Геология Тайваня - Википедия - Geology of Taiwan

2002 г. Вид со спутника на Тайвань

В остров Тайвань активен геологически, образован на комплексе сходящаяся граница между Плита Янцзы из Евразийская плита на запад и север, Окинавская тарелка на северо-востоке Филиппинская плита на востоке и юге, а Тарелка Сунда на юго-запад. Субдукция меняет направление на Тайване. Верхняя часть земной коры на острове в основном состоит из ряда террейны, в основном старые островные дуги которые были сведены вместе 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 Плита Филиппинского моря погружается под плиту Сунда, образуя Лусонская вулканическая дуга (включая Зеленый остров и Остров орхидей ). 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 сросшиеся части Лусонской дуги и Лусона преддуга формируют восточный прибрежный хребет и параллельно внутри страны Продольная долина Тайдун Тайваня соответственно.[2]

На северо-востоке плита Филиппинского моря погружается под плиту Окинавы, образуя Рюкю Вулканическая дуга.

Внешний образ
значок изображения Геологическая карта Тайваня
Тайвань сейсмичность, показывая как магнитуду, так и глубину землетрясений.

Террейны

Хайянский хребет

В Хребет Хайань или прибрежный хребет террейн принадлежит к Лусонская вулканическая дуга (呂宋島 火山 弧) и находится на Плита Филиппинского моря (菲律賓 海 板塊). К западу от него находится Продольная долина или Долина Хуатунг, активная зона осадконакопления в рифтовой долине. К западу от него находится террейн Восточно-Центрального хребта, часть материковой базы, которая была перевернута. Западная сторона хребта - это террейн Западного Центрального хребта, который метаморфизован ранее третичными обломочными отложениями. В Лишанский разлом разделяет террейн хребта Сюэшань от эоцена до олигоцена, песчаник и сланец. В Чукоуский разлом (觸 口 斷層) представляет собой границу террейна Западных предгорий, который представляет собой мелководный морской 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

Центральный горный хребет

Самые старые обнаженные породы сильно метаморфизируются и находятся в Центральных горах.[5] Ископаемые свидетельства низкого качества предполагают происхождение Пермский период Период. Они образуют рок-группу из Nan'ao на севере во внутренние районы Цзиньфэн на восточном фланге Центральный горный хребет. Ширина полосы 30 км на севере и сужается к югу.[6] Эти более ранние породы сильно метаморфизируются. Они также встречаются в подвале под западной частью острова. Они составляют Группа Дананао или Тананао Шист. Эта группа состоит из Кайнанагангского гнейса, хвостового мрамора и чанчуньского сланца.

Юлий Шист - это Меловой по возрасту и состоит из черного сланца и некоторых зелень, глаукофан сланец, и заметил шифер. Это самая восточная часть, простирающаяся от Чиана на юг до западных горячих источников Чихпен поясом длиной 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 зелень находится на западной стороне и образует толстые пласты. Встречается вместе с меньшим количеством черт, и черный сланец. Порода представляет собой слоистую темно-зеленую породу, содержащую хлорит, эпидот, кварц, кальцит, биотит, альбит и актинолит. Они получены из мафический вулканические породы. Эти скалы могут вместить сульфид меди руды.[7]

Кремнистые сланцы серого цвета, представляют собой метаморфизованный песчаник, богатый кварцем. Кварцит можно найти кремневые полосы, 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. В известняк добывается в карьерах к югу от Суао для производства цемента. Хотя это обычно оттенок серого, есть также черный или белый известняк, который измельчают на блоки для строительных целей. доломит также встречается вместе с известняком, особенно на Чингчаншань, Hopingchi, и Мукуашан.[7]

Кайнанганская гнейсовая или канаганская свита встречается в нескольких удлиненных телах. В гнейс образованный из осадочных пород, содержит крупнозернистый кварц, биотит и альбитовый плагиоклаз. Также существует ортогнейс, полученный из гранит. Он светло-серого цвета и содержит натриевый плагиоклаз, кварц, биотит и мусковит. В гнейсе есть пегматит дамбы содержащий кварц, полевой шпат и слюду.[7]

