Остров Тайвань является активным геологически, формируется на комплексной конвергентной границе между Янцзы СТЫКОВОЙ из Евразийской плиты на западе и севере, Окинава Тарелка на северо-востоке, Филиппинской плиты на востоке и юге, и плиты Зондского на юго-запад. Субдукция меняет направление на Тайване. Верхняя часть коры на острове в основном состоит из серии террейнов , в основном старых островных дуг.которые были объединены столкновением 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 Плиты Филиппинского моря, процесс, который сделал кору под Тайванем более плавучей. [1]
К югу от Тайваня, Тарелка Филиппинского моря погружающийся под плитой Зондской, образуя Лусон вулканической дугу (включая Зеленый остров и остров орхидеи ). Восток и юг острова представляют собой сложную систему поясов, образованных и являющихся частью зоны активного столкновения между частью Северного Лусонского желоба Лусонской вулканической дуги и Евразийской плитой, где срастались части Лусонской дуги и Лусона. forearc образуют восточный прибрежный хребет и параллельную внутреннюю долину Тайдун на Тайване соответственно. [2]
К северо-востоку Плита Филиппинского моря погружается под плиту Окинавы, образуя вулканическую дугу Рюкю .
Внешний образ | |
---|---|
Геологическая карта Тайваня |
Террейны
Hai'an Range или Coastal Range террейн относится к Лусну вулканической дуге (呂宋島火山弧) и находится на пластине Филиппинского моря (菲律賓海板塊). К западу от нее находится Продольная долина или долина Хуатунг , активная зона осадконакопления в рифтовой долине. К западу от него находится террейн Восточно-Центрального хребта, часть перевернутой континентальной базы. Западная сторона хребта - это террейн Западного Центрального хребта, который метаморфизован ранее третичными обломочными отложениями. Лишань Fault отделяет террейн Hsuehshan Range эоцена и олигоцена песчаников и сланцев. Chukou Fault (觸口斷層) обеспечивает границу для террейна Западного Предгорья, что мелкая морская детрит от миоцена до плейстоцена. Фронт деформации образует границу с недеформированным аллювием прибрежных равнин, который все еще накапливается. [3]
Террейн Восточно-Центрального хребта можно разделить на пояс Тайлуко на западе с метаморфизмом зеленых сланцев и пояс Юли на востоке с метаморфизмом голубых сланцев. Два метаморфических пояса, возможно, разделены разломом, называемым разломом Шоуфэн, но это не доказано. [4]
Центральные горы
Самые старые обнаженные породы сильно метаморфизируются и находятся в Центральных горах. [5] Ископаемые останки плохого качества предполагают происхождение в пермский период. Они образуют группу скал от Наньяо на севере до внутренней части Цзиньфэна на восточном склоне Центрального горного хребта . Ширина полосы 30 км на севере и сужается к югу. [6] Эти более ранние породы сильно метаморфизируются. Они также встречаются как подвал под западной частью острова. Они составляют Danana'ao Group или Tananao Schist. Эта группа состоит из гнейсов Кайнанаганг, мрамора хвостохранилища и сланцев Чанчунь.
Юлийский сланец имеет меловой возраст и состоит из черного сланца и некоторых зеленых сланцев , глаукофанового сланца и пятнистого сланца . Это самая восточная часть, простирающаяся от Чиана на юг к западу от горячих источников Чихпен поясом протяженностью около 150 км. Хотя темный цвет черного сланца обусловлен углеродом, углерод составляет менее 2% от его содержания. Найденные минералы: кварц, слюда , хлорит , альбит , сфен и графит . [7]
Чанчуньский сланец, состоящий в основном из зеленых сланцев, находится на западной стороне и образует толстые пласты. Встречается вместе с меньшим количеством кремня и черного сланца. Порода представляет собой слоистую темно-зеленую породу, содержащую хлорит, эпидот , кварц, кальцит, биотит, альбит и актинолит . Они происходят из основных вулканических пород . В этих породах могут находиться сульфидные медные руды. [7]
Кремнистые сланцы серого цвета, представляют собой метаморфизованный песчаник, богатый кварцем. Встречаются полосы кварцита и кремня, которые обычно ассоциируются с черным сланцем.
