Movimento dos continentes. Teorias da deriva continental e placas litosféricas
(este termo foi introduzido por Dutton em 1892, mas o conceito em si é muito mais antigo) com dados sobre a geologia e paleoclimatologia dos continentes do Sul e acabou por criar a sua teoria da deriva continental. Segundo ele, os icebergs continentais isostáticos flutuam lentamente na matéria do manto extremamente viscosa. O protocontinente Gondwana, originalmente localizado nas altas latitudes do Hemisfério Sul, dividiu-se em fragmentos, alguns dos quais se deslocaram ainda mais para o Pólo Sul (Antártica), enquanto o restante, ao contrário, se aproximou do equador (América do Sul, África, Austrália) ou mesmo atravessou e foi parar no Hemisfério Norte (Índia). Quando os continentes colidem entre si, a crosta se dobra, formando montanhas; Se continuarmos a analogia com o gelo flutuante, então a orogênese corresponde ao processo de formação de elevações. A teoria da deriva continental rapidamente ganhou popularidade, mas durou pouco. O facto é que nem Wegener nem os seus apoiantes conseguiram encontrar as forças que obrigassem o continente a avançar, vencendo a colossal resistência da matéria do manto. As tentativas de explicar esse movimento pelas forças de Coriolis (forças inerciais que surgem na superfície de um corpo em rotação, cujo vetor é direcionado no sentido oposto ao sentido de rotação) e pela gravidade da Lua foram imediatamente rejeitadas pelos geofísicos como frívolas. Durante várias décadas, o conceito de movimentos horizontais dos continentes foi tratado como uma fantasia elegante, mas no início dos anos sessenta recebeu confirmação de um lado completamente inesperado - do campo da pesquisa paleomagnética. Se você aquecer um ímã permanente acima de uma certa temperatura, chamada ponto Curie, ele perde suas propriedades magnéticas, mas depois, quando resfriado, as recupera. Ao passar pelo ponto Curie, a rocha ígnea solidificada, que contém minerais ferromagnéticos (compostos de ferro e níquel), fica magnetizada e orientada de acordo com o campo magnético existente naquele momento; este fenômeno é chamado de magnetização remanente. Em outras palavras, uma rocha contendo compostos de ferro (ou outras substâncias ferromagnéticas), em certo sentido, representa uma seta de bússola apontando na direção do pólo magnético da Terra no momento em que a rocha se solidifica. Se tivermos mais de uma dessas “setas”, então a intersecção das direções por elas indicadas nos dará tanto a posição exata do pólo na era correspondente, quanto, por outro lado, a latitude geográfica da região de formação de cada uma das nossas rochas “flechas” (a direção das linhas de magnetização da rocha em relação à superfície da Terra varia de 90° no pólo a 0° no equador). E como a idade absoluta da rocha ígnea pode ser determinada usando o método do radioisótopo (ver Idade da Terra), torna-se possível traçar uma imagem bastante precisa da localização do continente em relação ao pólo em vários pontos da história. Esses estudos revelaram duas coisas. Em primeiro lugar, foi agora provado directamente que todos os continentes “Gondwana” estiveram de facto localizados em latitudes muito mais elevadas do Hemisfério Sul do que estão agora. Em segundo lugar, descobriu-se que quadro geral As posições dos pólos no passado geológico são um tanto estranhas. Os dados para cada continente individual retratam uma trajetória completamente consistente dos movimentos dos pólos (por exemplo, o Pólo Norte em relação à Eurásia, começando no Carbonífero, mudou-se da parte central do Oceano Pacífico para sua posição atual ao longo de uma forma em forma de S curva que passa pelo Estreito de Bering), no entanto, as trajetórias dadas pelos diferentes continentes não coincidem entre si - exceto que todas terminam perto do pólo moderno (
Escala de tempo geológico. Sinais de deslocamento continental artificial goratio escreveu em 22 de janeiro de 2012
Versão revisada da postagem. Bugs corrigidos. Adicionadas posições de escala geocronológica para organizar as eras históricas do mundo antigo. As suposições sobre uma mudança artificial na rotação do planeta permanecem válidas
“Nos tempos antigos, o sol parava no céu, ficava no zênite por um longo tempo e depois rolava na outra direção”, dizem as crônicas chinesas. Os índios da América do Sul contam lendas sobre como “as montanhas cresceram num dia”. E então as duas fontes falam a uma só voz - “a água do mar baixou, e aí veio uma onda tão grande que todo mundo foi levado embora, ou seja, todo mundo em geral, foi muito assustador”.
Pessoalmente, sempre fiquei intrigado com a trilha suave no fundo do Oceano Índico, além da Península do Hindustão. Como se depois de passar um lençol amassado. Surgiu uma hipótese... Falaremos dos tempos antigos.
A distância percorrida pelo ferro Hindustan é de aproximadamente 6.000 km. 
Para referência, entre a África e as Américas a magnitude é da mesma ordem. 
A distância entre a Antártica e a Austrália é um pouco menor. 
Para descobrir o que se movia para onde, atrás de quem e, o mais importante, “porquê” no planeta sofredor, vejamos a escala geocronológica. Sua essência é simples - vinculamos épocas e eventos históricos não a milênios abstratos, milhões e bilhões de anos atrás, mas à posição correspondente dos continentes em uma era interessante.
Sabe-se que os dinossauros viveram em um único continente até o período Cretáceo. Como resultado de algum acidente trágico ocorrido há 65 milhões de anos, 85% dos seres vivos morreram. É lógico supor que os americanos tiveram de zarpar como resultado deste desastre. Os continentes se separaram, assim os Andes cresceram e uma grande parte da falha foi formada, a outrora única concha litosférica. Deixe-me lembrá-lo de que atualmente o comprimento da falha na crosta terrestre que corre ao longo do fundo dos oceanos do mundo excede o comprimento do equador. 
A Fenda Mesoatlântica é aquela fenda original na crosta terrestre que era originalmente um perfil de falha de um único continente. À medida que as Américas se afastaram da África, a crosta cresceu simetricamente em ambos os lados da fissura. Desculpe pelo truísmo.
Parte dois
A mineração do Himalaia levanta questões. Estou fazendo um palpite ousado:
E se alguma força sobre-humana se aplicasse ao Hindustão e... uh, como um freio hidráulico, parasse o planeta.
Ou seja, admito que o sentido de rotação anterior do planeta coincide com o sentido do “traço do Hindustão” e era praticamente perpendicular ao atual. 
É assim que as zonas climáticas deveriam ser. A Sibéria tinha um clima subtropical. 
A propósito, sobre a Indonésia e a Nova Zelândia... O Google Earth mostra que, a julgar pelas profundezas, eles poderiam muito bem ter formado um único continente nos tempos antigos, talvez Le Muria, mas a atrevida Austrália o afundou e destruiu.
(clicável) 
(Na figura abaixo, os continentes do sul são convencionalmente mostrados como não divergindo.) 
E agora, na verdade, o que há de mais interessante - sinais de influência artificial no movimento dos continentes, do planeta como um todo, e uma tentativa de substanciar a motivação dessas especiais colossais em grande escala. operações.
E o que, você pergunta, é “bem, bem”? Sim, o ângulo entre as trajetórias do Hindustão e da Austrália é: 
45 graus!
Então, comecei a tagarelar por algum motivo... Resumindo, a profundamente respeitada tia Elena mencionou:
o que há mundo antigo Ao mesmo tempo, várias civilizações altamente desenvolvidas dominaram, nomeadamente:
Atlantes, habitantes da ilha do Hindustão e Lemurianos. Além disso, Le Muria era habitada por gigantes.
E nas cartas dos Mahatmas a Sennett, é dito que aproximadamente “13.000 anos atrás foi conquistada a vitória final sobre os mágicos da Atlântida”.
Quanto ao Atlantis, isso é até agora: este é o único lugar onde ele pode ser anexado: 
Estou fazendo outra suposição ousada de que há 13 mil anos alguma civilização poderosa decidiu persuadir três coelhos com uma cajadada só. Embora o planeta tenha sido desacelerado pelo Hindustão, quase ninguém sobreviveu nele. Depois que a Terra parou, eles corrigiram a posição do planeta aplicando força (alguma força inimaginável) à Austrália, lidando simultaneamente com os gigantes canibais, destruindo Le Muria.
Ou seja, o truque da hipótese é que os últimos movimentos ocorreram quase no mesmo dia!
Embora... talvez a cronologia também tenha que ser “movida” numa escala lógica. Não tenho certeza sobre Le Muria, talvez ela tenha se afogado antes.
Em geral, já estou confuso por algum motivo... Descubra você mesmo...
:)
2.2. DESCOBERTAS NO OCEANO
As descobertas científicas na década de 1960 despertaram um interesse renovado na teoria da deriva continental de Wegener. Os dados da investigação provaram que o Oceano Atlântico estava a crescer. Como o oceano pode crescer? É possível que a crosta terrestre se mova? Faça a si mesmo as perguntas abaixo:
O que são dorsais e fossas meso-oceânicas?
O que está se espalhando no fundo do mar?