Другие магматические породы, обнаруженные в старом метаморфическом поясе, - это амфиболит и долерит дамбы. Серпентинит находится в 5 км к западу от Фэнтьена (奉天). Он содержит эксплуатируемые месторождения нефрит, тальк и асбест. Станция Ваньчжун (萬榮) ближе к большему количеству выходов серпентенита. Блок Тамайеншан к северо-западу от Juisui (瑞穗) и блок Цэнхуаньшань в 10 км к западу от Цзюйсуй являются значительными ультраосновной обнажения.[7]

Зеленый серпентинит вблизи Юлий делает строительный камень хорошего качества. Полоса ультраосновных пород тянется на 25 км к северу от г. Литао, Тайдун (離島).[7]

Около 85 млн лет назад этот район был подвержен Нанао орогенезу, который включал внедрение гранитов и региональный метаморфизм. Рифтинг, открывший Южно-Китайское море около 40 млн лет назад могут быть связаны с интрузиями долеритов. Пэнлайский орогенез начался около 10 млн лет назад и продолжается в настоящее время.[8]

Восточный стратиграфический район

Самая последняя добавленная часть острова - это Прибрежный хребет на восточном побережье от Город Тайдун на юге до города Хуалянь на севере. Хребет является продолжением дуги Лусона. Возраст Неоген и рок состоит из меланж и вулканическая пластика. Породы относятся, прежде всего, к вулканическим образованиям Чимей миоценового возраста. андезит. Далее следует формация Тулуаньшань, состоящая из туф, затем формация Такангу, состоящая из отложений, таких как сланец и песчаник, содержащих вулканические частицы. Свита Личи состоит из меланжа. Он сделан из грязи, содержащей блоки другого камня, например, песчаника и офиолит. Он находится в южной половине западной части Прибрежного хребта. Когда это разрушается, бесплодные земли сформированы. Поскольку это смесь камня, свита Личи трудно датировать, но, скорее всего, она возникла из Плиоцен.[9]

Пинаншань конгломерат находится на холме Пинаншань и вдоль ручья Пинантачи к северу от Тайдун (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 Милун 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]

Сланец формации Сичунь и филлит относится к нижнему олигоцену. Мощность от 0,6 до 3 км.[5]

Крупнозернистый песчаник формации Силинг в мощных пластах относится к олигоцену.[5]

Формация Шуичунлю из олигоцена содержит глинистый шифер и Graywacke.[5]

Билушанская свита содержит сланец и филлит эоцена.[5]

Лушаньская свита миоцена содержит сланцевый сланец и песчаник.[5]

Формирование Аоди современный

Сланец и песчаник свиты Суле из позднего миоцена.

Западный стратиграфический район

Западная часть острова представляет собой деформированные и метаморфизованные Кайнозойский отложения, перекрытые Четвертичный предгорный район на плоских равнинах западного побережья.

Меловой, Палеоцен и эоценовые отложения не выходят на поверхность, 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 Вангун, состоящая из вулканические пластики, песчаник, сланец и известняк имеет толщину более 1046 метров.

в эоцен Формация Шуанджи сформировалась в основном из вулканических частиц в виде туфа и туфопесчаника. Эти слои имеют толщину от 100 м до 3 км.

в Олигоцен 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 Миоцен песчаник мелкозернистый, с несколькими пластами сланца, базальтового туфа и тремя пластами каменный уголь.[10] Возможно, включая формацию Ушань, сланцевую толщу, формацию Пэйляо, сланец Талу, формацию Шихти, песчаник Куаньюншань.[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. Сюда входят формации Куэйчулин с песчаниками Ютэнпин, сланцами Шихлюфен, песчаниками Куантаошань; формация Наньчуан, включая песчаник Шанфучи и формацию Тунгкэн.[11]

Формация Цзиньшуй или формация Чиншуй от Плиоцен в основном сланцы с прослоями аргиллит толщина песчаника составляет от 80 до 400 м.

