Геология Тайваня
Остров Тайвань образовался примерно 4–5 миллионов лет назад на сходящейся границе между плитами Филиппинского моря и Евразийской плитой . На границе, проходящей по всей длине острова и продолжающейся на юг, Евразийская плита скользит под плиту Филиппинского моря. На северо-востоке острова плита Филиппинского моря скользит под Евразийскую плиту. [1] [2] Большая часть острова представляет собой огромный блок разломов, наклоненный на запад. [3]
Геологически остров активен, он образован на сложной конвергентной границе между субплитой Янцзы Евразийской плиты на западе и севере, Окинавской плитой на северо-востоке, плитой Филиппинского моря на востоке и юге и плитой Сунда на востоке и юге. юго-запад. Субдукция меняет направление на Тайване.Верхняя часть коры острова в основном состоит из серии террейнов , в основном старых островных дуг , которые были сдвинуты вместе в результате столкновения предшественников Евразийской плиты и плиты Филиппинского моря, которая движется на северо-запад. . Они были дополнительно подняты в результате отделения части Евразийской плиты, когда она была погружена под остатки Филиппинской морской плиты, в результате чего кора под Тайванем стала более плавучей. [4]
К югу от Тайваня плита Сунда погружается под плиту Филиппинского моря, образуя вулканическую дугу Лусон (включая остров Зеленый и остров Орхидей ). Восток и юг острова представляют собой сложную систему поясов, образованных и являющихся частью зоны активного столкновения между частью впадины Северного Лусона вулканической дуги Лусона и Евразийской плитой, где срослись части дуги Лусона и Лусона. предгорная дуга образует восточный прибрежный хребет и параллельную внутреннюю продольную долину Тайдун на Тайване соответственно. [5]
С северо-востока Тайваня и продолжая на восток в пределах вулканической дуги Рюкю , плита Филиппинского моря погружается под плиту Окинава, образуя вулканическую дугу Рюкю .
| Внешний образ | |
|---|---|
 Геологическая карта Тайваня |
Террейны
[ редактировать ]
или хребта Хайань прибрежного хребта Террейн принадлежит вулканической дуге Лусона (呂宋島火山弧) и находится на плите Филиппинского моря (菲律賓海板塊). К западу от этого находится Продольная долина или долина Хуатунг , активная зона отложений в рифтовой долине. К западу от него находится террейн Восточно-Центрального хребта, часть перевернутого основания континента. Западная сторона хребта представляет собой террейн Западного Центрального хребта, который метаморфизован обломочными отложениями более раннего третичного периода. разделяет Разлом Лишань террейн хребта Сюэшань от песчаника и сланца от эоцена до олигоцена. ( Разлом Чукоу 觸口斷層) ограничивает террейн Западного предгорья, который представляет собой мелководный морской детрит от миоцена до плейстоцена. Фронт деформации образует границу с недеформированным аллювием прибрежных равнин, который все еще откладывается. [6]
Террейн Восточно-Центрального хребта можно разделить на пояс Тайлуко на западе с зеленосланцевым метаморфизмом и пояс Юли на востоке с голубосланцевым метаморфизмом. Два метаморфических пояса, возможно, разделены разломом, называемым разломом Шуфэн, но это не доказано. [7]
Центральные горы
[ редактировать ]
Самые старые обнаженные породы сильно метаморфизованы и встречаются в Центральных горах. [8] Окаменелости низкого качества предполагают их происхождение в пермский период. Они образуют полосу скал от Наньао на севере до Цзиньфэна на восточном склоне Центрального горного хребта . Полоса имеет ширину 30 км на севере и сужается к югу. [9] Эти более ранние породы сильно метаморфизованы. Они также встречаются в подвале под западной частью острова. Они составляют группу Дананаао или сланец Тананао. В эту группу входят гнейсы Кайнанаган, мрамор Тайлуге и сланец Чанчунь.