Trincheiras e dorsais meso-oceânicas
Os cientistas tinham poucas informações sobre a estrutura do fundo do oceano na época em que Wegener propôs sua teoria. No final da década de 1940, os cientistas tinham novos instrumentos que lhes permitiam mapear o fundo do oceano e registar terramotos na crosta oceânica. Os marinheiros sabiam há muito tempo da existência de locais profundos no oceano. Ao compilar mapas do fundo do oceano, foram determinados a profundidade e o tamanho das áreas das depressões mais profundas. Esses lugares profundos acabou sendo longo e estreito; eles eram chamados de calhas. No mapa, observe o número de trincheiras que circundam o Oceano Pacífico. As trincheiras no Oceano Pacífico têm até 10 quilômetros de profundidade em alguns lugares. Ao mapear o Oceano Atlântico, montanhas chamadas Dorsal Meso-Atlântica foram descobertas no fundo, no meio dele. Uma cordilheira é uma cadeia longa e estreita de colinas e montanhas. A Dorsal Mesoatlântica é agora conhecida por fazer parte de uma cordilheira submarina que se estende por 65.000 quilômetros ao redor do planeta. As cordilheiras submarinas ao redor do mundo variam muito em tamanho e forma. Muitas cadeias de montanhas no Oceano Pacífico têm a forma de montanhas com topos planos. Em contraste, as cordilheiras do Oceano Atlântico parecem duas cadeias paralelas de montanhas. Entre essas montanhas existe um vale que varia de 2 a 50 quilômetros de largura. As dorsais e fossas oceânicas são mostradas no mapa abaixo.
Figura 2.1
Separando o fundo do mar
Em 1962, os cientistas propuseram uma teoria ousada sobre a formação de uma nova crosta na região das dorsais oceânicas. Eles encontraram a confirmação dessa ideia no fundo do oceano. Os cientistas descobriram fendas no meio da dorsal meso-oceânica, onde o fundo do oceano se dividiu e onde o fundo se move em ambas as direcções, o magma, o material derretido do manto, sobe à superfície. Endurece e forma uma nova casca. A nova crosta surge na forma de colinas e picos de montanhas e forma uma crista. À medida que mais magma flui para a superfície, ele empurra a crosta recém-formada para longe de ambos os lados, prendendo a crosta antiga no processo. Os sedimentos marinhos na forma de partículas que se depositam na água são muito pequenos ou mesmo ausentes na área de. as cristas. Mas gradualmente, quanto mais longe do centro da cordilheira, mais espessos se tornam os sedimentos. A formação de uma nova crosta no fundo do mar é chamada de espalhamento ou espalhamento (em inglês, espalhamento) da crosta oceânica. O aparecimento de nova crosta no fundo do oceano confirma que não apenas os continentes, mas também formações tectónicas maiores estão em movimento.
Figura 2.2
2.3. PLACAS TECTÔNICAS: UMA NOVA TEORIA
Para uma melhor compreensão de qualquer assunto, é necessário acrescentar novas informações ao conhecimento que já existe. Por exemplo, você já sabia escrever e entender números antes de aprender a ver as horas. Da mesma forma, os cientistas da Terra usaram informações sobre a expansão do fundo do mar para desenvolver uma teoria mais completa para explicar por que a Terra tem a aparência que tem hoje. Leia sobre isso nova teoria e pense sobre estas questões:
Como a teoria das placas tectônicas mudou nossa compreensão da superfície da Terra?
Quais são os três tipos de limites de placas que você pode citar?
Teoria das placas tectônicas
De acordo com a teoria das placas tectônicas, a superfície da Terra é dividida em cerca de 20 pedaços separados chamados placas. Sua espessura é de aproximadamente 70 quilômetros. A figura mostra que a espessura das placas corresponde aproximadamente à espessura da litosfera, que é a camada externa sólida da Terra. A litosfera inclui a crosta e o manto superior. As placas são fortes e se movem ao longo da astenosfera mais macia do manto. Você se lembra das camadas da Terra? Revisite as figuras correspondentes no Capítulo 1.
FIGURA 2.3(1) CHAMADA -camadas da terra
Em um mapa de placas, observe que a mesma placa pode conter crosta continental e crosta oceânica. As setas mostram as direções de movimento características da atualidade. No passado, essas direções de movimento podem ter sido diferentes.FIGURA 2.3(2) TÍTULO Placas tectônicas
Limites de placa
As áreas onde as placas se tocam são chamadas de limites das placas. A direção do movimento das placas determina os processos que ocorrem na fronteira entre as placas. As placas podem se afastar umas das outras, colidir umas com as outras ou ocorrer um deslocamento horizontal das placas uma em relação à outra.
| As fronteiras estão se expandindo, mostradas na imagem superior são observadas na zona das dorsais meso-oceânicas, onde as placas estão se afastando. Uma nova crosta é formada na zona de expansão ou limites de expansão. A Islândia, uma ilha no Atlântico Norte, foi formada em uma fronteira de impulso na parte norte da Dorsal Mesoatlântica. Erupções vulcânicas e terremotos ocorrem regularmente ao longo desta dorsal meso-oceânica e ao longo de outras fronteiras de impulso. Quando a Pangéia se separou, ela se espalhou ao longo da cordilheira do Meio-Atlântico. Demorou 200 milhões de anos para o Oceano Atlântico atingir o tamanho atual. Os limites de expansão também podem ser chamados de limites divergentes. | Expandindo limites |
| Os limites do underthrust, mostrado na imagem do meio, forma onde duas placas colidem e deslizam uma em direção à outra. A borda de uma placa desce até o manto, passando por baixo da borda da outra placa. Na zona onde o manto absorve a borda da placa descendente, vulcões e terremotos se formam sob a influência do calor e da pressão. Sob a influência de altas pressões ao longo dos limites do subfluxo, camadas de rochas podem formar poderosos sistemas montanhosos, como o Himalaia, na Índia. Os limites de impulso também podem ser chamados de limites convergentes ou limites de impulso. As trincheiras que revestem o Oceano Pacífico são áreas onde a Placa do Pacífico está em subducção. O tamanho da laje diminui gradualmente à medida que desce na área da calha. O Oceano Pacífico está diminuindo lentamente. A perda de crosta nas trincheiras é compensada pela formação de nova crosta nas dorsais meso-oceânicas. | Limites do underthrust |
| Mudar limites mostrados na figura inferior são observados onde há um deslocamento horizontal de duas placas uma em relação à outra. As falhas são rachaduras na crosta terrestre. Os terremotos sacodem a Terra quando as rochas se movem ao longo de uma falha. | Mudar limites |
Figuras 2.3 (3,4,5)
Você sabia?
Se estiver em movimento placas tectônicas continuará na mesma velocidade de agora, em 50 milhões de anos não haverá Mar Mediterrâneo; A Espanha, a Bretanha Francesa e as ilhas da Grã-Bretanha unirão-se; O Mar Cantábrico (Golfo da Biscaia) desaparecerá; A Austrália e a Indonésia tornar-se-ão um só continente; Os oceanos Atlântico e Índico subirão. Ao mesmo tempo, o Oceano Pacífico diminuirá. Numa escala de tempo geológico, 50 milhões de anos não é tanto tempo. Do ponto de vista humano, tal período de tempo é até difícil de imaginar!
2.4. FORÇAS QUE PODEM COLOCAR AS PLACAS EM MOVIMENTO
A teoria das placas tectônicas, desenvolvida na década de 1960, atraiu grande interesse entre os cientistas da Terra. No entanto, o mecanismo do movimento das placas e suas causas ainda não são claros. Esta seção especula sobre as forças que podem causar o movimento de grandes áreas da crosta terrestre. Pense nessas questões você mesmo:
Como as correntes de convecção podem causar o movimento das placas?
As câmaras de magma no manto podem causar movimento das placas?
O que são pontos quentes?