Формация Чиучу или мрамор Тайлуге образует полосу от Тайлуко на севере до точки между Улу и Куаншанем на юге. Известняк добывается в карьерах к югу от Suao для производства цемента. Хотя цвет обычно имеет оттенок серого, есть также черный или белый известняк, который измельчают на блоки для строительных целей. доломит также встречается вместе с известняком, особенно в Чинчаншане , Хопинчи и Мукуашане . [7]
Кайнанганская гнейсовая или канаганская формация представлена несколькими удлиненными телами. Гнейсовый , полученные из осадочных пород , содержит крупнозернистый кварц, биотит, и альбитовый плагиоклаз. Есть еще ортогнейс, полученный из гранита . Он светло-серого цвета и содержит натриевый плагиоклаз, кварц, биотит и мусковит. В гнейсе встречаются дайки пегматитов, содержащих кварц, полевой шпат и слюду. [7]
Другими магматическими породами, обнаруженными в древнем метаморфическом поясе, являются дайки амфиболитов и долеритов . Серпентинит находится в 5 км к западу от Фэнтьена (奉天). Он содержит эксплуатируемые месторождения нефрита , талька и асбеста . Станция Ванджунг (萬榮) находится недалеко от других выходов серпентенита. Блок Тамайеншань к северо-западу от Цзюйсуй (瑞穗) и блок Цэнхуаньшань в 10 км к западу от Цзюйсуй являются значительными выходами ультраосновных пород. [7]
Зеленый серпентинит в окрестностях Юли - строительный камень хорошего качества. Полоса ультраосновных пород тянется на 25 км к северу от Литао, Тайдун (離島). [7]
Около 85 млн лет назад этот район подвергся Нанао орогенезу, который включал внедрение гранитов и региональный метаморфизм. Рифтинг, открывший Южно-Китайское море около 40 млн лет назад, может быть связан с некоторыми интрузиями долеритов. Пэнлайский орогенез начался около 10 млн лет назад и продолжается в настоящее время. [8]
Восточный стратиграфический район
Самая недавно 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 - неоген, порода состоит из меланжа и вулканических пластов . Породы - это, прежде всего, андезиты миоцена вулканических пород Чимей . Далее идет формация Тулуаншань, состоящая из туфа , затем формация Такангоу, состоящая из отложений, таких как сланец и песчаник, которые содержат вулканические частицы. Свита Личи состоит из меланжа. Он сделан из глины, содержащей блоки другого камня, например, песчаника и офиолита . Он находится в южной половине западной части Прибрежного хребта. Когда это разрушается, образуются бесплодные земли . Поскольку это смесь камня, свита Личи трудно датировать, но, скорее всего, она относится к плиоцену . [9]
Конгломерат Пинаншань находится на холме Пинаншань и вдоль ручья Пинантачи к северу от Тайдуна (台 東). Составляющие представляют собой булыжники высотой 5–15 см, выветренные пресной водой Центрального хребта. Он образовался где-то от среднего до позднего плейстоцена и указывает на то, что произошло столкновение плит. [9]
Конгломерат Милунь находится к северу от Хуаляня. Это также вошло под названиями Конгломерат Бейрон и Конгломерат Милунпи. Он наклонен на 30 °. Дата не указана, но, вероятно, датируется плейстоценом. [9]
Отложения Центральных гор
Формация Шибачонгси относится к эоцену и состоит из сланца, а затем из пластов метаморфизованного песчаника. Общая мощность до 1000 м. [5]
Формация Дацзянь состоит из песчаника верхнего эоцена мощностью до 2700 метров. [5]
Xichun Формирование сланца и филлит от нижнего олигоцена. Мощность от 0,6 до 3 км. [5]
Крупнозернистый песчаник формации Силинг в мощных пластах относится к олигоцену. [5]
Формация Шуйчунглю из олигоцена содержит глинистые сланцы и граувакки . [5]
Билушанская свита содержит сланец и филлит эоцена. [5]
Лушаньская свита миоцена содержит сланцевый сланец и песчаник. [5]
Формирование Аоди современный
Сланец свиты Суле и песчаник позднего миоцена.
Западный стратиграфический район
Западная часть острова обнажает деформированные и метаморфизованные кайнозойские отложения, перекрытые четвертичным предгорным регионом на плоских равнинах на западном побережье.