Юлийский сланец имеет меловой возраст и состоит из черных сланцев, небольшого количества зеленых сланцев , глаукофановых сланцев и пятнистого сланца . Это самая восточная часть, простирающаяся от Чиана на юг до запада от горячих источников Чихпен поясом длиной около 150 км. Хотя темный цвет черного сланца обусловлен углеродом, его содержание составляет менее 2%. Встречаются минералы: кварц, слюда , хлорит , альбит , сфен и графит . [10]
Чанчуньский сланец, состоящий в основном из зеленых сланцев, расположен на западной стороне и образует мощные пласты. Встречается вместе с меньшим количеством кремней и черных сланцев. Порода представляет собой расслоенную темно-зеленую породу, содержащую хлорит, эпидот , кварц, кальцит, биотит, альбит и актинолит . Они происходят из основных вулканических пород . В этих породах могут находиться медно-сульфидные руды. [10]
Кремнистые сланцы окрашены в серый цвет и представляют собой метаморфизованный песчаник, богатый кварцем. кварцита Встречаются полосы и кремня, которые обычно связаны с черным сланцем.
Формация Чиучу или мрамор Тайлуге образует полосу от Тайлуко на севере до точки между Улу и Куаньшанем на юге. Известняк . добывается в карьерах к югу от Суао для производства цемента Хотя цвет обычно имеет оттенок серого, существует также черный или белый известняк, который для строительных целей измельчают на блоки. Доломит также встречается вместе с известняком, особенно в Чинчаншане , Хопинчи и Мукуашане . [10]
Кайнанган-гнейсы или формация Канаган встречаются в нескольких удлиненных телах. Гнейсы , образовавшиеся из осадочных пород, содержат крупнозернистый кварц, биотит и альбитовый плагиоклаз. Существует также ортогнейс, полученный из гранита . Он светло-серого цвета и содержит натриевый плагиоклаз, кварц, биотит и мусковит. Внутри гнейсов имеются пегматитов, дайки содержащих кварц, полевой шпат и слюду. [10]
Другие магматические породы, обнаруженные в старом метаморфическом поясе, представляют собой дайки амфиболитов и долеритов . Серпентинит найден в 5 км к западу от Фэнтяня (奉天). Здесь находятся эксплуатируемые месторождения нефрита , талька и асбеста . Станция Ванджунг (萬榮) находится недалеко от других обнажений серпентенита. Блок Тамаэншань к северо-западу от Цзюйсуй (瑞穗) и блок Цэнхуаньшань в 10 км к западу от Цзюйсуй представляют собой значительные обнажения ультраосновных пород . [10]
Зеленый серпентинит из близ Юли является строительным камнем хорошего качества. Полоса ультраосновных пород простирается на 25 км к северу от Литао, Тайдун (離島). [10]
Около 85 млн лет назад эта территория подверглась орогенезу Нанао, который включал внедрение гранитов и региональный метаморфизм. Рифтинг, открывший Южно-Китайское море около 40 млн лет назад, может быть связан с некоторыми интрузиями долеритов. Пэнлайская орогения началась около 10 млн лет назад и продолжается в настоящее время. [11]
Восточный стратиграфический регион
[ редактировать ]Последняя добавленная часть острова — это прибрежный хребет на восточном побережье от города Тайдун на юге до города Хуалянь на севере. Хребет является продолжением дуги Лусона. Возраст неогеновый , порода состоит из меланжа и вулканокластики . Породные толщи представляют собой в первую очередь миоценовый андезит вулканов Чимей . Далее следует формация Тулуаньшань, состоящая из туфа , затем формация Такангоу, состоящая из таких отложений, как сланец и песчаник, содержащих вулканические частицы. Формация Личи состоит из меланжа. Он сделан из грязи, содержащей блоки других камней, таких как песчаник и офиолит . Он находится в южной половине западной стороны Прибрежного хребта. Когда это разрушается, бесплодные земли образуются . Поскольку это смесь камня, формацию Личи трудно датировать, но она, скорее всего, относится к плиоцену . [12]
Пинаншань Конгломерат расположен на холме Пинаншань и вдоль ручья Пинантачи к северу от Тайдуна (台東). Составляющие представляют собой булыжники толщиной 5–15 см, размытые пресной водой Центрального хребта. Он образовался где-то в период от среднего до позднего плейстоцена и указывает на то, что произошло столкновение плит. [12]
Конгломерат Милун находится к северу от Хуаляня. Он также известен под названиями Beiron Conglomerate Formation и Milunpi Conglomerate. Он наклонен под углом 30°. Он не датирован, но, вероятно, относится к плейстоцену. [12]
Слои Центральных гор
[ редактировать ]Формация Шибачунси возникла в эоцене и состоит из сланца, а затем слоев метаморфизованного песчаника. Общая мощность до 1000 м. [8]
Формация Дацзянь состоит из песчаника верхнего эоцена толщиной до 2700 метров. [8]
Сланец и филлит формации Сичунь относятся к нижнему олигоцену. Мощность от 0,6 до 3 км. [8]
Крупный песчаник свиты Силинг в мощных слоях относится к олигоцену. [8]
Свита Шуйчунлю олигоцена содержит глинистые сланцы и граувакку . [8]
Билушанская свита содержит сланец и филлит эоцена. [8]
Лушаньская свита миоцена содержит сланцевый сланец и песчаник. [8]
Современная формация Аоди
Сланец и песчаник формации Суле позднего миоцена.
