Остров Тайвань образовался приблизительно 4–5 миллионов лет назад на конвергентной границе между Филиппинской морской плитой и Евразийской плитой . На границе, проходящей по всей длине острова и продолжающейся на юг, Евразийская плита скользит под Филиппинскую морскую плиту. На северо-востоке острова Филиппинская морская плита скользит под Евразийскую плиту. [1] [2] Большая часть острова представляет собой огромный разломный блок , наклоненный на запад. [3]
Остров активен в геологическом отношении, образован на сложной конвергентной границе между субплитой Янцзы Евразийской плиты на западе и севере, плитой Окинава на северо-востоке, плитой Филиппинского моря на востоке и юге и плитой Зондского моря на юго-западе. Субдукция меняет направление на Тайване. Верхняя часть коры на острове в основном состоит из серии террейнов , в основном старых островных дуг , которые были сжаты 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. [4]
К югу от Тайваня, плита Зонда погружается под плиту Филиппинского моря, образуя Лусонскую вулканическую дугу (включая Зеленый остров и остров Орхидея ). Восток и юг острова представляют собой сложную систему поясов, образованных активной коллизией между частью Северо-Лусонского прогиба Лусонской вулканической дуги и Евразийской плитой, где аккреционные части Лусонской дуги и Лусонской преддуги образуют восточный прибрежный хребет и параллельную внутреннюю продольную долину Тайдун на Тайване соответственно. [5]
Начиная с северо-востока Тайваня и далее на восток по вулканической дуге Рюкю , Филиппинская морская плита погружается под плиту Окинава, образуя вулканическую дугу Рюкю .
Террейн Hai'an Range или Coastal Range принадлежит к Luzon Volcanic Arc (呂宋島火山弧) и находится на Филиппинской морской плите (菲律賓海板塊). К западу от него находится Longitudinal Valley или долина Huatung , активная зона осадконакопления в рифтовой долине. К западу от него находится террейн Eastern Central Range, часть континентального основания, которое было поднято. Западная сторона хребта - террейн Western Central Range, который метаморфизован более ранними третичными обломочными отложениями. Разлом Lishan разделяет террейн Hsuehshan Range от эоцена до олигоцена песчаника и сланца. Разлом Chukou (觸口斷層) обеспечивает границу для террейна Western Foothills, который представляет собой мелководный морской детрит от миоцена до плейстоцена. Фронт деформации образует границу с недеформированным аллювием прибрежных равнин, который все еще отлагается. [6]
Восточно-центральный террейн 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 Шоуфенг, но это не доказано. [7]
Самые старые обнаженные породы сильно метаморфизованы и находятся в Центральных горах. [8] Плохое качество ископаемых свидетельств предполагает происхождение в пермский период. Они образуют полосу скал от Нанао на севере до внутренней части Цзиньфэна на восточном фланге 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 качестве фундамента под западной частью острова. Они составляют группу Дананаао или сланец Тананао. Эта группа состоит из гнейса Кайнанаган, мрамора Тайлуге и сланца Чанчунь.
Юлийские сланцы имеют меловой возраст и состоят из черного сланца и некоторого количества зеленого сланца , глаукофанового сланца и пятнистого сланца . Это самая восточная часть, которая простирается от Чиана на юг до запада от горячих источников Чихпен в поясе длиной около 150 км. Хотя темный цвет черного сланца обусловлен углеродом, углерод составляет менее 2% от содержания. Найденные минералы включают кварц, слюду , хлорит , альбит , сфен и графит . [10]
Чанчуньский сланец, в основном зеленый сланец , находится на западной стороне и образует толстые пласты. Он 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 получены из основных вулканических пород . Эти породы могут содержать медно-сульфидные руды. [10]
Кремнистые сланцы окрашены в серый цвет, они представляют собой метаморфизованный песчаник, богатый кварцем. Встречаются кварцитовые и кремнистые полосы, и они обычно ассоциируются с черным сланцем.