Correntes de convecção
Figura 2.4 (1) correntes de convecção
Explorando pontos quentes Os vulcões ocorrem onde o magma das câmaras de magma no manto sobe para a superfície da Terra. As áreas com alta atividade vulcânica são chamadas de pontos quentes. Os pontos quentes estão localizados acima das câmaras de magma no manto. Algumas câmaras de magma estão localizadas abaixo dos limites das placas. Os cientistas da Terra, no entanto, acreditam que alguns pontos críticos podem não estar localizados abaixo dos limites das placas. Por exemplo, os pontos quentes que estão no meio da placa são causados por câmaras de magma que estão longe dos limites da placa. Os pontos quentes no meio da placa do Pacífico formaram as ilhas havaianas. Estas ilhas vulcânicas são grandes montanhas que se erguem do fundo do oceano. Observe que o vulcão em erupção está diretamente acima de uma câmara de magma no manto. Nos últimos 80 milhões de anos, a Placa do Pacífico tem se movido para noroeste. Os vulcões se movem com a placa, mas a câmara de magma no manto permanece ligada mesmo lugar. Os vulcões que se movem da fonte no manto já estão extintos e o magma neles congelou. À medida que os vulcões extintos se afastam da fonte de magma no manto, novos vulcões ativos aparecem acima desta fonte. À medida que a placa se move para noroeste, novos vulcões aparecem na direção sudeste. Fig 2.4 -3 chamado Formação das ilhas havaianas a partir de um ponto quenteVocê sabia? Embora a maioria dos pontos quentes esteja localizada nos oceanos, alguns pontos quentes estão localizados nos continentes. Os pontos quentes continentais podem referir-se a áreas onde os continentes começam a se separar. Às vezes a Terra treme. Na escala de todo o planeta, este é apenas um fenômeno menor - tremores curtos e não muito fortes. Mas para os humanos, pelo contrário, este fenómeno tem consequências catastróficas colossais: como resultado deste fenómeno, milhares de pessoas podem morrer em menos de 5 minutos e uma enorme destruição pode ocorrer. , ocorreu um terremoto na China, na província de Shaanxi, que matou 830 mil pessoas - o maior número de vítimas em qualquer desastre natural. Outro terremoto em Tóquio matou 200.000 pessoas em 30 de dezembro de 1703, e 300.000 pessoas morreram em Calcutá em 11 de outubro de 1757. Em 1 de dezembro de 1755, a cidade de Lisboa, em Portugal, foi destruída pelo terremoto e subsequentes ondas de tsunami. 60.000 pessoas morreram com o tempo, os terremotos estão se tornando cada vez mais destrutivos pela simples razão de que há cada vez mais pessoas na Terra e as criações das mãos humanas estão se tornando mais complexas, caras e numerosas. terremoto de 1906, que destruiu a cidade de São Francisco: 700 pessoas morreram. 750.000 pessoas ficaram desabrigadas, a destruição foi estimada em 500 milhões de dólares. Se tal terremoto tivesse ocorrido no momento, talvez houvesse mais vítimas, mais pessoas teriam ficado desabrigadas e a destruição teria sido estimada em . muitas vezes esse valor. O que pode ser feito? É possível prever terremotos para que pelo menos as pessoas possam ser evacuadas a tempo. Provavelmente é possível. Existem alguns eventos preliminares que parecem preceder os movimentos sísmicos: a elevação da superfície terrestre ou a formação de pequenas fissuras nas rochas, o que provoca alterações nos níveis de água nos poços, bem como alterações nos sistemas elétricos e propriedades magnéticas As pessoas simplesmente não percebem alguns dos fenômenos que precedem um terremoto, mas os animais que estão mais próximos da natureza podem senti-los e mostrar preocupação. Os cavalos relincham e fogem, os cães uivam e os peixes começam a pular da água. Animais que normalmente se escondem em buracos, como cobras e ratos, emergem subitamente dos seus buracos: os chimpanzés nos jardins zoológicos ficam inquietos e passam mais tempo no chão. Na China, onde os terramotos ocorrem com muito mais frequência e causam mais danos, pede-se às pessoas que o façam. preste atenção ao comportamento animais, qualquer ruído anormal nas profundezas da Terra, qualquer mudança no nível da água nos poços ou rachaduras inesperadas no gesso das paredes. Os chineses dizem que previram o terremoto que aconteceu em 4 de fevereiro de 1975 em. região nordeste do país e salvou a vida de muitas pessoas. Mas em 27 de julho de 1976, o terremoto não foi previsto e uma cidade foi completamente destruída. A evacuação de pessoas da cidade em si é um grande problema e pode ser acompanhada pela mesma agitação que o próprio terremoto. Além disso, mesmo que a população seja evacuada, existe o perigo de as pessoas perderem os seus bens. Será possível prever e atrasar o início de um terramoto? A crosta terrestre consiste em várias placas enormes que se esfregam umas nas outras à medida que se movem. A junção das placas (falha) é irregular e tem contornos irregulares, por isso o atrito é muito forte. Em ambos os lados do eixo da falha, as rochas são trituradas. Quando um grande pedaço de rocha fica preso, a pressão aumenta e se acumula até que, eventualmente, quando a tensão é grande o suficiente, ocorre um deslocamento repentino. Então o processo é repetido novamente. Cada um desses movimentos causa um terremoto. Quanto mais repentino ocorrer esse movimento e quanto maior for a área que cobre, maior será a magnitude do terremoto. Naturalmente, se esse beliscão for pequeno e os movimentos ocorrerem com frequência, ocorrerão muitos terremotos de pequena magnitude, que não causarão grande destruição. Por outro lado, se o aperto e o atrito forem enormes, e o estresse estiver aumentando há décadas, eventualmente ocorrerá um terremoto muito forte que destruirá tudo ao seu redor. É possível reduzir o atrito das placas e fazê-las deslizar mais. facilmente? Vamos imaginar que cavamos ao longo da falha? poços profundos e bombear água para eles. O fluido preencherá as fissuras entre as rochas, lubrificando sua superfície e promovendo movimentos graduais, resultando em uma série de terremotos pequenos e não destrutivos. Agora, terremotos com consequências terríveis que podem ceifar muitas vidas nunca mais ocorrerão. CONCLUSÕES.Alfred Wegener sugeriu que os continentes já estiveram conectados em um grande continente, que ele chamou de Pangea.
Wegener usou a estratificação das rochas, os fósseis e as mudanças climáticas como evidência para a teoria da deriva continental.
A dorsal meso-oceânica é uma cordilheira de 65.000 quilômetros de extensão nos oceanos do mundo.
O magma sobe do manto e cria uma nova crosta oceânica na dorsal meso-oceânica.
De acordo com a teoria das placas tectônicas, a camada externa da Terra é dividida em vários pedaços chamados placas. As placas divergem, deslocam-se e há um deslocamento horizontal das placas uma em relação à outra.
Fluxos de material no manto sob a influência de convecção e/ou câmaras de magma no manto podem causar movimento de placas.
Os pontos quentes são áreas da superfície da Terra diretamente acima das câmaras de magma no manto.
PERGUNTAS/DESAFIOS
Compare a teoria da deriva continental de Wegener com a teoria das placas tectônicas.
Encontre uma explicação diferente da teoria da deriva continental para explicar por que os mesmos fósseis são encontrados na América do Sul e na África.
Por que há sedimentos muito finos ou nenhum sedimento no centro das dorsais meso-oceânicas?
O que aconteceria com a crosta se houvesse apenas limites de empuxo, mas não houvesse limites de empuxo?
Usando os padrões de movimento de placas e trincheiras mostrados neste capítulo, explique por que ocorrem tantos terremotos nas Ilhas Filipinas?
Que estrutura é observada na superfície da placa no local onde ela é puxada para dentro do manto pelo fluxo de convecção?
O vulcão ativo está no extremo sul de uma cadeia de vulcões extintos que vai de sul a norte. Em que direção a placa está se movendo?
Liste os continentes que faziam parte da Pangeia.
Como Wegener explicaria os restos fossilizados de samambaias nas rochas antárticas?
Descreva a Dorsal Meso-Atlântica.
Onde estão as rochas mais jovens observadas na dorsal meso-oceânica?
Descreva a parte da Terra chamada “placa”.
O que causa o aparecimento de trincheiras na periferia do Oceano Pacífico?
O que é corrente de convecção?
Em que camada da Terra está localizada uma câmara de magma?
Se você visitar um ponto quente, o que poderá ver?
OBJETIVOS DO CAPÍTULO
Explique a relação entre falhas, terremotos e limites de placas.
Explique como os cientistas usam ondas sísmicas para determinar o epicentro de um terremoto.
Explique a diferença entre rochas intrusivas e efusivas.
Descreva os quatro tipos de cones vulcânicos.
3.1. TERREMOTOS
Um terremoto é um abalo ou abalo da terra. O que causa um terremoto? Os terremotos podem causar explosões poderosas, o movimento do magma dentro de um vulcão. No entanto, a maioria dos terremotos ocorre como resultado do movimento de rochas em uma zona de falha. Pense nestas questões ao ler sobre terremotos:
Qual é a conexão entre terremotos e falhas na crosta terrestre?
Onde ocorre a maioria dos terremotos?
O que a escala Richter diz sobre um terremoto?
O que são tremores secundários?
Terremotos e falhas
Imagine o que acontece se você dobrar uma régua de plástico. Se você dobrar demais, a régua irá quebrar. Depois disso, ambas as metades ficarão endireitadas novamente. As rochas na crosta terrestre também dobram sob pressão, quebram e endireitam-se novamente. Uma falha é uma ruptura nas rochas ao longo da qual a rocha se moveu. Quando ocorre uma ruptura, a energia é liberada na forma de ondas sísmicas. Esta energia faz a terra tremer; sentimos um terramoto Com a instalação de sismógrafos altamente sensíveis em muitas partes do mundo, é agora relativamente fácil registar perturbações sísmicas, mesmo que não sejam sentidas pelos seres humanos. Uma vez detectadas e registadas as ondas sísmicas por diversas estações sismológicas, é possível determinar a sua origem. Existem várias organizações envolvidas na determinação dos parâmetros de terremotos e atividades sísmicas em todo o mundo. Com base nesta informação, as características sísmicas de áreas com alta e baixa actividade sísmica podem ser determinadas. O diagrama aqui mostrado mostra a distribuição dos tremores sísmicos à escala global. Fig. 13 Com base neste diagrama, podemos concluir que os terremotos estão distribuídos de forma muito desigual pela superfície da Terra. São identificados limites claros das zonas sísmicas. No meio dos oceanos, os eventos sísmicos concentram-se ao longo de faixas muito estreitas que coincidem com a localização das dorsais meso-oceânicas. Longe dessas zonas, a maior parte do fundo dos oceanos do mundo é assísmica. As dorsais meso-oceânicas mais importantes são as seguintes: a Dorsal Meso-Atlântica, a Dorsal Central do Índico, que se bifurca no sul, e a Elevação do Pacífico Leste. A Ascensão do Pacífico Leste começa no Golfo da Califórnia e se divide em duas partes perto da Ilha de Páscoa (Chile); uma parte vai para o sudoeste e outra para a Península de Taytao e o Chile continental. Normalmente, a actividade sísmica nestas zonas é fraca. A actividade sísmica concentra-se de forma semelhante em estruturas chamadas arcos insulares. Os arcos insulares mais significativos estão localizados em cadeias ao longo da periferia do Oceano Pacífico. Principais arcos insulares: ilhas do arco Aleutas, Península de Kamchatka, Ilhas Curilas, Japão, Ilhas Marianas. Ilhas Salomão, Ilhas Novas Hébridas, Ilhas Fiji, Ilhas Filipinas-Sunda-Adaman. No Oceano Atlântico vemos as Pequenas Antilhas e as Ilhas Sandwich do Sul. Cadeias sísmicas semelhantes são encontradas ao longo das costas da América Central e do Sul. Os terremotos mais profundos e fortes em magnitude são registrados nessas zonas. A cintura sísmica mais ampla ao longo do sul da Europa, dos Himalaias e do Sudeste Asiático é uma zona mais complexa na qual os terramotos não ocorrem com tanta frequência. As zonas de baixa sismicidade (mesmo sismicidade zero) são representadas por escudos continentais como o escudo canadiano na parte oriental. América do Norte, o Escudo Brasileiro na América do Sul, bem como o leste da Austrália, a Europa central, a África do Sul e o fundo do oceano longe das dorsais meso-oceânicas. O ponto dentro da Terra onde ocorre a ruptura ou movimento relativo das rochas é chamado de foco (. ou hipocentro) de um terremoto. As fontes da maioria dos terremotos estão localizadas nas profundezas da Terra, onde as placas se esfregam umas nas outras; A localização na superfície da Terra diretamente acima do hipocentro é chamada de epicentro de um terremoto. Se a fonte estiver na superfície da Terra, o hipocentro e o epicentro coincidem. Fig 14Se a fonte estiver localizada a uma profundidade de 0 a 60 quilômetros, o terremoto é considerado superficial. Se a fonte estiver localizada a uma profundidade de 60 a 300 quilômetros, o terremoto terá uma profundidade média de fonte. Se a fonte estiver a uma profundidade de 300 a 700 quilômetros, então este é um terremoto de foco profundo.