Западный стратиграфический регион
[ редактировать ]В западной части острова обнажены деформированные и метаморфизованные кайнозойские отложения, перекрытые четвертичным предгорным регионом на плоских равнинах западного побережья.
Отложения мела , палеоцена и эоцена не обнажены на поверхность, а погребены. Их обнаружили путем бурения.
Формация Юньлинь возникла в меловом периоде и известна только из скважин. Породы представлены алевролитом, базальтом, сланцем и известняком.
Палеоценовая формация Вангун, состоящая из вулканокластики , песчаника, сланца и известняка, имеет толщину более 1046 метров.
В эоцене формация Шуанцзи образовалась преимущественно из вулканических частиц в виде туфа и туфопесчаника. Мощность этих пластов составляет от 100 м до 3 км.
В олигоцене формация Учжишань или формация Учихшань (五指山組) образовывала мощные пласты песчаника. Общая мощность составляет от 0,9 до 1,2 км.
Группа Елю миоцена представляет собой мелкозернистый песчаник с некоторыми прослоями сланца, базальтового туфа и тремя пластами угля . [13] Возможно, включая формацию Ушань, сланцы Пилинга, формацию Пейляо, сланцы Талу, формацию Шихти, песчаник Куаньюншань. [14]
Группа Жуйфан содержит пласты песчаника, алевролита, сланца и шесть тонких угольных пластов. Мощность этих слоев составляет от 0,8 до 1,6 км.
Группа Санся начинается со среднезернистым песчаником, но в верхних слоях увеличивается количество сланцев. В комплект входят восемь тонких угольных пластов. Суммарная мощность наиболее глубоких слоев превышает 5 км. Сюда входят свита Куэйчулин с песчаником Ютэнпин, сланцами Шихлюфен, песчаниками Куантаошань; формация Наньчуан, включая песчаник Шанфучи и формацию Тункэн. [14]
Формация Цзиньшуй или формация Чиншуй плиоцена состоит в основном из сланцев с прослоями аргиллита и песчаника, мощность которых составляет от 80 до 400 м.
Формация Чжуолань или формация Чолан (卓蘭層) начинается в плиоцене и продолжается до первой стадии плейстоцена . Он состоит из мелкозернистого песчаника. Толщина от 1,5 до 2,5 км.В то же время на южной оконечности острова образовалась формация Кэньдин или формация Кэньдин (墾丁組), состоящая из аргиллита с офиолитовым меланжем . [15] Офиолитовый меланж содержит гальку и глыбы миоценового возраста, состоящие из основных и ультраосновных пород со дна океана. Интерпретация заключается в том, что клин морского дна был поднят над уровнем моря, подвергся эрозии и обломки упали в ил. [16]
Формация Токошан (Тукешан) (頭嵙山層) начиналась с мелкого песчаника с тонкими слоями конгломерата и продолжалась в основном конгломератом с слоями песчаника. Он образовался на 1 и 2 этапах плейстоцена. Его мощность составляет от 0,4 до 3 км.