Формация Чиучу или мрамор Тайлуге образует полосу от Тайлуко на севере до точки между Улу и Куаншань на юге. Известняк добывают в карьерах к югу от Суао для производства цемента. Хотя цвет обычно имеет оттенок серого, есть также черный или белый известняк, который рубят на блоки для строительных целей. Доломит также встречается вместе с известняком, особенно в Чинчаншане, Хопингчи и Мукуашане. [10]
Гнейс Кайнанган или формация Канаган встречается в нескольких удлиненных телах. Гнейс , полученный из осадочных пород, содержит крупнозернистый кварц, биотит и альбитовый плагиоклаз. Также существует ортогнейс, полученный из гранита . Он светло-серый и содержит натриевый плагиоклаз, кварц, биотит и мусковит. Внутри гнейса есть пегматитовые дайки, содержащие кварц, полевой шпат и слюду. [10]
Другие магматические породы, обнаруженные в старом метаморфическом поясе, представляют собой дайки амфиболита и долерита . Серпентинит обнаружен в 5 км к западу от Фэнтяня (奉天). Он содержит разрабатываемые месторождения нефрита , талька и асбеста . Станция Ваньцзюнь (萬榮) находится недалеко от большего количества выходов серпентенита. Блок Тамайеншань к северо-западу от Цзюйсуй (瑞穗) и блок Цэнхуаншань в 10 км к западу от Цзюйсуй являются значительными выходами ультраосновных пород . [10]
Зеленый серпентинит из района Юли является строительным камнем хорошего качества. Полоса ультраосновных пород простирается на 25 км к северу от Литао, Тайдун (離島). [10]
Район подвергся орогению Нанао около 85 млн лет назад, которое включало гранитную интрузию и региональный метаморфизм. Рифт, открывший Южно-Китайское море около 40 млн лет назад, может быть связан с некоторыми интрузиями долеритов. Орогенез Пэнлай начался около 10 млн лет назад и продолжается в настоящее время. [11]
Последняя добавленная часть острова — это Прибрежный хребет на восточном побережье от города Тайдун на юге до города Хуалянь на севере. Хребет является продолжением дуги Лусон. Возраст — неогеновый , а порода состоит из меланжа и вулканокластики . Скальные образования в первую очередь представляют собой андезит миоценового возраста Chimei Volcanics . Далее следует формация Tuluanshan, состоящая из туфа , затем формация Takangou, состоящая из осадков, таких как сланец и песчаник, которые содержат вулканические частицы. Формация Lichi состоит из меланжа. Она состоит из грязи, содержащей блоки другого камня, такого как песчаник и офиолит . Она находится в южной половине западной стороны Прибрежного хребта. Когда он разрушается, образуются бесплодные земли . Поскольку это смесь камней, формацию Lichi трудно датировать, но, скорее всего, она относится к плиоцену . [12]
Конгломерат Пинаншань находится на холме Пинаншань и вдоль ручья Пинанчи к северу от Тайдуна (台東). Составляющие его — булыжники размером 5–15 см, размытые пресной водой из Центрального хребта. Он образовался где-то между средним и поздним плейстоценом 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 на 30°. Он не датирован, но, вероятно, относится к плейстоцену. [12]
Формация Шибахонгси относится к эоцену и состоит из сланца, а затем слоев метаморфизованного песчаника. Общая толщина составляет 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. Толщина от 0,6 до 3 км. [8]
Крупный песчаник формации Силинг в толстых пластах относится к олигоцену. [8]
Формация Шуйчунглю олигоценового периода содержит глинистый сланец и граувакку . [8]
Билушанская формация содержит сланец и филлит эоценового возраста. [8]
Формация Лушань из миоцена содержит сланцевый сланец и песчаник. [8]
Современная формация Аоди
Сланец и песчаник формации Суле позднего миоцена.
