o Sundaland move-se para leste com uma velocidade de 6 ± 1 a 10 ± 1 mm/ano de sul para norte, respectivamente. Ao contrário de estudos anteriores, mostra-se que o Sundaland move-se independentemente em relação à China do Sul, à parte oriental de Java, à ilha de Sulawesi e à ponta norte de Bornéu. A falha do Rio Vermelho na China do Sul e no Vietnã ainda está ativa e acomoda um movimento de falha transversal de ∼2 mm/ano. Embora a deformação interna do Sundaland seja geralmente muito pequena (menos de 7 nanostrain/ano), ocorre uma acumulação importante de deformação elástica ao longo de suas fronteiras com placas vizinhas de rápido movimento. Em particular, no norte de Sumatra e Malásia, velocidades residuais perpendiculares à trincheira apontando para o interior foram detectadas antes do terremoto de megatrust de 26 de dezembro de 2004. Estudos anteriores em Sumatra já mostraram isso, mas subestimaram a extensão da zona de deformação, que se estende por mais de 600 km da trincheira. Este estudo mostra que apenas uma rede regional do Sudeste Asiático abrangendo milhares de quilômetros pode fornecer um referencial sólido o suficiente para analisar a deformação intraplaca e interplaca em detalhes.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2005jb003868",
    doi = "10.1029/2005jb003868",
    openalex = "W2032173908",
    references = "doi1010292003jb002944, doi101046j1365246x200301917x, simons1999observing"
}

Apresentamos medições do sistema de posicionamento global (GPS) para o período 1995–2005 em 125 locais investigados em campanhas no norte de Taiwan. Com base em análises de modelagem de blocos elásticos e rotativos derivadas dos dados do GPS, descrevemos a tectônica transicional da colisão arco–continente (Luzon–Chinês) para a subducção convergente da trincheira de Ryukyu e a abertura de arco–traseiro ao longo da margem continental chinesa. As velocidades das estações em relação à estação S01R, na margem continental estável chinesa, foram estimadas a partir de séries temporais de coordenadas de cada estação usando a técnica de mínimos quadrados ponderados. Encontramos dois padrões de deformação distintos em duas áreas geológicas, que são basicamente separadas pela projeção superficial da fronteira com tendência NW da placa do Mar das Filipinas subducindo através do norte de Taiwan: (1) uma área de colisão em declínio a oeste e (2) uma zona de transição a leste. Na área de colisão em declínio, o campo de velocidades horizontais mostra vetores de 0,3–7,3 mm/ano em direção ao NW nos planaltos e na Cordilheira Hsuehshan do noroeste de Taiwan. Os blocos tectônicos representam uma contração interna significativa NW–SE juntamente com uma pequena taxa de rotação do bloco (<3,0°/Myr). A zona de transição pode ser dividida ainda mais em uma faixa externa e uma faixa interna com taxas de rotação e comportamentos de deformação distintos. Na faixa externa da zona de transição, velocidades de 1,0–7,8 mm/ano do sul para o norte, rotacionando de 008° a 143°, são encontradas nos planaltos mais setentrionais e na Cordilheira Hsuehshan. Os blocos tectônicos dentro da faixa externa são caracterizados por uma rotação coerente (baixa taxa de deformação interna de <0,10 μ deformação/ano) com uma velocidade angular de ∼5,1°/Myr, onde o polo de Euler está localizado perto de sua fronteira sudeste. Na faixa interna da zona de transição, uma rotação horária maior de oeste para leste, com velocidades horizontais de 9,3–41,2 mm/ano de 053° a 146°, são encontradas na Cordilheira Central mais setentrional. Os blocos tectônicos da faixa interna revelam uma extensão interna notável NW–SE com uma rotação horária ultrarrápida (∼47,3°/Myr) onde o polo de Euler está perto da fronteira sul da faixa, próxima ao canto de colisão com o arco de Luzon em colisão. O retorno da trincheira juntamente com a abertura de arco–traseiro são interpretados como substancialmente sobrepostos à rotação induzida pela colisão arco–continente na zona de transição, com particular atenção à faixa interna da cadeia montanhosa do nordeste de Taiwan.