Формация Секоу представляет собой светло-голубовато-серый алевролит со сланцем и мелкозернистым песчаником. Формация Мааньшань очень похожа. Он перекрыт известняком Хэнчунь и может пересекаться. [15]
Западный предгорный регион
[ редактировать ]Известняк Хэнчунь образовался после движения Пэнлай на третьем этапе плейстоцена. Также в это время латерит (紅土) и гравий на речных террасах образовался . Глинистый песок и кораллы голоцена образуют широкий пояс на западной стороне острова. [17]
Вулканические породы
[ редактировать ]| Внешний образ | |
|---|---|
| Карта распространения вулканов |
Группа вулканов Татун расположена на северной оконечности Тайваня. Чисиншань — самая высокая точка вулканов на высоте 1120 метров. Вулканы сформировали округлую форму северного мыса Тайваня. [18] Вулканические породы также встречаются на островах Хуапин, Минхуа, Пэнчиа и Хуанвэй к северу от Тайваня. Породы представлены богатыми алюминием андезитами , туфами и брекчиями . Породы бедны натрием и магнием, но богаты железом, калием, рубидием и стронцием и богаты редкоземельными элементами. Магма образовалась в результате плавления надвинутой морской плиты за вулканической дугой Рюкю во время плейстоцена . [8]
Базальт Каолиншань состоит из оливина и пироксена с кристаллами биотита и плагиоклаза. Он богат K, Rb, Mg, Sr, Cr и Ni, но беден Na, Al и Fe. Редкоземельные элементы сильно обогащены. Магма образовалась в результате глубокого мантийного плавления надвинутой морской плиты за вулканической дугой Рюкю во время плейстоцена. [8]
Вулканы на островах Чилунгшань , Пеншань, Цаошань, острове Чилунг (остров Килунг) и острове Гуэйшань датируются плейстоценовым периодом и позже. Извержения представляли собой взрывные толеитовые андезиты и дациты . Главный минерал — богатый кальцием плагиоклаз . Источником магмы является западная оконечность вулканической дуги Рюкю, образовавшаяся, когда субдуцирующая плита Филиппинского моря была сжата ниже края Евразийской плиты на глубине примерно 20–30 км. Магма была загрязнена материалом континентальной коры. Геохимия породы показывает, что железо, алюминий, титан, калий, рубидий и стронций обогащены, а натрием, магнием и никелем обеднены. [8]
Щелочные вулканические породы северо-запада Тайваня встречаются в водохранилище Шихмэнь , Цзяопаньшань, Таоюань и Фусин. Породы представлены пикритом , щелочным базальтом и трахиандезитом . Распространенными минералами являются альбит , оливин , клинопироксен и оксиды железа и титана. Обогащаются элементами натрий и титан, восстанавливаются магний и кальций. Камень датируется миоценом. Магма образовалась в условиях напряжения на окраине континента из глубины мантии. [8]
Вулканы на Прибрежном хребте и острове Грин извергали толеит-андезит и фрагменты вулканических эксплозивов. Вулканы извергались в период от плиоцена до плейстоцена. Это часть вулканической дуги Лусона . Магма образовалась в результате погружения океанической коры при сжатии на глубину около 25 км. Андезитовая порода содержит несколько видимых кристаллов пироксена или амфибола . Геохимия калием породы показывает, что она обогащена , стронцием , рубидием и легкими редкоземельными элементами . Хром и никель обеднены. [8] Вулканический комплекс Чимэй у реки Сюкулуаньчи имеет возраст от 9 до 22,2 млн лет назад. Это связано с медно-порфировой минерализацией. Он занимает площадь 22 км. 2 . [19]
Плейстоценовые базальты и толеиты встречаются на островах Пэнху . Лава извергалась из трещин во время наводнения. Порода богата титаном и бедна алюминием, рубидием и стронцием. Щелочной базальт содержит оливин и анальцит . Толеит содержит плагиоклаз и пироксен. Магма зародилась в верхней мантии в условиях напряжения на окраине континента. [8]
Структуры
[ редактировать ]- долины Хэнчунь Синклиналь под долиной Хэнчунь [15]
- Разлом Хэнчунь на восточной стороне долины Хэнчунь. Он простирается вдоль долины Пинтунг как разлом Чаочжоу и разлом Лаонунчи. [15]
- парка Кентинг Антиклиналь перевернута и складывает миоценовые породы формации Чангло и формации Лушань на севере. Лошуйская свита расположена по бокам антиклинали. [15]