Меловые , палеоценовые и эоценовые отложения не обнажаются на поверхности, а погребены. Они были обнаружены бурением.
Формация Юньлинь относится к меловому периоду и известна только по скважинам. Породы представлены алевролитом, базальтом, сланцем и известняком.
Палеоценовая формация Вангонг, состоящая из вулканических пластов , песчаника, сланца и известняка, имеет толщину более 1046 метров.
В эоцене формация Шуанджи формировалась в основном из вулканических частиц в виде туфов и туфопесчаников. Эти слои имеют толщину от 100 м до 3 км.
В олигоцене формация Учжишань или формация Учихшань (五指山 組) образовали мощные пласты песчаника. Общая мощность от 0,9 до 1,2 км.
Группа Елиу из миоцена представляет собой мелкозернистый песчаник с несколькими пластами сланцев, базальтовым туфом и тремя пластами угля . [10] Возможно, в том числе формация Ушань, сланец, формация Пэйляо, сланец Талу, формация Шихти, песчаник Куаньёншань. [11]
Группа Ruifang включает пласты песчаника, алевролита, сланца и шесть тонких пластов угля. Мощность этих пластов составляет от 0,8 до 1,6 км.
Группа Sangxia начинается со среднезернистого песчаника, но в верхних слоях увеличивается глинистость. Включено восемь тонких угольных пластов. Общая мощность наиболее глубоких пластов превышает 5 км. Это включает формацию Куэйчулин с песчаником Ютэнпин, сланец Шихлюфен, песчаник Куантаошань; формация Наньчуан, включая песчаник Шанфучи и формацию Тунгкэн. [11]
Формация Цзиньшуй или формация Чиншуй из плиоцена в основном состоит из сланцев с прослоями аргиллитов и песчаников мощностью от 80 до 400 м.
Формация Жуолань или формация Чолан (卓蘭 層) начинается в плиоцене и простирается до первой стадии плейстоцена . Он состоит из мелкозернистого песчаника. Его толщина от 1,5 до 2,5 км. В то же время на южной оконечности острова образовалась формация Кендинг или формация Кентинг (墾丁 組), состоящая из аргиллитов с офиолитовым меланжем . [12] Офиолитовый меланж содержит гальку и блоки миоценового возраста, состоящие из основных и ультраосновных пород со дна океана. Интерпретация состоит в том, что клин морского дна был вытолкнут над уровнем моря, размылся и осколки упали в грязь. [13]
Формация Тоукошан (Toukeshan) (頭 嵙 山 層) началась с мелкого песчаника с тонкими пластами конгломерата и продолжилась в основном конгломератом с пластами песчаника. Он образовался на 1-м и 2-м этапах плейстоцена. Его мощность от 0,4 до 3 км.
Свита Секу представляет собой светло-голубовато-серый алевролит с глинистыми сланцами и мелкозернистым песчаником. Формация Мааншань очень похожа. Он покрыт известняком Хенгчун и может соприкасаться. [12]
Западно-предгорный регион
Известняк Хэнчунь образовался после движения Пэнлай на третьем этапе плейстоцена. Также в это время образовались латерит (紅土) и гравий на террасах рек . Голоценовый илистый песок и кораллы образуют широкий пояс на западной стороне острова. [14]
Вулканические породы
Внешний образ | |
---|---|
Карта распространения вулканов |
Группа вулканов Татун находится на северной оконечности Тайваня. Чисиншань - самая высокая точка вулканов на высоте 1120 метров. Вулканы образовали округлую форму северного мыса Тайваня. [15] Вулканические породы также встречаются на островах Хуапин, Миенхуа , Пэнчиа и Хуанвэй к северу от Тайваня. Породы представляют собой богатые алюминием андезиты , туфы и брекчии . Породы бедны натрием и магнием, но богаты железом, калием, рубидием и стронцием и богаты редкоземельными элементами. Магма образовалась в результате таяния надвиговой морской плиты за вулканической дугой Рюкю во время плейстоцена . [5]
Базальт Каолингшан 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. Сильно обогащены редкоземельные элементы. Магма образовалась в результате плавления глубокой мантии надвиговой морской плиты за вулканической дугой Рюкю во время плейстоцена. [5]
В Вулканы на Chilungshan , Penshan, Caoshan, Chilung острова (Килунг Островок) и Gueishan острова датируются плейстоценового периода и позже. Извержение было эксплозивным, толеитовым андезитом и дацитом . Главный минерал - богатый кальцием плагиоклаз . Источником магмы является западная оконечность вулканической дуги Рюкю, образовавшаяся, когда погружающаяся Филиппинская морская плита была сжата ниже края Евразийской плиты на глубине от 20 до 30 км. Магма была загрязнена веществом континентальной коры. Геохимия породы показывает, что железо, алюминий, титан, калий, рубидий и стронций обогащены, а натрий, магний и никель обеднены. [5]