@article{doi1010292007jb005414,
    author = "Rau, Ruey‐Juin and Ching, Kuo‐En and Hu, Jyr‐Ching and Lee, Jian‐Cheng",
    title = "Deformação crustal e cinemática de blocos na transição de colisão para subducção: medições do sistema de posicionamento global no norte de Taiwan, 1995–2005",
    year = "2008",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Apresentamos medições do sistema de posicionamento global (GPS) para o período 1995–2005 em 125 locais investigados em campanhas no norte de Taiwan. Com base em análises de modelagem de blocos elásticos e rotativos derivadas dos dados do GPS, descrevemos a tectônica transicional da colisão arco–continente (Luzon–Chinês) para a subducção convergente da trincheira de Ryukyu e a abertura de arco–traseiro ao longo da margem continental chinesa. As velocidades das estações em relação à estação S01R, na margem continental estável chinesa, foram estimadas a partir de séries temporais de coordenadas de cada estação usando a técnica de mínimos quadrados ponderados. Encontramos dois padrões de deformação distintos em duas áreas geológicas, que são basicamente separadas pela projeção superficial da fronteira com tendência NW da placa do Mar das Filipinas subducindo através do norte de Taiwan: (1) uma área de colisão em declínio a oeste e (2) uma zona de transição a leste. Na área de colisão em declínio, o campo de velocidades horizontais mostra vetores de 0,3–7,3 mm/ano em direção ao NW nos planaltos e na Cordilheira Hsuehshan do noroeste de Taiwan. Os blocos tectônicos representam uma contração interna significativa NW–SE juntamente com uma pequena taxa de rotação do bloco (<3,0°/Myr). A zona de transição pode ser dividida ainda mais em uma faixa externa e uma faixa interna com taxas de rotação e comportamentos de deformação distintos. Na faixa externa da zona de transição, velocidades de 1,0–7,8 mm/ano do sul para o norte, rotacionando de 008° a 143°, são encontradas nos planaltos mais setentrionais e na Cordilheira Hsuehshan. Os blocos tectônicos dentro da faixa externa são caracterizados por uma rotação coerente (baixa taxa de deformação interna de <0,10 μ deformação/ano) com uma velocidade angular de ∼5,1°/Myr, onde o polo de Euler está localizado perto de sua fronteira sudeste. Na faixa interna da zona de transição, uma rotação horária maior de oeste para leste, com velocidades horizontais de 9,3–41,2 mm/ano de 053° a 146°, são encontradas na Cordilheira Central mais setentrional. Os blocos tectônicos da faixa interna revelam uma extensão interna notável NW–SE com uma rotação horária ultrarrápida (∼47,3°/Myr) onde o polo de Euler está perto da fronteira sul da faixa, próxima ao canto de colisão com o arco de Luzon em colisão. O retorno da trincheira juntamente com a abertura de arco–traseiro são interpretados como substancialmente sobrepostos à rotação induzida pela colisão arco–continente na zona de transição, com particular atenção à faixa interna da cadeia montanhosa do nordeste de Taiwan.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2007jb005414",
    doi = "10.1029/2007jb005414",
    openalex = "W2021801577",
    references = "doi1011300813723582147"
}

@article{nugroho2009plate,
    author = "Nugroho, Hendro e Harris, Ron e Lestariya, Amin W. e Maruf, Bilal",
    title = "Reorganização da fronteira de placas na colisão ativa entre o Arco Banda e o continente: Perspectivas a partir de novas medições GPS",
    year = "2009",
    journal = "Tectonophysics",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.tecto.2009.01.026",
    doi = "10.1016/j.tecto.2009.01.026",
    number = "1-2",
    openalex = "W2024604632",
    pages = "52-65",
    volume = "479",
    references = "doi1010291999jb900362, doi1010292000jb900150, doi1010292001jb000324, doi1010292001jb000561, doi1010292005jb003868, doi1010292005jb003963, doi10102994gl02118, doi101029jb088ib09p07429, doi101029jb093ib12p15163, doi10130694886ca9170411d78645000102c1865d"
}

Resumo Apresentamos um novo modelo global de movimentos de placas e taxas de deformação nas zonas de limites de placas, restrito por velocidades geodésicas horizontais. Este Modelo Global de Taxa de Deformação (GSRM v.2.1) representa uma melhoria substancial em relação ao seu antecessor, tanto em termos da quantidade de dados de entrada quanto no aumento da resolução espacial do modelo por um fator de ∼2,5 em áreas com cobertura densa de dados. Determinamos 6739 velocidades a partir de séries temporais de medições GPS (principalmente) contínuas; ou seja, por muito tempo, a maior solução global de velocidades até a data. Transformamos 15.772 velocidades de 233 estudos (principalmente) publicados em nossa solução central para obter 22.511 velocidades no mesmo sistema de referência. Cuidamos para não utilizar velocidades de estações (ou períodos temporais) que são afetadas por fenômenos transitórios; ou seja, este conjunto de dados consiste em velocidades que melhor representam a velocidade inter-sísmica da placa. Cerca de 14% da Terra é permitida para se deformar em 145.086 células de grade deformantes (0,25° de longitude por 0,2° de latitude em dimensão). O restante da superfície da Terra é modelado como cúpulas esféricas rígidas representando 50 placas tectônicas. Para 36 placas, apresentamos novas velocidades angulares derivadas de GPS. Para todas as placas que podem ser comparadas com o modelo geológico de movimento de placas mais recente, encontramos que a diferença na velocidade angular é significativa. As rotações de corpo rígido são usadas como condições de contorno nos cálculos de taxa de deformação. O campo de taxa de deformação é modelado usando o método de Haines e Holt, que usa splines para obter um campo tensorial de gradiente de velocidade interpolado auto-consistente, do qual são derivadas as taxas de deformação, taxas de vorticidade e velocidades esperadas. Também apresentamos orientações de falhamento esperadas em áreas com vorticidade significativa e atualizamos o sistema de referência sem rotação líquida associado ao nosso campo global de gradiente de velocidade. Finalmente, apresentamos um mapa global de tempos de recorrência para terremotos característicos M w =7,5.