Тектоника
[ редактировать ]Плита Филиппинского моря сближается с континентом со скоростью 7 см в год в направлении запад-северо-запад. он сжал кайнозойские отложения примерно на 200 км За последние 4 млн лет назад . Накопленные осадки поднимаются в горы со скоростью 5 мм в год. [8]
Основные сейсмические разломы на Тайване соответствуют различным зонам соприкосновения между различными террейнами. В результате на Тайване имеется множество грязевых вулканов и горячих источников . Эти разломы вызвали несколько крупных землетрясений на протяжении всей истории острова, в том числе землетрясения в Восточной рифтовой долине 1951 года (花東縱谷) и землетрясение Байхэ 1964 года на разломе Чукоу. Землетрясение Синьхуа 1946 года разрушило разлом Синьхуа (新化斷層). Самым смертоносным было землетрясение Синьчжу-Тайчжун 1935 года, произошедшее по разлому в Эмэй поселке уезда Синьчжу . Вторым по величине стало землетрясение магнитудой 7,3, произошедшее 21 сентября 1999 года в разломе Челонгпу (車籠埔斷層), известное как « землетрясение 921 года ». 4 марта 2010 года примерно в 01:20 по всемирному координированному времени землетрясение магнитудой 6,4 . на юге Тайваня произошло [20] На карте сейсмической опасности Тайваня, составленной Геологической службой США, 9 из 10 территории острова имеют самый высокий рейтинг (наиболее опасные). [21]
Оффшор
[ редактировать ]Морские объекты включают склон Каопин, простирающийся от юго-западного побережья Тайваня до Южно-Китайского моря. Со временем он выходит из моря и расширяет остров. [6]
Хребет Хэнчунь простирается на юг от полуострова Хэнчунь и является подводной частью Центрального хребта. Южный продольный прогиб — южное подводное продолжение Продольной долины . Хребет Хуатан простирается на юг от побережья от города Тайдун . Жёлоб Тайдун расположен на востоке за дугой Лусона. Лусонская дуга выходит на поверхность на островах Людао и Ланьюй . Подводный каньон Тайдун прорезает дугу между двумя островами, соединяющую желоб Тайдун с бассейном Хуатун. [22] Каньон пересекает котловину Хуатунг, изгибаясь на север и достигая желоба Рюкю . [23] Землетрясение магнитудой 5,5 произошло в 08:00 по Гринвичу 20 марта 2011 года недалеко от каньона. [24] разрыв участков C и D подводного кабеля Восточно-Азиатского перехода . Бассейн Хуатун расположен к востоку от Тайваня, к югу от города Хуалянь. Он простирается на запад до хребта Гагуа примерно в 110 км от берега. [6]
Тайваньские банки представляют собой мелководную часть главного континентального шельфа у материкового Китая, лежащую к югу и юго-западу от островов Пэнху . [6] Бассейн Тайсинань (台西南盆地) расположен между Тайваньскими банками и Центральными горами.
Окинавский желоб , задуговой бассейн за островами Рюкю , проявляется на береговой линии как залив между мысом Купол на севере и Саншокиаку (самая восточная точка Тайваня) (от 24,6° до 25° с.ш.). [6]
Геофизика
[ редактировать ]Тайвань имеет очень сильную положительную гравитационную аномалию Буге в Прибрежном хребте, превышающую +4x10. −4 РС −2 . Локальный минимум ниже -2x10 −4 РС −2 находится на западной стороне с центром недалеко от Чжоуланя . [25] Низкая гравитация обусловлена дефицитом массы в Тайваньском проливе , который представляет собой изгибный бассейн . [14]
Положительные магнитные вариации наблюдаются в узких полосах, ориентированных с запада на юго-запад от западного побережья, с востока на северо-восток от северного побережья и с юга на север от побережья от Прибрежного хребта в направлении на юг. Они имеют порядок 200 нТл. [26]
Толщина земной коры составляет около 30 км, при этом толщина земной коры утолщается более чем на 2 км под Центральным хребтом и утончается у восточного побережья. Тайвань находится на краю континентального шельфа, поэтому толщина земной коры на протяжении Тайваньского пролива до материка постоянна. [25]
Наибольший тепловой поток наблюдается к западу от Продольной долины, его скорость превышает 240 мВт/м. −2 .