Força do terremoto
Para medir a força de um terremoto, são usadas duas escalas: uma para medir a intensidade e outra para medir a magnitude. A intensidade do terremoto é a quantidade de tremor do solo na superfície da Terra sentida em vários pontos da zona de impacto do terremoto. O valor da intensidade é determinado com base numa avaliação da destruição real, do impacto em objetos, edifícios e solo, e das consequências para as pessoas. O valor da intensidade é determinado de acordo com a escala de intensidade desenvolvida, que pode ser diferente em países diferentes. A intensidade é frequentemente associada à velocidade da vibração do solo durante a passagem de uma onda sísmica. A maioria dos países da América usa a Escala de Intensidade de Terremoto Mercalli Modificada, que possui 12 níveis de intensidade (pontos). As figuras a seguir mostram diferentes graus de intensidade (pontuações). Figura 15
| É sentido claramente em ambientes fechados, especialmente nos andares superiores dos edifícios, mas muitas pessoas não percebem tremores como um terremoto. | EM dia sentida por muitas pessoas na sala. Ouve-se um leve barulho de pratos, janelas e portas rangendo; rachaduras nas paredes; líquido espirra de recipientes abertos. |
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| É sentido por quase todos. Pratos, janelas, etc. quebram. Objetos instáveis tombam. | É sentido por todos. Alguns móveis pesados são movidos. Pedaços de gesso se quebram e chaminés desabam. |
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| Todo mundo está com medo. Muitos móveis tombados. Muitas folhas caídas de árvores e arbustos. É sentido pelos motoristas dos carros. Cornijas, alvenarias, lajes e pedras saem do lugar. | Danos leves a edifícios permanentes. Grande destruição de edifícios em ruínas. Chaminés e chaminés de fábricas são destruídas, colunas, monumentos e paredes caem. |
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| Danos e destruição parcial de todos os edifícios. As rachaduras no solo são visíveis. Explosões de dutos subterrâneos. Deslizamentos de terra isolados foram observados. | Alguns fortes edifícios de madeira estão sendo destruídos. A maioria das estruturas de tijolos e molduras foram destruídas junto com a fundação. |
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| Quase todos os edifícios estão destruídos. Pontes foram destruídas. Barragens, represas e aterros foram severamente danificados. Curvatura severa dos trilhos ferroviários. | Quase tudo foi destruído. Objetos sobem no ar. O solo se move em ondas. É possível movimentar grandes volumes de rocha. |
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Fortes terremotos e tremores secundários
Os terremotos mais fortes conhecidos ocorreram em 1964 na costa do Alasca e em 1960 na costa do Chile. Esses terremotos mediram acima de 8,9 na escala Richter. Tais terremotos causam enorme destruição, como pode ser visto na foto abaixo. Fig 16Normalmente, um forte terremoto é seguido por uma série de pequenos terremotos chamados tremores secundários. O terremoto de 1971 em San Fernando, Califórnia, EUA, teve magnitude de 6,6 na escala Richter. Nos três dias seguintes, mais de 1.000 tremores secundários foram registrados após o terremoto principal. Alguns tremores secundários tiveram magnitude de 5,0 na escala Richter.
Encontrando o epicentro usando sismógrafos
Conforme explicado no Capítulo 1, um sismógrafo é um instrumento muito sensível que mede e regista ondas sísmicas. Quando uma onda sísmica faz vibrar o sismógrafo, a caneta registradora desenha uma linha em zigue-zague em um tambor de papel giratório. As linhas são mais ou menos assim: Figura 17 Suponha que um cientista determine que a distância da estação A ao epicentro do terremoto é de 1.000 quilômetros. Portanto, o epicentro pode estar localizado em qualquer ponto de um círculo com raio de 1000 km e centrado na estação A, conforme mostrado no mapa. O cientista desenha um círculo ao redor da estação A no mapa. Suponhamos que os cientistas da estação B e da estação C também estudaram os sismogramas e determinaram que a distância da estação B ao epicentro é de 500 km e da estação C ao epicentro de 400 km. Os cientistas desenham círculos ao redor das estações B e C no mapa com raios iguais a certas distâncias das estações ao epicentro do terremoto, como no caso anterior da estação A. O epicentro do terremoto está localizado na área de interseção dos três círculos no mapa
| Previsão de terremotoUm terremoto está chegando! Onde e quando ocorrerá o próximo terremoto? Qual será a força do terremoto? Os cientistas estão tentando responder a essas perguntas. Pessoas em todo o mundo que monitoram falhas notaram que existem certos sinais - "precursores" de terremotos. Na véspera de um grande terremoto, o solo às vezes incha ou inclina-se perto de uma falha. Um número crescente de pequenos terremotos ao longo da zona de falha pode indicar a aproximação de um grande terremoto. Muitas vezes, um aumento no nível da água em um poço em uma zona de falha também é um prenúncio de um terremoto. Com base nesses e em muitos outros sinais, os cientistas às vezes conseguiam prever corretamente a aproximação de fortes terremotos. Talvez durante a sua vida, as previsões de terremotos se tornem bastante confiáveis e ajudem a salvar a vida de muitas pessoas. |
| AULASDETERMINANDO O EPICENTRO DO TERREMOTO OBJETIVO: Determinar o epicentro do terremoto X. Materiais Folha de papel em branco Governante Dobre a folha em quatro (conforme mostrado no diagrama a) e desdobre-a; o ponto de intersecção das dobras é o centro de referência. Marque as estações A, B e C nesta folha. Primeiro, marque um ponto localizado 2,5 cm acima do ponto de referência. Esta é a Estação A. Desenhe linhas para as Estações B e C, conforme mostrado no diagrama a. Você desenha um mapa para determinar o epicentro. Os cientistas conhecem a velocidade de propagação das ondas P e S. Eles podem determinar a distância até o epicentro de um terremoto medindo a diferença nos tempos de chegada das ondas P e S em suas estações. A diferença no tempo de chegada das ondas é a seguinte: Converta distâncias em centímetros para poder usar os dados do seu mapa. Use uma escala de 1 cm = 100 km. Cada valor corresponde ao raio do círculo na etapa 5. No seu mapa, desenhe um círculo ao redor da Estação A, conforme mostrado no diagrama c. O raio do círculo é a distância em cm que você determinou de acordo com o passo 4. Repita o passo 5 para outras duas estações. A localização do epicentro X é o ponto de intersecção dos três círculos. Marque este ponto com um X. |
Análise
Quando os cientistas precisam deste método para determinar o epicentro?
Onde está a origem do terremoto X?
Por que é necessário desenhar círculos ao redor de cada estação com raio correspondente à distância ao epicentro?
É possível determinar a localização aproximada do epicentro sem um sismógrafo?
O que é formado quando o magma fica preso no subsolo?
De onde a lava chega à superfície da terra?
Quais são as consequências da intrusão de lava nos limites das placas?
Como os vulcões podem ser classificados de acordo com a sua atividade?
Como diferem as formas dos cones vulcânicos?
Magma dentro da Terra
As rochas que se formam quando o magma esfria e solidifica no subsolo são chamadas de rochas intrusivas. Você não pode ver a rocha intrusiva a menos que algum processo geológico traga a rocha intrusiva oculta à superfície. Por exemplo, a água pode lavar a rocha superior e expor a rocha subjacente. O diagrama abaixo mostra cinco estruturas intrusivas ao mesmo tempo, então você pode ver as formas e tamanhos relativos de cada uma. O batólito mostrado no diagrama é tão grande que muitas vezes não se sabe onde sua base está localizada.