@article{doi1010022014gc005407,
    author = "Kreemer, Corné e Blewitt, Geoffrey e Klein, Elliot C.",
    title = "Um modelo geodésico de movimento de placas e de taxa global de deformação",
    year = "2014",
    journal = "Geochemistry Geophysics Geosystems",
    abstract = "Resumo Apresentamos um novo modelo global de movimentos de placas e taxas de deformação nas zonas de limites de placas, restrito por velocidades geodésicas horizontais. Este Modelo Global de Taxa de Deformação (GSRM v.2.1) representa uma melhoria substancial em relação ao seu antecessor, tanto em termos da quantidade de dados de entrada quanto no aumento da resolução espacial do modelo por um fator de ∼2,5 em áreas com cobertura densa de dados. Determinamos 6739 velocidades a partir de séries temporais de medições GPS (principalmente) contínuas; ou seja, por muito tempo, a maior solução global de velocidades até a data. Transformamos 15.772 velocidades de 233 estudos (principalmente) publicados em nossa solução central para obter 22.511 velocidades no mesmo sistema de referência. Cuidamos para não utilizar velocidades de estações (ou períodos temporais) que são afetadas por fenômenos transitórios; ou seja, este conjunto de dados consiste em velocidades que melhor representam a velocidade inter-sísmica da placa. Cerca de 14% da Terra é permitida para se deformar em 145.086 células de grade deformantes (0,25° de longitude por 0,2° de latitude em dimensão). O restante da superfície da Terra é modelado como cúpulas esféricas rígidas representando 50 placas tectônicas. Para 36 placas, apresentamos novas velocidades angulares derivadas de GPS. Para todas as placas que podem ser comparadas com o modelo geológico de movimento de placas mais recente, encontramos que a diferença na velocidade angular é significativa. As rotações de corpo rígido são usadas como condições de contorno nos cálculos de taxa de deformação. O campo de taxa de deformação é modelado usando o método de Haines e Holt, que usa splines para obter um campo tensorial de gradiente de velocidade interpolado auto-consistente, do qual são derivadas as taxas de deformação, taxas de vorticidade e velocidades esperadas. Também apresentamos orientações de falhamento esperadas em áreas com vorticidade significativa e atualizamos o sistema de referência sem rotação líquida associado ao nosso campo global de gradiente de velocidade. Finalmente, apresentamos um mapa global de tempos de recorrência para terremotos característicos M w =7,5.",
    url = "https://doi.org/10.1002/2014gc005407",
    doi = "10.1002/2014gc005407",
    openalex = "W2097951601",
    references = "doi101007s0019000600303, doi1010291999jb900351, doi1010292000jb000033, doi1010292001gc000252, doi1010292003jb002944, doi1010292005gl025546, doi1010292005jb004051, doi1010292011jb008930, doi10102991gl01532, doi10102992jb01963, doi101038226239a0, doi101046j1365246x200301917x, doi101111j1365246x200904491x, nugroho2009plate"
}