Щелочные вулканические породы с северо-запада Тайваня обнаружены в водохранилище Шимэнь, Чиаопаньшань, Таоюань и Фусин. Породы представлены пикритом , щелочным базальтом и трахиандезитом . Обычные минералы - альбит , оливин , клинопироксен и оксиды железа и титана. Обогащенные элементы - это натрий и титан, а магний и кальций - восстановлены. Скала датируется миоценом. Магма образовалась в условиях растяжения на континентальной окраине из глубины мантии. [5]
Вулканы на Прибрежном хребте и на Зеленом острове извергали толеитовый андезит и обломки вулканических взрывчатых веществ. Вулканы извергались с 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 видимые кристаллы пироксена или амфибола . Геохимии из горных пород показывают , что он обогащен калий , стронций и рубидий и легкие редкоземельные элементы . Хром и никель обеднены. [5] Вулканический комплекс Чимей , расположенный недалеко от реки Сюкулуанчи , имеет возраст от 9 до 22,2 млн лет. Это связано с медно-порфировым оруденением. Он занимает площадь 22 км 2 . [16]
Плейстоценовые базальты и толеиты встречаются на островах Пэнху . Лава изверглась из трещин во время наводнения. Порода обогащена 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 растяжения на окраине континента. [5]
Структуры
- Синклиналь долины Хенгчунь под долиной Хенгчунь [12]
- Разлом Хенгчунь на восточной стороне долины Хенгчунь. Он простирается вдоль долины Пинтунг как разлом Чаочоу и разлом Лаонунчи. [12]
- Kenting Парк антиклинали переворачивается и складки миоцена свиты Changlo, Лушань свиты на север. Свита Лошуй находится по сторонам антиклинали. [12]
Тектоника
Плита Филиппинского моря сходится с континентом на 7 см в год в западном северо-западном направлении. За последние 4 млн лет он сжал кайнозойские отложения примерно на 200 км . Накопленный нанос поднимается в горы со скоростью 5 мм в год. [5]
Основные сейсмические разломы на Тайване соответствуют различным зонам швов между различными террейнами. В результате на Тайване есть 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 в Восточной Рифтовой долине (花 東 縱 谷) и землетрясение 1964 года в Байхэ на разломе Чукоу. 1946 Землетрясение Синьхуа разорваны по вине Синьхуа (新化斷層). Самым смертоносным был 1935 Хсинчу-Тайчжун землетрясения сдвигая на вине в Эмэйшань Городке , Синьчжу Каунти . Вторым по значимости было землетрясение силой 7,3 балла, которое привело к разрыву разлома Челонгпу (車 籠 車 斷層) 21 сентября 1999 г., известное как « землетрясение 921 года ». 4 марта 2010 года примерно в 01:20 UTC на юге Тайваня произошло землетрясение магнитудой 6,4 балла . [17] Карта сейсмической опасности Тайваня, составленная Геологической службой США, показывает 9/10 территории острова как наивысший рейтинг (наиболее опасный). [18]
Офшор
Морские особенности включают склон Каопинг, простирающийся от юго-западного побережья Тайваня до Южно-Китайского моря. Со временем он появляется из моря, чтобы расширить остров. [3]
Хребет Хэнчунь простирается к югу от полуострова Хэнчунь (恆春 半島) и является подводной частью Центрального хребта. Южный продольный желоб - это южное подводное продолжение Продольной долины . Хребет Хуатанг простирается на юг от побережья от города Тайдун . Желоб Тайдун находится к востоку за аркой Лусон. Лусон Arc выходит на поверхность на островах Lüdao и Lanyu . Подводный каньон, Каньон Тайдун, прорезает дугу между двумя островами, соединяющими впадину Тайдун с впадиной Хуатунг. [19] Каньон пересекает бассейн Хуатунг, изгибаясь на север и достигая желоба Рюкю . [20] Землетрясение магнитудой 5,5 произошло в 08:00 по Гринвичу 20 марта 2011 года недалеко от каньона [21], разрушившего сегменты C и D подводного кабеля на переходе через Восточную Азию . Бассейн Хуатунг находится к востоку от Тайваня к югу от города Хуалянь. Он простирается на запад до хребта Гагуа примерно в 110 км от берега. [3]
Банки Тайваня - это мелководная часть главного континентального шельфа у материкового Китая, лежащая к югу и юго-западу от островов Пэнху . [3] Бассейн Тайсинань (台 西南 盆地) расположен между берегами Тайваня и Центральными горами.