Distribuição de rochas intrusivas e efusivas
Na verdade, o núcleo de muitas formações rochosas são os batólitos. O estoque é semelhante a um batólito, mas é muito menor em tamanho. Quando o magma abre caminho entre as rochas, ele forma estruturas em folha (soleiras). Um lacólito em forma de cogumelo se forma quando o magma pressiona as camadas rochosas sobrejacentes. Quando o magma rompe os estratos existentes em ângulo, formam-se diques.
Lava na superfície da Terra
Quando o magma irrompe na superfície da Terra, ele é chamado de lava. A lava chega à superfície através de aberturas vulcânicas ou de rachaduras no solo. Essas lacunas são chamadas de rachaduras. Rochas efusivas são lava endurecida na superfície da Terra. A lava de grandes rachaduras pode inundar grandes áreas, às vezes espalhando-se por muitos quilômetros.
Lava nos limites das placas
A maioria das rochas extrusivas ou efusivas se formam onde você não pode vê-las – no fundo do oceano. Essas rochas são uma nova crosta, nascida na zona das dorsais meso-oceânicas. Enormes quantidades de lava irrompem através de fissuras ou aberturas vulcânicas na zona de limites de impulso. Às vezes, os vulcões no fundo dos oceanos crescem e se elevam acima da superfície da água na forma de ilhas. Muitos vulcões surgem na zona de limites de impulso. O diagrama abaixo mostra como uma placa oceânica desliza sob outra placa oceânica. A crosta descendente derrete na astenosfera. O magma resultante sobe. Este magma forma vulcões em ilhas chamadas arcos insulares. Exemplos de arcos insulares são as Ilhas Japonesas e Curilas.
Limite de impulso
Os vulcões também podem se formar em terra onde uma placa oceânica afunda sob uma placa continental. Este tipo de fronteira provocou a formação das Montanhas Cascade, nos estados de Washington e Oregon, nos Estados Unidos da América, bem como do sistema montanhoso dos Andes, na América do Sul. Atividade vulcânica Os vulcões variam tanto na aparência como na natureza da sua atividade. Alguns vulcões explodem, expelindo cinzas e rochas, bem como vapor de água e vários gases. A erupção do Monte Santa Helena nos Estados Unidos em 1980 correspondeu a este tipo de erupção. Outros vulcões podem derramar lava silenciosamente. Por que alguns vulcões explodem? Imagine que você está agitando uma garrafa de água morna com gás. A garrafa pode romper, liberando água e dióxido de carbono dissolvidos na água. Gases e vapor d'água sob pressão dentro de um vulcão também podem explodir. A explosão vulcânica mais poderosa já registrada na história da humanidade foi a erupção do vulcão Krakatoa, uma ilha vulcânica no estreito entre Java e Sumatra. Em 1883, a explosão foi tão forte que foi ouvida a uma distância de 3.200 quilômetros do local da explosão. A maior parte da ilha desapareceu da face da Terra. A poeira vulcânica envolveu toda a Terra e permaneceu no ar durante dois anos após a explosão. A onda marítima gigante resultante ceifou a vida de mais de 36.000 pessoas nas ilhas próximas. Muitas vezes, os vulcões emitem um aviso antes de uma erupção. Este aviso pode ser na forma de gases e vapor liberados pelo vulcão. Terremotos locais podem indicar que o magma está subindo dentro do vulcão. O solo ao redor do vulcão ou no próprio vulcão incha e as rochas inclinam-se em um grande ângulo. Se uma erupção vulcânica ocorreu no passado recente, tal vulcão é considerado ativo ou ativo. Um vulcão adormecido é aquele que entrou em erupção no passado, mas está inativo há muitos anos. Um vulcão extinto é aquele que não se espera que entre em erupção. A maioria dos vulcões nas ilhas havaianas são considerados extintos.
Cone vulcânico
Uma montanha formada por uma série de erupções vulcânicas é chamada de cone vulcânico. Consiste em lava, cinzas vulcânicas e rochas. Normalmente o cone possui um canal central interno e um respiradouro. O material vulcânico sobe pela abertura. Normalmente, bem no topo do cone há uma cratera, uma depressão em forma de tigela. A forma de um vulcão depende da natureza da erupção e do tipo de material vulcânico que sai do cone.
Tipos de cúpulas vulcânicas
Um cone de cinzas ou cinzas, na foto acima, se forma quando uma erupção libera principalmente rochas e cinzas, mas pouca lava. No México, o vulcão Paricutin com seu característico cone de cinzas é muito famoso. Em 1943, este vulcão apareceu em um campo de milho. Após 6 dias ele atingiu uma altura de 150 metros! Depois cresceu até 400 metros de altura e morreu. Erupções não explosivas com lava que flui facilmente produzem cones de escudo, mostrados no diagrama acima. As ilhas vulcânicas do Havaí, com suas encostas suavemente inclinadas, são típicos vulcões-escudo. Erupções alternadas de poeira, cinzas e rochas seguidas por um derramamento silencioso de lava criam cones de tipo misto, como mostrado acima. As cúpulas vulcânicas são formadas quando a lava entra em erupção rapidamente, mas é tão viscosa que dificilmente se espalha. Portanto, os termos cone de extrusão ou cone de expansão são algumas vezes usados para este tipo de vulcão. Como pode ser visto no diagrama, esses vulcões têm encostas suaves e picos em forma de cúpula. Mont Pelée é um vulcão em forma de cúpula na ilha da Martinica, no Mar do Caribe. Ele entrou em erupção violentamente sem qualquer aviso em 1902. Uma nuvem ardente de gás e cinzas desceu a encosta, matando quase todos os moradores da cidade abaixo. As consequências das erupções podem ser muito significativas. Enormes quantidades de poeira vulcânica no ar causam lindos amanheceres e entardeceres. Se a densidade for alta o suficiente, a poeira vulcânica pode alterar o clima. O aumento da cobertura de nuvens devido à poeira pode causar chuva e até mesmo resfriamento. Os solos férteis das ilhas havaianas foram formados por cinzas vulcânicas e rochas. Os cientistas pensam que os gases do ar e da água dos oceanos foram formados como resultado de erupções vulcânicas em épocas passadas.
AULAS
TERREMOTOS E VULCÕES
Compare as localizações de terremotos e vulcões ao redor do Oceano Pacífico.
Materiais
Lápis
Mapa de contorno do Oceano Pacífico e dos países ao seu redor
Globo ou mapa mundial
Metodologia
Usando um globo ou mapa, marque as zonas sísmicas listadas abaixo na Tabela a) no seu mapa de contorno. Observe que os nomes das zonas incluem cidades, estados, ilhas e países.
No mapa de contorno, marque as zonas encontradas de acordo com o parágrafo acima com a letra Z.
Desenhe linhas de um Z até o próximo Z mais próximo até que todos os Zs estejam conectados.
Usando um globo ou mapa, encontre a localização dos vulcões listados na próxima página. Talvez você não consiga encontrar os vulcões em si, mas poderá identificar as ilhas, estados, países e regiões onde esses vulcões estão localizados.
Rotule esses locais com um B em seu mapa de contorno.
Repita as etapas como na etapa 3 para todas as letras B.
Análise
Descreva as figuras resultantes após conectar todas as letras Z e B.
Que conexão existe entre zonas de terremoto e zonas de atividade vulcânica no seu mapa?
Que relação existe entre as zonas de terremotos e de atividade vulcânica e os limites das placas mostrados no mapa do Capítulo 2?
Em que zona (dos três tipos de limites conhecidos) entre as placas tectônicas estão localizadas a maioria dos vulcões e onde os terremotos ocorrem com mais frequência?
Que outras características você notou perto da área do vulcão em seu mapa?
Como você pode explicar o termo “Anel de Fogo” usado para designar as áreas ao redor do Oceano Pacífico?
| Mesa(s) | Vulcões |
| Acapulco, México | Tacorá, Chile |
| Ilhas Aleutas | Misti, Peru |
| Anchorage, Alasca | Santa Helena, EUA |
| Concepción, Chile | Osorno, Chile |
| Costa Rica | Paricutín, México |
| Pogromny, Ilhas Aleutas |
|
| Ilhas Fiji | Sanga, Equador |
| Los Angeles, Califórnia, EUA | Arte. María, Guatemala |
| Nova Guiné | Ruapehu, Nova Zelândia |
| Nicarágua | Taal, Filipinas |
| Nova Zelândia | Montanhas Wrangel, Alasca |
| Portland, EUA Oregon, EUA | Colina Koryakskaya, costa do Pacífico da Rússia |
| São Francisco Califórnia, EUA | |
| Santiago, Chile | |
| Yokohama, Japão | |
Erupções e produtos de erupção
Trecho do relatório “Enfrentando a ameaça de desastres naturais geológicos e hidrológicos”. Relatório USGS 1240-B.