Формация Жуолань или Формация Чолан (卓蘭 層) начинается в плиоцене и продолжается до первой стадии Плейстоцен. Он состоит из мелкозернистого песчаника. Его толщина составляет 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 офиолит меланж.[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 обломки 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 сформировался на стадии 1 и 2 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 Хенгчунь и может соприкасаться.[12]

Западные предгорья

Известняк Хэнчунь образовался после движения Пэнлай на третьем этапе плейстоцена. Также в это время латерит (紅土) и гравий на речные террасы был сформирован. Голоцен илистый песок и кораллы образуют широкий пояс на западной стороне острова.[14]

Вулканические породы

Внешний образ
значок изображения Карта распространения вулканов

В Группа вулканов Татун находится на северной оконечности Тайваня. Chihsingshan самая высокая точка вулканов на высоте 1120 метров. Вулканы образовали округлую форму северного мыса Тайваня.[15] Вулканические породы также встречаются на острове Хуапин, остров Миенхуа, Остров Пэнчиа и остров Хуанвэй к северу от Тайваня. Скалы богаты алюминием андезит, туф и брекчия. 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 Вулканическая дуга Рюкю вовремя Плейстоцен.[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 в плейстоцене.[5]

В вулканы на Чилунгшане, Пэньшань, Цаошань, Остров Чилунг (Остров Килунг) и Остров Гэйшань датируются периодом плейстоцена и позже. Извержение было взрывным толеитовый андезит и дацит. Главный минерал богат кальцием плагиоклаз. Источник магмы - западная оконечность вулканической дуги Рюкю, образовавшейся, когда подчинение Филиппинская морская плита была сжата ниже края Евразийской плиты на глубине примерно 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 встречаются на Шихменское водохранилище, Чиаопаньшань, Таоюань и Фусин. Скалы пикрит, щелочной базальт и трахиандезит. Общие минералы альбит, оливин, клинопироксен и оксиды железа и титана. Обогащенные элементы - 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 побережье и Зеленый остров извергнутый андезит толеит и обломки вулканических взрывчатых веществ. Вулканы извергались из Плиоцен до плейстоцена. Это часть Лусонская вулканическая дуга. Магма образовалась из субдукции океаническая кора при сжатии глубиной около 25 км. Андезитовая порода содержит видимые кристаллы пироксен или же амфибол. В геохимия рок-шоу обогащено калий, стронций и рубидий и легкие редкоземельные элементы. Хром и никель обеднены.[5] Вулканический комплекс Чимей, недалеко от Река Сюкулуанчи, имеет возраст от 9 до 22,2 млн лет. Это связано с медный порфир минерализация. Он занимает площадь 22 км.2.[16]

Плейстоценовые базальты и толеиты встречаются в Острова 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 возникла в верхняя мантия в условиях напряженности на континентальной окраине.[5]

Структуры

  • Долина Хенгчун синклайн под долиной Хенгчун[12]
  • Разлом Хенгчунь на восточной стороне долины Хенгчунь. Он простирается вдоль долины Пинтунг как разлом Чаочоу и разлом Лаонунчи.[12]
  • Kenting Park антиклиналь переворачивается и складывает миоценовые породы формации Чанло, формация Лушань 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. Он сжал кайнозойские отложения примерно на 200 км за последние 4 года.Ма. 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 Тайвань имеет множество грязевые вулканы и горячие источники. Эти неисправности привели к несколько крупных землетрясений на протяжении всей истории острова, в том числе Землетрясения 1951 г. в Восточной рифтовой долине (花 東 縱 谷) и 1964 г., землетрясение в Байхэ на Чукоуском разломе. В 1946 г., землетрясение в Синьхуа разорвал разлом Синьхуа (新化 斷層). Самый смертоносный был 1935 г., Синьчжу-Тайчжунское землетрясение. переключение на ошибку в Городок Эмэй, Уезд Синьчжу. Вторым по значимости было землетрясение силой 7,3 балла, в результате которого 21 сентября 1999 г. произошел разрыв разлома Челонгпу (車 籠 埔 斷層), известного как "921 землетрясение ". 4 марта 2010 года примерно в 01:20 UTC землетрясение магнитудой 6,4 поразил южный Тайвань.[17] В карта сейсмической опасности для Тайваня Геологическая служба США показывает 9/10 острова как самую высокую оценку (наиболее опасную).[18]