В западной части острова обнажаются деформированные и метаморфизованные кайнозойские отложения, перекрытые четвертичными предгорьями на плоских равнинах западного побережья.
Меловые , палеоценовые и эоценовые отложения не выходят на поверхность, а захоронены. Они были обнаружены бурением.
Формация Юньлинь относится к меловому периоду и известна только по скважинам. Породы представлены алевритом, базальтом, сланцем и известняком.
Палеоценовая формация Вангун, состоящая из вулканокластики , песчаника, сланца и известняка, имеет толщину более 1046 метров.
В эоцене формация Шуанцзи образовалась в основном из вулканических частиц в виде туфа и туфопесчаника. Эти слои имеют толщину от 100 м до 3 км.
В олигоцене формация Учжишань или формация Учихшань (五指山組) образовала мощные пласты песчаника. Общая толщина составляет от 0,9 до 1,2 км.
Группа Елю из миоцена представляет собой мелкозернистый песчаник с несколькими слоями сланца, базальтового туфа и тремя пластами угля . [13] Возможно, включает формацию Ушань, сланец Пайлинга, формацию Пэйляо, сланец Талу, формацию Шихти, песчаник Куаньюнгшань. [14]
Группа Жуйфан содержит пласты песчаника, алеврита, сланца и шесть тонких угольных пластов. Толщина этих пластов составляет от 0,8 до 1,6 км.
Группа Сангся начинается со среднезернистого песчаника, но в верхних слоях увеличивается содержание сланца. Включены восемь тонких угольных пластов. Общая толщина самых глубоких пластов превышает 5 км. Сюда входит формация Куэйчулин с песчаником Ютенпин, сланцем Шилюфэнь, песчаником Куантаошань; формация Наньчуан, включающая песчаник Шанфучи и формацию Тункен. [14]
Формация Цзиньшуй или Чиньшуй плиоценового периода в основном состоит из сланца с прослоями аргиллита и песчаника толщиной от 80 до 400 м.
Формация Чжуолань или Чолан (卓蘭層) начинается в плиоцене и простирается до первой стадии плейстоцена . Она состоит из мелкозернистого песчаника. Ее толщина составляет от 1,5 до 2,5 км. В то же время на южной оконечности острова была сформирована формация Кэньдин или Кэньдин (墾丁組), состоящая из аргиллита с офиолитовым меланжем . [15] Офиолитовый меланж содержит гальку и блоки миоценового возраста, состоящие из основных и ультраосновных пород со дна океана. Интерпретация заключается в том, что клин морского дна был вытолкнут над уровнем моря, размыт и сбросил фрагменты в грязь. [16]
Формация Тоукошан (Toukeshan) (頭嵙山層) началась с тонкого песчаника с тонкими слоями конгломерата и продолжилась в основном конгломератом с слоями песчаника. Она была сформирована на 1-й и 2-й стадиях плейстоцена. Ее толщина составляет от 0,4 до 3 км.