Erupções vulcânicas em esboço geral podem ser classificados como não explosivos e explosivos. Erupções não explosivas são geralmente causadas por magma (rocha derretida) rico em ferro e magnésio. É relativamente líquido e permite a passagem fácil de gases. Os fluxos de lava, mais comumente encontrados na ilha do Havaí, são o produto mais característico de erupções não explosivas. Em contraste, as erupções explosivas são muito violentas e são causadas por magma rico em sílica, que não é tão líquido; essas erupções são características dos vulcões da cadeia vulcânica do Alasca. Durante as erupções explosivas, grandes quantidades de detritos são liberadas na forma de cinzas vulcânicas, fluxos piroclásticos e fluxos de lama, que descem pelas encostas do vulcão. Tephra é um dos produtos da erupção. Este termo refere-se a fragmentos de rochas de todos os tamanhos que são ejetados no ar acima de um vulcão, muitas vezes em uma coluna vertical que atinge a estratosfera superior. Grandes pedaços de rocha geralmente caem sobre ou perto do vulcão. Pequenos fragmentos são carregados pelo vento e caem distantes do vulcão. Esta distância depende do tamanho e da densidade das partículas, da altura da erupção e da velocidade do vento. Erupção grande quantidade tephra resulta na formação de uma camada significativa de cinzas. A distribuição espacial das cinzas acumuladas é mais espessa diretamente a favor do vento do vulcão e diminui com a distância do vulcão. Tefra mo
Os cientistas descobriram recentemente que o continente euro-asiático começa a deslizar cada vez mais para baixo de África todos os anos. Isto foi relatado na conferência europeia de geociências por Rinus Wortel da Universidade de Utrecht. Anteriormente, os especialistas em tectónica global acreditavam que, pelo contrário, o continente africano estava a afundar-se no Mediterrâneo. Mas agora há evidências de que a Europa está gradualmente a mover-se sob África, formando assim uma zona de subducção. Subducção é uma seção de terra onde substâncias da crosta terrestre são submersas no manto. Atualmente, existem zonas de subducção semelhantes no Oceano Pacífico e no Atlântico, no Mar do Caribe.
É nesses locais que ocorrem frequentemente vários distúrbios, terremotos subaquáticos e tsunamis. Os cientistas pensam que incidentes semelhantes ocorrerão agora na ainda mais calma bacia do Mediterrâneo. De modo que em breve dificilmente poderemos invejar alguns Países europeus localizado nesta costa.
Não seria supérfluo mencionar que tais movimentos da crosta terrestre têm intrigado muitos especialistas, porque até recentemente havia uma opinião completamente diferente. Os cientistas acreditavam que, pelo contrário, a parte mais pesada do norte da África estava afundando na parte sul do manto do continente euro-asiático. Mas um grupo de cientistas liderado por Wortel conseguiu fornecer evidências segundo as quais esse processo parou há algum tempo e então começou um movimento em uma direção completamente diferente.
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Os investigadores acreditam que tal processo ocorre da seguinte forma: como a parte norte da África é constituída por rochas mais pesadas, o resto da placa deste continente ainda é muito mais leve do que a placa onde se encontra o continente euro-asiático. Além disso, na parte central da África, os cientistas notaram uma tendência à formação de uma falha, com a ajuda da qual, muito provavelmente, a parte densa da placa se desliga da parte mais leve. É por isso que o deslizamento do continente africano em direção à Europa parou. Actualmente, a plataforma do continente euro-asiático já não é restringida pela presença de África, pelo que a pesada plataforma iniciou o seu movimento para sul, mergulhando gradualmente no manto e deslizando sob África.
Sabe-se que isso já aconteceu em nosso planeta há muitos séculos.
Por exemplo, há 306 milhões de anos, durante a era Paleozóica, as placas dos continentes euro-asiático e africano fecharam-se entre si. Outros continentes também pareciam diferentes – África, América do Sul, Índia, Austrália e Antártica – todos parte do enorme continente de Godwana. A Europa então, juntamente com a América do Norte, formava o continente da Euraméria. A Sibéria era um continente separado - Angaris, e a China existia entre esses continentes na forma de duas ilhas - norte e sul.
Após a união da Europa e da África, no início do Mesozóico, quase todas as terras se reuniram em um supercontinente - a Pangéia. Só mais tarde surgiram os dinossauros e os primeiros mamíferos neste mesmo continente.
Mas tal conexão de todos os continentes era muito frágil, depois de algum tempo começou uma divisão e separação em continentes separados. E ao longo da linha Europa-África, ocorreu o surgimento dessa mesma zona de subducção. Assim, surgiram dois continentes na Terra - Laurásia (América do Norte, Europa, Sibéria e China) e Gondwana. Esses dois continentes estavam localizados no oceano Tethys, sismicamente muito agitado. Atualmente, é substituído pelos mares Mediterrâneo, Negro e Cáspio. Mas esses dois continentes também se revelaram formações pouco estáveis, e logo as placas gigantes começaram a se desintegrar. Assim, há aproximadamente 14 milhões de anos, desenvolveu-se o arranjo moderno de continentes e oceanos, que permaneceu quase inalterado desde então.
Por que ocorrem tais movimentos de enormes continentes em nosso planeta? Acontece que a convecção do manto está envolvida nisso, e como resultado mais elementos pesados e empurrando os mais leves para a superfície. No mundo moderno, sabe-se que existem dois pontos de subida e descida da matéria.
Os especialistas estão confiantes de que atualmente podemos observar uma diminuição gradual da atividade do Pacific Rise Point, bem como da zona de subducção. Os cientistas acreditam que no futuro haverá apenas um ponto de elevação na Terra (no Atlântico Norte ou perto da Antártica) e uma zona de subducção (no Oceano Índico). Porém, agora não há mais certeza sobre isso, porque um grupo de cientistas liderado por Wortel sugere o surgimento de uma zona de subducção no Mar Mediterrâneo.
O que acontecerá então aos nossos continentes? É óbvio que daqui a cerca de 50 milhões de anos o continente africano irá finalmente dividir-se em 2 partes, a do norte das quais se juntará à Europa, e a do sul se juntará à América do Sul, a Austrália e a Antárctida formarão o continente - Ultima Godwana. E dentro de mais 100 milhões de anos, tanto os continentes americanos como parte de África juntar-se-ão à Eurásia, e a Índia juntar-se-á ao UltimaGodvana. Nos séculos seguintes, todos os continentes se esforçarão para se conectar uns com os outros para formar um supercontinente - UltimaPangaea, que permanecerá inalterado durante os próximos 80-120 milhões de anos. Outras previsões sobre o comportamento dos continentes e continentes são muito difíceis devido à falta de informações.
Não se esqueça que todos os movimentos das placas serão acompanhados por vários desastres - erupções vulcânicas, terremotos e tsunamis. Portanto, existe uma grande probabilidade de que alguns habitantes do nosso planeta morram. Isto ajudará a acelerar o ritmo da evolução, o que provavelmente promoverá o surgimento de novas formas de vida na Terra. O que será mais agradável é que o mais novo continente, UltimaPangaea, será banhado por todos os lados por uma corrente oceânica, o que ajudará a equalizar o clima em todo o planeta. O clima deverá ser semelhante ao subtropical. As geleiras polares e os desertos quentes desaparecerão porque as massas de ar úmido distribuirão uniformemente a precipitação por toda a superfície do continente. Aparentemente, será semelhante à era Mesozóica. O destino da humanidade ainda não está claro. Talvez as pessoas sobrevivam, talvez não. Se a humanidade sobreviver, terá de mudar radicalmente o seu modo de vida e mudar para a energia dos hidrocarbonetos e dos biocombustíveis. Tornar-se eusocial, ou seja, organizar uma sociedade semelhante a colônias de abelhas, formigas, cupins.
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10 de dezembro de 2015
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De acordo com o moderno teoria das placas Toda a litosfera é dividida em blocos separados por zonas estreitas e ativas - falhas profundas - movendo-se na camada plástica do manto superior umas em relação às outras a uma velocidade de 2-3 cm por ano. Esses blocos são chamados placas litosféricas.
A primeira sugestão sobre o movimento horizontal dos blocos crustais foi feita por Alfred Wegener na década de 1920 no âmbito da hipótese da “deriva continental”, mas esta hipótese não recebeu apoio naquela época.
Somente na década de 1960 os estudos do fundo do oceano forneceram evidências conclusivas dos movimentos horizontais das placas e dos processos de expansão dos oceanos devido à formação (espalhamento) da crosta oceânica. O renascimento das ideias sobre o papel predominante dos movimentos horizontais ocorreu no quadro da tendência “mobilística”, cujo desenvolvimento levou ao desenvolvimento da teoria moderna das placas tectónicas. Os princípios básicos da tectônica de placas foram formulados em 1967-68 por um grupo de geofísicos americanos - W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes no desenvolvimento de ideias anteriores (1961-62) de Os cientistas americanos G. Hess e R. Digtsa sobre a expansão (espalhamento) do fundo do oceano.
Argumenta-se que os cientistas não têm certeza do que causa essas mudanças e como são definidos os limites das placas tectônicas. Existem inúmeras teorias diferentes, mas nenhuma explica completamente todos os aspectos da atividade tectônica.
Vamos pelo menos descobrir como eles imaginam isso agora.
Wegener escreveu: “Em 1910, a ideia de mover continentes me ocorreu pela primeira vez... quando fiquei impressionado com a semelhança dos contornos das costas em ambos os lados do Oceano Atlântico.” Ele sugeriu que no início do Paleozóico havia dois continente principal- Laurásia e Gondwana.
Laurásia era o continente norte, que incluía os territórios Europa moderna, Ásia sem Índia e América do Norte. O continente meridional - Gondwana uniu os territórios modernos da América do Sul, África, Antártica, Austrália e Hindustão.
Entre Gondwana e Laurásia surgiu o primeiro mar - Tétis, como uma enorme baía. O resto do espaço da Terra foi ocupado pelo Oceano Panthalassa.