Офшор

Морские особенности включают склон Каопин, простирающийся от юго-западного побережья Тайваня до Южно-Китайского моря. Со временем он появляется из моря, чтобы расширить остров.[3]

Хребет Хенчунг простирается к югу от Полуостров Хенгчун (恆春 半島), и является подводной частью Центрального хребта. Южный продольный желоб является южным подводным продолжением Продольная долина. Хребет Хуатанг простирается на юг от побережья от Город Тайдун. Желоб Тайдун находится к востоку за аркой Лусон. Арка Лусона выходит на поверхность на островах Людао и Ланью. Подводный каньон, Каньон Тайдун, прорезает дугу между двумя островами, соединяющими впадину Тайдун с впадиной Хуатунг.[19] Каньон пересекает впадину Хуатунг, изгибаясь на север и достигая Рюкю желоб.[20] Землетрясение магнитудой 5,5 произошло в 08:00 по Гринвичу 20 марта 2011 года недалеко от каньона.[21] ломая сегменты C и D Переход через Восточную Азию подводный кабель. В Бассейн Хуатунг находится к востоку от Тайваня к югу от города Хуалянь. Он простирается на запад до Гагуа Ридж около 110 км от берега.[3]

Банки Тайваня представляют собой мелководную часть главного континентального шельфа у материкового Китая, лежащую к югу и юго-западу от Острова Пэнху.[3] В Бассейн Тайсинань (台 西南 盆地) расположен между берегами Тайваня и Центральными горами.

В Окинавский желоб, то задний дуговой бассейн за Острова Рюкю, проявляется на береговой линии в виде бухты между мысом Доум на севере и Саншокиаку (самая восточная точка Тайваня) (от 24,6 ° до 25 ° с.ш.).[3]

Геофизика

Тайвань имеет очень сильную, позитивную Аномалия силы тяжести Буге в Прибрежном хребте, более + 4х10−4 РС−2. Локальный минимум ниже -2x10−4 РС−2 находится на западной стороне, в центре около Жулан.[22] Низкая гравитация обусловлена ​​дефицитом массы в Тайваньский пролив который является изгибной бассейн.[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 от 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 превышает 240 мВт · м.−2.

Гидрология

Долина горячих источников Бэйтоу

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 Река Циншуэй 13 км к юго-западу от Илань.[24]

Реки Тайваня переносят в море большое количество наносов. Южный конец Продольной долины выпускает Река Пейнан с 88000000 тонн осадка в год. Реки с восточным течением переносят 17, 15, 31 и 22 мегатонны наносов в год. В Чо Шиу смены 54 тн в год. Реки, текущие к югу от Центрального хребта, переносят более 100 тонн наносов в год.[25]

Изучать

Картография

Первый геологическая карта Тайваня был изготовлен в 1898 г. Ю. 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 масштаб 1: 300 000.[26] Третья карта была выпущена в 1926 году под названием: Геологическая карта Тайваня с указанием распределения минералов Я. Итикава и Х. Такахаши.[26] Показано 19 горных единиц.[26] Цветная карта 1935 года Ю. Итикавы имела масштаб 1: 500 000.[26] В 1953 г. Геологическая служба Тайваня (台灣 地質 調查 所) ​​опубликовал карту, составленную Л.С. Чанг 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