Формация Szekou представляет собой светло-голубовато-серый алеврит с сланцем и мелкозернистым песчаником. Формация Maanshan очень похожа. Она перекрыта известняком Hengchun и может перекрываться. [15]
Известняк Хэнчунь образовался после движения Пэнлай в третьей стадии плейстоцена. Также в это время образовался латерит (紅土) и гравий на речных террасах . Голоценовый илистый песок и кораллы образуют широкий пояс на западной стороне острова. [17]
Группа вулканов Татун находится на северной оконечности Тайваня. Чисиншань является самой высокой точкой вулканов на высоте 1120 метров. Вулканы сформировали округлую форму северного мыса Тайваня. [18] Вулканические породы также встречаются на островах Хуапин, Миенхуа, Пэнчиа и Хуанвэй к северу от Тайваня. Породы представляют собой богатый алюминием андезит , туф и брекчию . Породы бедны натрием и магнием, но богаты железом, калием, рубидием и стронцием и сильны редкоземельными элементами. Магма образовалась в результате плавления поддвиговой 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 плавления мантии поддвиговой морской плиты за вулканической дугой Рюкю в плейстоцене. [8]
Вулканы на островах Чилунгшань , Пэншань, Каошань, Чилунг (остров Килунг) и Гуйшань датируются периодом плейстоцена и позже. Извержение было взрывным толеитовым андезитом и дацитом . Основной минерал - богатый кальцием плагиоклаз . Источником магмы является западная оконечность вулканической дуги Рюкю, образованная, когда субдуцирующая Филиппинская морская плита была сжата под краем Евразийской плиты на глубине около 20-30 км. Магма была загрязнена материалом континентальной коры. Геохимия породы показывает, что железо, алюминий, титан, калий, рубидий и стронций обогащены, но натрий, магний и никель обеднены. [8]
Щелочные вулканические породы с северо-запада Тайваня обнаружены в водохранилище Шимэнь , Чиаопаншань, Таоюань и Фусин. Породы представлены пикритом , щелочным базальтом и трахиандезитом . Распространенными минералами являются альбит , оливин , клинопироксен и оксиды железа и титана. Обогащенные элементы - натрий и титан, а магний и кальций восстановлены. Порода датируется миоценом. Магма образовалась в условиях растяжения на континентальной окраине из глубины мантии. [8]
Вулканы на Прибрежном хребте и Зеленом острове извергали толеитовый андезит и вулканические взрывчатые фрагменты. Вулканы извергались с плиоценового по плейстоценовый период. Он является частью вулканической дуги Лусон . Магма образовалась из субдуцирующей океанической коры под давлением на глубине около 25 км. Андезитовая порода содержит некоторые видимые кристаллы пироксена или амфибола . Геохимия породы показывает, что она обогащена калием , стронцием и рубидием и легкими редкоземельными элементами . Хром и никель обеднены. [8] Вулканический комплекс Чимей, около реки Сюкулуанчи , имеет возраст от 9 до 22,2 млн лет. Он связан с минерализацией медного порфира . Он занимает площадь 22 км 2 . [19]
Плейстоценовый базальт и толеит обнаружены на островах Пэнху . Лава извергалась 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 верхней мантии в условиях растяжения на континентальной окраине. [8]
Филиппинская морская плита сходится с континентом со скоростью 7 см в год в западно-северо-западном направлении. Она сжала кайнозойские отложения примерно на 200 км за последние 4 млн лет . Накопленные осадки поднимаются в горы со скоростью 5 мм в год. [8]
Основные сейсмические разломы на Тайване соответствуют различным зонам сутура между различными террейнами. В результате на Тайване есть многочисленные грязевые вулканы и горячие источники . Эти разломы стали причиной нескольких крупных землетрясений на протяжении всей истории острова, включая землетрясения 1951 года в Восточной рифтовой долине (花東縱谷) и землетрясение Байхэ 1964 года на разломе Чукоу. Землетрясение Синьхуа 1946 года разорвало разлом Синьхуа (新化斷層). Самым смертоносным было землетрясение Синьчжу-Тайчжун 1935 года, сместившееся по разлому в поселке Эмэй , уезд Синьчжу . Вторым по числу жертв стало землетрясение магнитудой 7,3, которое разорвало разлом Челонпу (車籠埔斷層) 21 сентября 1999 года, известное как « землетрясение 921 ». 4 марта 2010 года около 01:20 UTC на юге Тайваня произошло землетрясение магнитудой 6,4 . [20] Карта сейсмической опасности Тайваня, составленная Геологической службой США, показывает, что 9/10 острова имеет наивысший рейтинг (наиболее опасная зона). [21]
Оффшорные особенности включают склон Каопинг, простирающийся от юго-западного побережья Тайваня в Южно-Китайское море. Он поднимается из моря с течением времени, чтобы расширить остров. [6]
Хребет Хенгчун простирается на юг от полуострова Хенгчун и является подводной частью Центрального хребта. Южный продольный желоб является южным подводным продолжением Продольной долины . Хребет Хуатанг простирается на юг от побережья города Тайдун . Прогиб Тайдун лежит на востоке за дугой Лусон. Дуга Лусон выходит на поверхность на островах Людао и Ланью . Подводный каньон, каньон Тайдун, прорезает дугу между двумя островами, соединяя прогиб Тайдун с впадиной Хуатунг. [22] Каньон пересекает впадину Хуатунг, изгибаясь на север и достигая впадины Рюкю . [23] Землетрясение магнитудой 5,5 произошло в 08:00 по Гринвичу 20 марта 2011 года недалеко от каньона [24], сломав сегменты C и D подводного кабеля East Asia Crossing . 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. [6]
Тайваньская банка — мелководная часть основного континентального шельфа у берегов материкового Китая, лежащая к югу и юго-западу от островов Пэнху . [6] Бассейн Тайсинань (台西南盆地) расположен между Тайваньской банкой и Центральными горами.