Cerca de 200 milhões de anos atrás, Gondwana e Laurásia foram unidas em um único continente - Pangea (Pan - universal, Ge - terra)
Cerca de 180 milhões de anos atrás, o continente Pangéia começou novamente a se separar em suas partes componentes, que se misturaram na superfície do nosso planeta. A divisão ocorreu da seguinte forma: primeiro Laurásia e Gondwana reapareceram, depois Laurásia se dividiu e depois Gondwana se dividiu. Devido à divisão e divergência de partes da Pangéia, formaram-se oceanos. Os oceanos Atlântico e Índico podem ser considerados oceanos jovens; velho - Quieto. O Oceano Ártico ficou isolado à medida que a massa de terra aumentou no Hemisfério Norte.
A. Wegener encontrou muitas confirmações da existência de um único continente na Terra. O que lhe pareceu especialmente convincente foi a existência na África e na América do Sul de restos de animais antigos - listossauros. Eram répteis, semelhantes a pequenos hipopótamos, que viviam apenas em corpos d'água de água doce. Isso significa que eles não podiam nadar grandes distâncias na água salgada do mar. Ele encontrou evidências semelhantes no mundo vegetal.
Interesse pela hipótese do movimento continental na década de 30 do século XX. diminuiu um pouco, mas foi revivido novamente na década de 60, quando, como resultado de estudos de relevo e geologia do fundo oceânico, foram obtidos dados indicando os processos de expansão (espalhamento) da crosta oceânica e o “mergulho” de alguns partes da crosta sob outras (subducção).
Estrutura do rift continental
A parte rochosa superior do planeta é dividida em duas conchas, significativamente diferentes em propriedades reológicas: uma litosfera rígida e quebradiça e uma astenosfera plástica e móvel subjacente.
A base da litosfera é uma isoterma aproximadamente igual a 1300°C, que corresponde à temperatura de fusão (solidus) do material do manto à pressão litostática existente em profundidades das primeiras centenas de quilómetros. As rochas na Terra acima desta isoterma são bastante frias e comportam-se como materiais rígidos, enquanto as rochas subjacentes da mesma composição são bastante aquecidas e deformam-se com relativa facilidade.
A litosfera é dividida em placas que se movem constantemente ao longo da superfície da astenosfera plástica. A litosfera é dividida em 8 placas grandes, dezenas de placas médias e muitas placas pequenas. Entre as lajes grandes e médias existem cinturões compostos por um mosaico de pequenas lajes crustais.
Os limites das placas são áreas de atividade sísmica, tectônica e magmática; as regiões internas das placas são fracamente sísmicas e caracterizadas por fraca manifestação de processos endógenos.
Mais de 90% da superfície da Terra cai sobre 8 grandes placas litosféricas:
Algumas placas litosféricas são compostas exclusivamente por crosta oceânica (por exemplo, a Placa do Pacífico), outras incluem fragmentos de crosta oceânica e continental.
Esquema de formação de fenda
Existem três tipos de movimentos relativos das placas: divergência (divergência), convergência (convergência) e movimentos de cisalhamento.
Limites divergentes são limites ao longo dos quais as placas se afastam. A situação geodinâmica em que ocorre o processo de estiramento horizontal da crosta terrestre, acompanhado pelo aparecimento de fendas linearmente alongadas ou depressões em forma de vala, é chamada de rifting. Essas fronteiras estão confinadas às fendas continentais e às dorsais meso-oceânicas nas bacias oceânicas. O termo "rift" (do inglês rift - gap, crack, gap) é aplicado a grandes estruturas lineares de origem profunda, formadas durante o estiramento da crosta terrestre. Em termos de estrutura, são estruturas semelhantes a grabens. As fendas podem se formar na crosta continental e oceânica, formando um único sistema global orientado em relação ao eixo geóide. Neste caso, a evolução dos riftes continentais pode levar à quebra da continuidade da crosta continental e à transformação deste rifte em rifte oceânico (se a expansão do rifte parar antes da fase de ruptura da crosta continental, é é preenchido com sedimentos, transformando-se em aulacógeno).
O processo de separação de placas em zonas de riftes oceânicos (cordais meso-oceânicas) é acompanhado pela formação de nova crosta oceânica devido ao derretimento magmático basáltico proveniente da astenosfera. Esse processo de formação de uma nova crosta oceânica devido ao influxo de material do manto é denominado espalhamento (do inglês spread - espalhar, desdobrar).
A estrutura da dorsal meso-oceânica. 1 – astenosfera, 2 – rochas ultrabásicas, 3 – rochas básicas (gabroides), 4 – complexo de diques paralelos, 5 – basaltos do fundo do oceano, 6 – segmentos da crosta oceânica que se formaram em tempos diferentes(I-V à medida que envelhecem), 7 – câmara magmática próxima à superfície (com magma ultrabásico na parte inferior e magma básico na parte superior), 8 – sedimentos do fundo do oceano (1-3 à medida que se acumulam)
Durante o espalhamento, cada pulso de extensão é acompanhado pela chegada de uma nova porção de fundidos do manto, que, ao solidificarem, formam as bordas das placas divergindo do eixo MOR. É nessas zonas que ocorre a formação da jovem crosta oceânica.
Colisão de placas litosféricas continentais e oceânicas
Subducção é o processo de empurrar uma placa oceânica sob uma continental ou outra oceânica. As zonas de subducção estão confinadas às partes axiais das trincheiras de águas profundas associadas aos arcos insulares (que são elementos das margens ativas). Os limites de subducção representam cerca de 80% do comprimento de todos os limites convergentes.
Quando as placas continental e oceânica colidem, um fenômeno natural é o deslocamento da placa oceânica (mais pesada) sob a borda da continental; Quando dois oceanos colidem, o mais antigo (isto é, mais frio e mais denso) deles afunda.
As zonas de subducção têm uma estrutura característica: seus elementos típicos são uma trincheira de águas profundas - um arco de ilha vulcânica - uma bacia de arco posterior. Uma trincheira profunda é formada na zona de flexão e subtração da placa subdutora. À medida que esta placa afunda, começa a perder água (encontrada em abundância em sedimentos e minerais), esta última, como se sabe, reduz significativamente a temperatura de fusão das rochas, o que leva à formação de centros de fusão que alimentam os vulcões dos arcos insulares. Na parte traseira de um arco vulcânico, geralmente ocorre algum estiramento, o que determina a formação de uma bacia de arco posterior. Na zona da bacia do back-arc, o estiramento pode ser tão significativo que leva à ruptura da crosta da placa e à abertura de uma bacia com crosta oceânica (o chamado processo de espalhamento do back-arc).
O volume da crosta oceânica absorvida nas zonas de subducção é igual ao volume da crosta emergente nas zonas de expansão. Esta posição enfatiza a ideia de que o volume da Terra é constante. Mas esta opinião não é a única e definitivamente comprovada. É possível que o volume do avião mude pulsantemente ou diminua devido ao resfriamento.
A imersão da placa subdutora no manto é traçada pelos focos de terremotos que ocorrem no contato das placas e no interior da placa subdutora (mais fria e, portanto, mais frágil que as rochas do manto circundante). Esta zona sismofocal é chamada de zona Benioff-Zavaritsky. Nas zonas de subducção inicia-se o processo de formação de uma nova crosta continental. Um processo muito mais raro de interação entre as placas continentais e oceânicas é o processo de obdução - o empurrão de parte da litosfera oceânica para a borda da placa continental. Deve-se enfatizar que durante esse processo a placa oceânica se separa e apenas sua parte superior – a crosta e vários quilômetros do manto superior – avança.
Colisão de placas continentais
Quando as placas continentais colidem, cuja crosta é mais leve que o material do manto e, como resultado, não consegue afundar nele, ocorre um processo de colisão. Durante a colisão, as bordas das placas continentais em colisão são esmagadas, esmagadas e sistemas de grandes impulsos são formados, o que leva ao crescimento de estruturas montanhosas com uma estrutura complexa de dobramento e impulso. Um exemplo clássico de tal processo é a colisão da placa do Hindustão com a placa da Eurásia, acompanhada pelo crescimento dos grandiosos sistemas montanhosos do Himalaia e do Tibete. O processo de colisão substitui o processo de subducção, completando o fechamento da bacia oceânica. Além disso, no início do processo de colisão, quando as bordas dos continentes já se aproximaram, a colisão é combinada com o processo de subducção (os restos da crosta oceânica continuam a afundar sob a borda do continente). O metamorfismo regional em grande escala e o magmatismo granitóide intrusivo são típicos de processos de colisão. Estes processos conduzem à criação de uma nova crosta continental (com a sua típica camada granítica-gnaisse).
A principal razão para o movimento das placas é a convecção do manto, causada pelas correntes termogravitacionais do manto.
A fonte de energia para essas correntes é a diferença de temperatura entre as regiões centrais da Terra e a temperatura de suas partes próximas à superfície. Nesse caso, a maior parte do calor endógeno é liberada na fronteira do núcleo e do manto durante o processo de diferenciação profunda, que determina a desintegração da substância condrítica primária, durante a qual a parte metálica corre para o centro, construindo sobe até o núcleo do planeta, e a parte silicatada concentra-se no manto, onde sofre posterior diferenciação.