  1. ^ «Геология Тайваня - Университет Аризоны». Geo.arizona.edu. Получено 1 августа 2010.
  2. ^ Клифт, Схоутен и Драут (2003) в Внутриокеанские субдукционные системы: тектонические и магматические процессы, ISBN  1-86239-147-5 стр84–86
  3. ^ а б c d е Меган Андерсон (5 марта 2001 г.). «Введение в геологические особенности». Тайвань: активная континентальная зона субдукции.
  4. ^ "Пояса Метаморфа". Архивировано из оригинал 15 декабря 2010 г.
  5. ^ а б c d е ж грамм час я j k 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 (связь)
  6. ^ «Введение в Восточно-Центральный хребет». Архивировано из оригинал на 24.05.2011.
  7. ^ а б c d е ж «Восточно-центральный хребет и литология метаморфических пород». Архивировано из оригинал 15 декабря 2010 г.
  8. ^ "Радиометрические века Восточного Центрального диапазона". Архивировано из оригинал 15 декабря 2010 г.
  9. ^ а б c Центральная геологическая служба МОЭИ. «Стратиграфия и литология восточного побережья». Архивировано из оригинал 27 сентября 2011 г.
  10. ^ «Третичное в нефтегазоносных регионах Китая» (PDF).
  11. ^ а б c Инь-Вэй Чоу; Хо-Шинг Ю (01.01.2002). "Структурные проявления растяжения изгиба в столкновении между Аркой и континентом Западного Тайваня". В Чар-Шине Лю (ред.). Геология и геофизика столкновения дуги и континента, Тайвань. п. 2. ISBN  9780813723587.
  12. ^ а б c d е «Геология полуострова Хунчунь». Архивировано из оригинал на 24.07.2011.
  13. ^ Бенджамин М. Пейдж; Цин-Инь Лань (май 1983 г.). «Меланж Кентинг и его летопись тектонических событий» (PDF). Мемуары Геологического общества Китая (5): 227–248. Архивировано из оригинал (PDF) на 2016-03-05.
  14. ^ 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 (связь)
  15. ^ «Географическая установка». Геология Тайваня. Центральная геологическая служба. Архивировано из оригинал 24 мая 2011 г.
  16. ^ «Архивная копия». Архивировано из оригинал на 2011-07-24. Получено 2011-03-21.CS1 maint: заархивированная копия как заголовок (связь)
  17. ^ Теодору, Кристина; Ли, Эндрю (3 марта 2010 г.). «Землетрясение силой 6,4 балла произошло на юге Тайваня». CNN.com. Получено 4 марта 2010.
  18. ^ «Карта сейсмической опасности Восточной Азии USGS». Seismo.ethz.ch. Архивировано из оригинал на 2000-03-03. Получено 2011-05-30.
  19. ^ 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:2004МарГР..25 ... 95С. Дои:10.1007 / s11001-005-0736-2.
  20. ^ Филипп Шнурле; Чар-Шин Лю; Серж Э. Лаллеманд; Дональд Рид (сентябрь 1998 г.). «Структурные ограничения каньона Тайдун в бассейне Хуатунг к востоку от Тайваня» (PDF). ТАО. 9 (3): 453–479. Архивировано из оригинал (PDF) на 30.08.2011.
  21. ^ «Архивная копия». Архивировано из оригинал на 2011-03-24. Получено 2017-08-28.CS1 maint: заархивированная копия как заголовок (связь)
  22. ^ а б Геология Китая стр.62
  23. ^ Геология Китая стр.66
  24. ^ К. С. Фан; и другие. (30 января 2006 г.). «Оценка естественного питания геотермального водохранилища Чиншуй на Тайване» (PDF).
  25. ^ «Хоум - Спрингер». Springerimages.com. Получено 4 ноября 2018.
  26. ^ а б c d е ж грамм «Ранние геологические карты Тайваня». Архивировано из оригинал на 24.05.2011.

внешняя ссылка