Окинаве Желоб , то задуговая за Рюие , обнаруживается на береговой линии в бухте между купольным Пойнтом севером Sanshokiaku (восточной точкой Тайваня) (24,6 ° до 25 ° с.ш.). [3]
Геофизика
Тайвань имеет очень сильную положительную гравитационную аномалию Буге в Прибрежном хребте, превышающую + 4x10 −4 мс −2 . Локальный минимум ниже -2x10 -4 мс -2 находится на западной стороне с центром около Чжоулань . [22] Низкая сила тяжести связана с дефицитом массы в Тайваньском проливе, который является изгибным бассейном . [11]
Положительные магнитные вариации обнаруживаются 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 берега прибрежного хребта в южном направлении. Они порядка 200 нТл. [23]
Толщина земной коры составляет около 30 км, с более чем 2 км утолщения под Центральным хребтом и утонения у восточного побережья. Тайвань находится на краю континентального шельфа, поэтому толщина коры постоянна через Тайваньский пролив до материка. [22]
Наибольший тепловой поток наблюдается к западу от Продольной долины и составляет более 240 мВт · м -2 .
Гидрология
Многие породы на Тайване имеют малое пористое пространство и мало грунтовых вод.
На Тайване есть несколько горячих источников, большинство из которых расположены в северном вулканическом регионе. Геотермальный регион Чиншуй назван в честь реки Циншуэй в 13 км к юго-западу от Иланя . [24]
Реки Тайваня переносят в море большое количество наносов. Южный конец Лонгитудональной долины впадает в реку Пейнан с 88 000 000 тонн наносов в год. Реки, текущие на восток, переносят 17, 15, 31 и 22 мегатонны наносов в год. Cho Shiu сдвигает 54 млн тонн в год. Реки, текущие к югу от Центрального хребта, переносят более 100 тонн наносов в год. [25]
Изучение
Картография
Первая геологическая карта Тайваня была составлена в 1898 году Я. Исии под названием «Карта геологии и минеральных ресурсов острова Тайвань» . Он был в масштабе 1: 800 000, и в его легенде было изображено шесть элементов. [26] Япония нуждалась в нефти и угле для войны против России в 1904 году, поэтому началось изучение угольных месторождений в северной части Тайваня, были составлены более подробные карты, а следующая была опубликована в 1911 году Ю. Дегучи и Г. Хосоя в масштабе 1: 300 000. [26] Третья карта была составлена в 1926 году и озаглавлена: « Геологическая карта Тайваня с указанием распределения минералов » Ю. Итикавы и Х. Такахаши. [26] Он показал 19 горных единиц. [26] Цветная карта 1935 года Ю. Итикавы имела масштаб 1: 500 000. [26] 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. [26] Второе издание было напечатано в 1986 году вместе с примечаниями. [26]
Рекомендации
- ^ "Геология Тайваня - Университет Аризоны" . Geo.arizona.edu . Проверено 1 августа 2010 года .
- ^ Клифт, Схоутен и Драут (2003) в Внутриокеанские системы субдукции: тектонические и магматические процессы , ISBN 1-86239-147-5 p84–86
- ^ а б в г д Меган Андерсон (5 марта 2001 г.). «Введение в геологические особенности» . Тайвань: активная континентальная зона субдукции .
- ^ "Пояса Метаморфа" . Архивировано из оригинала на 2010-12-15.