Гидрология
[ редактировать ]
Многие породы Тайваня имеют малое поровое пространство и мало грунтовых вод.
На Тайване есть несколько горячих источников, большинство из которых расположены в северном вулканическом регионе. Геотермальный регион Циншуй назван в честь реки Циншуэй, протекающей в 13 км к юго-западу от Иланя . [27]
Реки Тайваня выносят большое количество наносов в море. Южный конец Продольной долины сбрасывает в реку Пейнан 88 000 000 тонн наносов в год. Реки, текущие на восток, перемещают 17, 15, 31 и 22 мегатонны наносов в год. Чо Шиу перемещает 54 тонны в год. Реки, текущие на юг от Центрального хребта, переносят более 100 тонн наносов в год. [28]
Изучать
[ редактировать ]Картирование
[ редактировать ]Первая геологическая карта Тайваня была составлена в 1898 Ю. Исии под названием « Карта геологии и минеральных ресурсов острова Тайвань» . Он был масштабом 1:800 000, и в его легенде было шесть элементов. [29] Япония нуждалась в нефти и угле для войны против России в 1904 г., поэтому начались исследования угольных месторождений северной части Тайваня, были составлены более подробные карты, а следующая была опубликована в 1911 г. Ю. Дегучи и Г. Хосоя в масштаб 1:300 000. [29] Третья карта была создана в 1926 году под названием « Геологическая карта Тайваня с указанием распределения полезных ископаемых», составленная Ю. Итикавой и Х. Такахаши. [29] Он показал 19 единиц породы. [29] Цветная карта Ю. Итикавы 1935 года имела масштаб 1:500 000. [29] В 1953 году Геологическая служба Тайваня (台灣地質調查所) опубликовала карту, составленную Л.С. Чангом, в масштабе 1:300 000. Карта 1974 года имела два масштаба: 1:250 000 и 1:500 000. [29] Второе издание было напечатано в 1986 году вместе с примечаниями. [29]
Ссылки
[ редактировать ]- ^ «Геология Тайваня» . Департамент геологии Тайваньского национального педагогического университета . Архивировано из оригинала 22 февраля 2008 года.
- ^ «Геология Тайваня» . Департамент геологии Университета Аризоны. Архивировано из оригинала 13 апреля 2017 г. Проверено 6 мая 2012 г.
- ^ Уильямс, Джек Фрэнсис; Чанг, Дэвид (2008). Экологическая борьба Тайваня: на пути к зеленому кремниевому острову . Рутледж. п. 3. ISBN 978-0-415-44723-2 .
- ^ «Геология Тайваня — Университет Аризоны» . Geo.arizona.edu . Архивировано из оригинала 13 апреля 2017 года . Проверено 1 августа 2010 г.
- ^ Клифт, Схоутен и Драут (2003) в книге «Внутриокеанические субдукционные системы: тектонические и магматические процессы» , ISBN 1-86239-147-5 стр. 84–86.
- ^ Перейти обратно: а б с д и Меган Андерсон (5 марта 2001 г.). «Введение в геологические особенности» . Тайвань: активная континентальная зона субдукции . Архивировано из оригинала 15 июня 2017 года . Проверено 20 марта 2011 г.
- ^ «Метаморфические пояса» . Архивировано из оригинала 15 декабря 2010 г.
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час я дж к л м н тот Чжан Цзиньхай; Хэ Лиши (2002). «Геология провинции Тайвань». Геология Китая . Геологическое издательство. ISBN 978-7-116-02268-3 .
- ^ «Введение в Восточно-Центральный хребет» . Архивировано из оригинала 24 мая 2011 г.
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж «Распространение и литология метаморфических пород в Восточно-Центральном хребте» . Архивировано из оригинала 15 декабря 2010 г.
- ^ «Радиометрический возраст Восточно-Центрального хребта» . Архивировано из оригинала 15 декабря 2010 г.