Окинавский прогиб , задуговой бассейн за островами Рюкю , проявляется на береговой линии как залив между мысом Доум-Пойнт на севере и Саншокиаку (самая восточная точка Тайваня) (24,6°–25° с.ш.) [6] .
На Тайване наблюдается очень сильная, положительная аномалия гравитации Буге в Прибрежном хребте, более +4x10−4 м / с . Локальный минимум ниже -2x10−4 м / с находится на западной стороне с центром около Чжоулань . [25] Гравитационный минимум обусловлен дефицитом массы в Тайваньском проливе , который является изгибным бассейном. [14]
Положительные магнитные вариации обнаружены в узких полосах, ориентированных на запад-юго-запад у западного побережья, и на восток-северо-восток у северного побережья, и на юг-север у побережья от Прибрежного хребта в южном направлении. Они имеют порядок 200 нТл. [26]
Толщина коры составляет около 30 км, с более чем 2 км утолщения под Центральным хребтом и утончения у восточного побережья. Тайвань находится на краю континентального шельфа, поэтому толщина коры постоянна через Тайваньский пролив к материку. [25]
Наибольший тепловой поток наблюдается к западу от Продольной долины и превышает 240 мВт/ м2 .
Многие породы на Тайване имеют мало пор и содержат мало грунтовых вод.
На Тайване есть несколько горячих источников, большинство из которых находятся в северном вулканическом регионе. Геотермальный регион Чиншуй назван в честь реки Циншуэй в 13 км к юго-западу от Илан . [27]
Реки Тайваня переносят большое количество осадка в море. Южный конец Продольной долины сбрасывает реку Пэйнан с 88 000 000 тонн осадка в год. Реки, текущие на восток, перемещают 17, 15, 31 и 22 мегатонны осадка в год. Чо-Шу перемещает 54 тонны в год. Реки, текущие на юг от Центрального хребта, перемещают более 100 тонн осадка в год. [28]
Первая геологическая карта Тайваня была составлена в 1898 году Ё. Исии под названием «Карта геологии и минеральных ресурсов острова Тайвань» . Она была в масштабе 1:800 000 и показывала шесть пунктов в своей легенде. [29] Япония нуждалась в нефти и угле для войны с Россией в 1904 году, поэтому началось изучение угольных месторождений в северной части Тайваня, были составлены более подробные карты, и следующая была опубликована в 1911 году Ё. Дегучи и Г. Хосоя в масштабе 1:300 000. [29] Третья карта была составлена в 1926 году под названием « Геологическая карта Тайваня, показывающая распределение минералов» Ё. Ичикавы и Х. Такахаси. [29] На ней было показано 19 единиц горных пород. [29] Цветная карта 1935 года Ё. Ичикавы 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]