- ^ Б с д е е г ч я J к л м п о Чжан Цзиньхай и Хэ Лиши (2002). «Геология провинции Тайвань». Геология Китая . Геологическое издательство. ISBN 978-7-116-02268-3.CS1 maint: использует параметр авторов ( ссылка )
- ^ «Интродукция Восточно-Центрального хребта» . Архивировано из оригинала на 2011-05-24.
- ^ а б в г д е «Восточно-Центральный хребет и литология метаморфических пород» . Архивировано из оригинала на 2010-12-15.
- ^ "Радиометрические возрасты Восточного Центрального хребта" . Архивировано из оригинала на 2010-12-15.
- ^ а б в Центральная геологическая служба МОЭИ. «Стратиграфия и литология восточного побережья» . Архивировано из оригинала на 2011-09-27.
- ^ «Третичное образование в нефтегазоносных регионах Китая» (PDF) .
- ^ а б в Инь-Вэй Чоу; Хо-Шинг Ю (01.01.2002). «Структурные выражения растяжения изгиба в столкновении Дуги и континента Западного Тайваня» . В Чар-Шине Лю (ред.). Геология и геофизика столкновения дуги и континента, Тайвань . п. 2. ISBN 9780813723587.
- ^ а б в г д «Геология полуострова Хунчунь» . Архивировано из оригинала на 2011-07-24.
- ^ Бенджамин М. Пейдж; Цзин-Инь Лань (май 1983 г.). «Меланж Кентинг и его запись тектонических событий» (PDF) . Воспоминания Геологического общества Китая (5): 227–248. Архивировано из оригинального (PDF) 05 марта 2016 года.
- ^ ПЕСНЯ Чжи-чен, ХУАН Фэй (февраль 2004 г.). «Меловые и третичные палинофлоры в районе Тайваня и их корреляция с таковыми в соседних прибрежных регионах материкового Китая». Журнал тропической океанографии .CS1 maint: использует параметр авторов ( ссылка )
- ^ «Географическая установка» . Геология Тайваня . Центральная геологическая служба. Архивировано из оригинального 24 -го мая 2011 года.
- ^ «Архивная копия» . Архивировано из оригинала на 2011-07-24 . Проверено 21 марта 2011 .CS1 maint: заархивированная копия как заголовок ( ссылка )
- ^ Теодору, Кристина; Ли, Эндрю (3 марта 2010 г.). «Землетрясение силой 6,4 балла произошло на юге Тайваня» . CNN.com . Проверено 4 марта 2010 года .
- ^ «Карта сейсмической опасности Восточной Азии USGS» . Seismo.ethz.ch . Архивировано из оригинала на 2000-03-03 . Проверено 30 мая 2011 .
- ^ Сибуэ, Жан-Клод; Сюй, Шу-Кун; Норманд, Ален (2005). «Тектоническое значение каньона Тайдун, бассейн Хуатунг, к востоку от Тайваня». Морские геофизические исследования . 25 (1-2): 95-107. Bibcode : 2004MarGR..25 ... 95S . DOI : 10.1007 / s11001-005-0736-2 .
- ^ Филипп Шнурле; Чар-Шин Лю; Серж Э. Лаллеман; Дональд Рид (сентябрь 1998 г.). «Структурный контроль каньона Тайдун в бассейне Хуатунг к востоку от Тайваня» (PDF) . ТАО . 9 (3): 453–479. Архивировано из оригинального (PDF) 30 августа 2011 года.
- ^ «Архивная копия» . Архивировано из оригинала на 2011-03-24 . Проверено 28 августа 2017 .CS1 maint: заархивированная копия как заголовок ( ссылка )
- ^ а б Геология Китая стр. 62
- ^ Геология Китая стр.66
- ^ KC Fan; и другие. (30 января 2006 г.). «Оценка естественного питания геотермального водохранилища Чиншуй на Тайване» (PDF) .
- ^ «Дом - Спрингер» . Springerimages.com . Проверено 4 ноября 2018 года .
- ^ Б с д е е г «Ранние геологические карты Тайваня» . Архивировано из оригинала на 2011-05-24.
Внешние ссылки
- Чао-Ся Чен; Синь-Чанг Хокай-Шуан Шей; и другие. (2000). «Геологическая карта Тайваня» . Центральная геологическая служба Министерства экономики. Архивировано из оригинала на 2011-08-15 . Проверено 29 марта 2011 .