- ^ Перейти обратно: а б с Центральная геологическая служба МОЭИ. «Стратиграфия и литология восточного прибрежного хребта» . Архивировано из оригинала 27 сентября 2011 г.
- ^ «Третичный сектор в нефтеносных регионах Китая» (PDF) .
- ^ Перейти обратно: а б с Ин-Вэй Чжоу; Хо-Шинг Ю (1 января 2002 г.). «Структурные проявления изгибного растяжения в переднем прогибе коллизионного континента Дуги на Западном Тайване» . В Чар-Шайн Лю (ред.). Геология и геофизика столкновения дуги и континента, Тайвань . п. 2. ISBN 978-0-8137-2358-7 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и «Геология полуострова Хунчун» . Архивировано из оригинала 24 июля 2011 г.
- ^ Бенджамин М. Пейдж; Чинг-Ин Лан (май 1983 г.). «Меланж Кентинг и его запись тектонических событий» (PDF) . Мемуары Геологического общества Китая (5): 227–248. Архивировано из оригинала (PDF) 5 марта 2016 г.
- ^ Сун Чжи-чэнь; Хуан Фэй (февраль 2004 г.). «Меловая и третичная палинофлора Тайваня и ее корреляция с палинофлорами соседних прибрежных районов материкового Китая». Журнал тропической океанографии .
- ^ «Географическое положение» . Геология Тайваня . Центральная геологическая служба. Архивировано из оригинала 24 мая 2011 года.
- ^ «Преподаватель Лу Цзяюй из лаборатории структурных моделей Восточного прибрежного хребта» Архивировано из оригинала 24 июля 2011 г. Проверено 21 марта 2011 г.
- ^ Теодору, Кристина; Ли, Эндрю (3 марта 2010 г.). «Землетрясение магнитудой 6,4 произошло на юге Тайваня» . CNN.com . Архивировано из оригинала 5 марта 2010 года . Проверено 4 марта 2010 г.
- ^ «Карта сейсмической опасности Геологической службы США Восточной Азии» . Seismo.ethz.ch . Архивировано из оригинала 3 марта 2000 г. Проверено 30 мая 2011 г.
- ^ Сибуэ, Жан-Клод; Сюй, Шу-Кун; Норманд, Ален (2005). «Тектоническое значение каньона Тайдун, бассейн Хуатун, восток Тайваня». Морские геофизические исследования . 25 (1–2): 95–107. Бибкод : 2004Маргр..25...95С . дои : 10.1007/s11001-005-0736-2 . S2CID 54689775 .
- ^ Филипп Шнурле; Чар-Шайн Лю; Серж Э. Лаллеман; Дональд Рид (сентябрь 1998 г.). «Структурный контроль в каньоне Тайдун в бассейне Хуатун к востоку от Тайваня» (PDF) . ТАО . 9 (3): 453–479. Бибкод : 1998TAOS....9..453S . дои : 10.3319/TAO.1998.9.3.453(TAICRUST) . Архивировано из оригинала (PDF) 30 августа 2011 г.
- ^ «Магнита 5,5 – РЕГИОН ТАЙВАНЬ» . Архивировано из оригинала 24 марта 2011 г. Проверено 28 августа 2017 г.
- ^ Перейти обратно: а б Геология Китая стр. 62
- ^ Геология Китая, стр. 66.
- ^ КС Фан; и др. (30 января 2006 г.). «Оценка естественного пополнения геотермального водохранилища Циншуй на Тайване» (PDF) . Архивировано (PDF) из оригинала 11 марта 2016 г. Проверено 31 марта 2011 г.
- ^ «Дом – Спрингер» . Springerimages.com . Архивировано из оригинала 13 марта 2012 года . Проверено 4 ноября 2018 г.
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г «Ранние геологические карты Тайваня» . Архивировано из оригинала 24 мая 2011 г.
Внешние ссылки
[ редактировать ]
- Чао-Ся Чен; Синь-Чан ХоКай-Шуань Шей; и др. (2000). «Геологическая карта Тайваня» . Центральная геологическая служба Министерства экономики. Архивировано из оригинала 15 августа 2011 г. Проверено 29 марта 2011 г.