Resumo Preservados conjuntos de terraços marinhos e paleo-linhas de costa acima de zonas de subducção oferecem uma oportunidade para explorar a deformação de longo prazo que ocorre como resultado da extensão da placa superior. Investigamos paleo-linhas de costa elevadas ao longo da Falha da Creta Central do Sul e sobre sua ponta ocidental, localizada acima da Zona de Subducção Helênica, a fim de derivar taxas de elevação e examinar o papel que as falhas de extensão conhecidas contribuem para a elevação costeira observada. Mapeamos paleo-linhas de costa e datamos com sucesso quatro plataformas cortadas por ondas do Quaternário Tardio usando datação de exposição in situ de 36Cl. Essas idades absolutas são usadas para guiar uma correlação de paleo-linhas de costa com altos níveis do mar do Quaternário de 76,5 a ~900 ka; os resultados dos quais sugerem que as taxas de elevação variam ao longo das falhas de extensão, mas têm sido constantes por até 600 ka em alguns lugares. A correlação de paleo-linhas de costa através da Falha da Creta Central do Sul resulta em uma taxa de deslocamento de 0,41 mm/ano e, assumindo repetição de eventos de deslizamento de 1,1 m, um intervalo de recorrência de terremoto específico da falha de aproximadamente 2.700 anos. Modelagem de meio elástico implica que a elevação costeira está relacionada a falhas de extensão da placa superior offshore. Essas falhas podem ser responsáveis por perturbar os sinais de taxa de elevação na área da Creta Central do Sul. Nossas descobertas sugerem que onde terraços marinhos elevados são usados para fazer inferências sobre os mecanismos responsáveis pela elevação ao longo da Zona de Subducção Helênica e outras zonas de subducção em todo o mundo, o impacto de falhas de extensão da placa superior ao longo de múltiplos ciclos sísmicos também deve ser considerado.

@article{doi1010292018tc005410,
    author = "Robertson, Jennifer e Meschis, Marco e Roberts, Gerald e Ganas, Athanassios e Gheorghiu, Delia M.",
    title = "Taxas de Elevação Quaternária Constantes no Tempo e Sua Relação com Falhas de Extensão da Placa Superior na Creta do Sul (Grécia), Constraindas com Datação Cosmogênica de Exposição de 36Cl",
    year = "2019",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "Resumo Preservados conjuntos de terraços marinhos e paleo-linhas de costa acima de zonas de subducção oferecem uma oportunidade para explorar a deformação de longo prazo que ocorre como resultado da extensão da placa superior. Investigamos paleo-linhas de costa elevadas ao longo da Falha da Creta Central do Sul e sobre sua ponta ocidental, localizada acima da Zona de Subducção Helênica, a fim de derivar taxas de elevação e examinar o papel que as falhas de extensão conhecidas contribuem para a elevação costeira observada. Mapeamos paleo-linhas de costa e datamos com sucesso quatro plataformas cortadas por ondas do Quaternário Tardio usando datação de exposição in situ de 36Cl. Essas idades absolutas são usadas para guiar uma correlação de paleo-linhas de costa com altos níveis do mar do Quaternário de 76,5 a \textasciitilde 900 ka; os resultados dos quais sugerem que as taxas de elevação variam ao longo das falhas de extensão, mas têm sido constantes por até 600 ka em alguns lugares. A correlação de paleo-linhas de costa através da Falha da Creta Central do Sul resulta em uma taxa de deslocamento de 0,41 mm/ano e, assumindo repetição de eventos de deslizamento de 1,1 m, um intervalo de recorrência de terremoto específico da falha de aproximadamente 2.700 anos. Modelagem de meio elástico implica que a elevação costeira está relacionada a falhas de extensão da placa superior offshore. Essas falhas podem ser responsáveis por perturbar os sinais de taxa de elevação na área da Creta Central do Sul. Nossas descobertas sugerem que onde terraços marinhos elevados são usados para fazer inferências sobre os mecanismos responsáveis pela elevação ao longo da Zona de Subducção Helênica e outras zonas de subducção em todo o mundo, o impacto de falhas de extensão da placa superior ao longo de múltiplos ciclos sísmicos também deve ser considerado.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2018tc005410",
    doi = "10.1029/2018tc005410",
    openalex = "W2921542579",
    references = "tenveen2003incipient"
}

@article{chen2020helium,
    author = "Chen, Ai-Ti e Sano, Yuji e Byrne, Timothy B. e Takahata, Naoto e Yang, Tsanyao Frank e Wang, Yunshuen e Shen, Chuan-Chou",
    title = "Assinatura Isotópica de Hélio de uma Costura de Fronteira de Placa em uma Colisão Ativa Arco–Continente",
    year = "2020",
    journal = "ACS Earth and Space Chemistry",
    url = "https://doi.org/10.1021/acsearthspacechem.0c00038",
    doi = "10.1021/acsearthspacechem.0c00038",
    number = "8",
    openalex = "W3042795513",
    pages = "1237-1246",
    volume = "4",
    references = "doi1010160040195177900294, doi1010160040195186900041, doi101016jepsl201402026, doi101016jtecto200811016, doi101016s0016703702008505, doi101021je60049a019, doi101038ngeo2730, doi101126science27853411278, doi101130b255271, doi102343geochemj36191"
}