As rochas aquecidas nas zonas centrais da Terra expandem-se, a sua densidade diminui e flutuam para cima, dando lugar ao afundamento de massas mais frias e, portanto, mais pesadas, que já cederam parte do calor nas zonas próximas da superfície. Este processo de transferência de calor ocorre continuamente, resultando na formação de células convectivas fechadas ordenadas. Nesse caso, na parte superior da célula, o fluxo de matéria ocorre quase em um plano horizontal, e é essa parte do fluxo que determina o movimento horizontal da matéria da astenosfera e das placas nela localizadas. Em geral, os ramos ascendentes das células convectivas estão localizados sob as zonas de limites divergentes (MOR e riftes continentais), enquanto os ramos descendentes estão localizados sob as zonas de limites convergentes. Assim, a principal razão para o movimento das placas litosféricas é o “arrasto” por correntes convectivas. Além disso, vários outros fatores atuam nas lajes. Em particular, a superfície da astenosfera revela-se um tanto elevada acima das zonas de ramos ascendentes e mais deprimida nas zonas de subsidência, o que determina o “deslizamento” gravitacional da placa litosférica localizada sobre uma superfície plástica inclinada. Além disso, há processos de atração da litosfera oceânica fria e pesada em zonas de subducção para a astenosfera quente e, como consequência, menos densa, bem como encravamento hidráulico por basaltos nas zonas MOR.
As principais forças motrizes das placas tectônicas são aplicadas à base das partes intraplaca da litosfera - as forças de arrasto do manto FDO sob os oceanos e FDC sob os continentes, cuja magnitude depende principalmente da velocidade do fluxo astenosférico, e o o último é determinado pela viscosidade e espessura da camada astenosférica. Como a espessura da astenosfera sob os continentes é muito menor e a viscosidade é muito maior do que sob os oceanos, a magnitude da força FDC é quase uma ordem de grandeza inferior ao valor FDO. Sob os continentes, especialmente as suas partes antigas (escudos continentais), a astenosfera quase se comprime, de modo que os continentes parecem estar “encalhados”. Como a maioria das placas litosféricas da Terra moderna inclui partes oceânicas e continentais, deveria ser esperado que a presença de um continente na placa deveria, em geral, “desacelerar” o movimento de toda a placa. É assim que realmente acontece (as placas quase puramente oceânicas que se movem mais rapidamente são as placas do Pacífico, Cocos e Nazca; as mais lentas são as placas euro-asiática, norte-americana, sul-americana, antártica e africana, cuja área é ocupada por continentes). . Finalmente, nos limites das placas convergentes, onde as bordas pesadas e frias das placas litosféricas (lajes) afundam no manto, sua flutuabilidade negativa cria a força FNB (um índice na designação de força - do inglês empuxo negativo). A ação deste último leva ao fato de que a parte subdutora da placa afunda na astenosfera e puxa consigo toda a placa, aumentando assim a velocidade de seu movimento. Obviamente, a força FNB atua esporadicamente e apenas em determinados cenários geodinâmicos, por exemplo, nos casos de ruptura de lajes ao longo da divisão de 670 km descrita acima.
Assim, os mecanismos que colocam as placas litosféricas em movimento podem ser condicionalmente classificados nos dois grupos a seguir: 1) associados às forças do mecanismo de arrasto do manto aplicadas a quaisquer pontos da base das placas, na figura - forças FDO e FDC; 2) associados aos esforços aplicados nas arestas das lajes (mecanismo aresta-força), na figura - forças FRP e FNB. O papel de um ou outro mecanismo de acionamento, bem como de certas forças, é avaliado individualmente para cada placa litosférica.
A combinação desses processos reflete o processo geodinâmico geral, abrangendo áreas desde a superfície até as zonas profundas da Terra. Atualmente, a convecção do manto bicelular com células fechadas está se desenvolvendo no manto terrestre (de acordo com o modelo de convecção através do manto) ou a convecção separada no manto superior e inferior com o acúmulo de placas sob zonas de subducção (de acordo com os dois- modelo de camada). Os prováveis pólos de ascensão do material do manto estão localizados no nordeste da África (aproximadamente sob a zona de junção das placas africana, somali e árabe) e na região da Ilha de Páscoa (sob a crista média do Oceano Pacífico - a ascensão do Pacífico Leste) . O equador de subsidência da matéria do manto passa aproximadamente ao longo de uma cadeia contínua de limites de placas convergentes ao longo da periferia dos oceanos Pacífico e Índico oriental. O regime moderno de convecção do manto, que começou há aproximadamente 200 milhões de anos com o colapso da Pangeia e deu origem. aos oceanos modernos, será no futuro substituído por um regime unicelular (de acordo com o modelo de convecção através do manto) ou (de acordo com um modelo alternativo) a convecção se tornará através do manto devido ao colapso das lajes através do 670 trecho km. Isto pode levar a uma colisão de continentes e à formação de um novo supercontinente, o quinto na história da Terra.
Os movimentos das placas obedecem às leis da geometria esférica e podem ser descritos com base no teorema de Euler. O teorema da rotação de Euler afirma que qualquer rotação do espaço tridimensional tem um eixo. Assim, a rotação pode ser descrita por três parâmetros: as coordenadas do eixo de rotação (por exemplo, sua latitude e longitude) e o ângulo de rotação. Com base nesta situação, a posição dos continentes no passado pode ser reconstruída épocas geológicas. Uma análise dos movimentos dos continentes levou à conclusão de que a cada 400-600 milhões de anos eles se unem em um único supercontinente, que posteriormente sofre desintegração. Como resultado da divisão desse supercontinente Pangéia, que ocorreu 200-150 milhões de anos atrás, os continentes modernos foram formados.
As placas tectônicas foram o primeiro conceito geológico geral que pôde ser testado. Essa verificação foi realizada. Nos anos 70 um programa de perfuração em alto mar foi organizado. Como parte deste programa, várias centenas de poços foram perfurados pelo navio de perfuração Glomar Challenger, que mostrou boa concordância entre idades estimadas a partir de anomalias magnéticas e idades determinadas a partir de basaltos ou horizontes sedimentares. O diagrama de distribuição de seções da crosta oceânica de diferentes idades é mostrado na Fig.:
Idade da crosta oceânica baseada em anomalias magnéticas (Kennet, 1987): 1 - áreas com dados faltantes e terrenos; 2–8 - idade: 2 - Holoceno, Pleistoceno, Plioceno (0–5 milhões de anos); 3 - Mioceno (5–23 milhões de anos); 4 - Oligoceno (23–38 milhões de anos); 5 - Eoceno (38–53 milhões de anos); 6 - Paleoceno (53–65 milhões de anos) 7 - Cretáceo (65–135 milhões de anos) 8 - Jurássico (135–190 milhões de anos)
No final dos anos 80. Outro experimento para testar o movimento das placas litosféricas foi concluído. Foi baseado na medição de linhas de base relativas a quasares distantes. Foram selecionados pontos em duas placas nas quais, por meio de radiotelescópios modernos, foram determinadas a distância até os quasares e seu ângulo de declinação e, consequentemente, foram calculadas as distâncias entre os pontos nas duas placas, ou seja, a linha de base foi determinada. A precisão da determinação foi de alguns centímetros. Depois de vários anos, as medições foram repetidas. Uma concordância muito boa foi obtida entre os resultados calculados a partir de anomalias magnéticas e os dados determinados a partir das linhas de base
Diagrama ilustrando os resultados das medições do movimento mútuo das placas litosféricas obtidas pelo método de interferometria de linha de base muito longa - ISDB (Carter, Robertson, 1987). O movimento das placas altera o comprimento da linha de base entre os radiotelescópios localizados em placas diferentes. O mapa do Hemisfério Norte mostra linhas de base a partir das quais as medições do ISDB forneceram dados suficientes para fazer uma estimativa fiável da taxa de mudança no seu comprimento (em centímetros por ano). Os números entre parênteses indicam a quantidade de deslocamento da placa calculada a partir do modelo teórico. Em quase todos os casos os valores calculados e medidos são muito próximos
Assim, as placas tectônicas foram testadas ao longo dos anos por vários métodos independentes. É reconhecido pela comunidade científica mundial como o paradigma da geologia na atualidade.
Conhecendo a posição dos pólos e a velocidade do movimento moderno das placas litosféricas, a velocidade de propagação e absorção do fundo do oceano, é possível traçar a trajetória de movimento dos continentes no futuro e imaginar sua posição para um determinado período de tempo.
Esta previsão foi feita pelos geólogos americanos R. Dietz e J. Holden. Dentro de 50 milhões de anos, de acordo com as suas suposições, os oceanos Atlântico e Índico expandir-se-ão à custa do Pacífico, a África deslocar-se-á para norte e graças a isso o Mar Mediterrâneo será gradualmente eliminado. O Estreito de Gibraltar desaparecerá e uma Espanha “virada” fechará o Golfo da Biscaia. A África será dividida pelas grandes falhas africanas e a sua parte oriental deslocar-se-á para nordeste. O Mar Vermelho se expandirá tanto que separará a Península do Sinai da África, a Arábia se deslocará para o nordeste e fechará o Golfo Pérsico. A Índia avançará cada vez mais em direção à Ásia, o que significa que as montanhas do Himalaia crescerão. A Califórnia se separará da América do Norte ao longo da falha de San Andreas, e uma nova bacia oceânica começará a se formar neste local. Mudanças significativas ocorrerão no hemisfério sul. A Austrália cruzará o equador e entrará em contato com a Eurásia. Esta previsão requer esclarecimentos significativos. Muito aqui ainda permanece discutível e obscuro.
fontes
http://www.pegmatite.ru/My_Collection/mineralogy/6tr.htm
http://www.grandars.ru/shkola/geografiya/dvizhenie-litosfernyh-plit.html
http://kafgeo.igpu.ru/web-text-books/geology/platehistory.htm
http://stepnoy-sledopyt.narod.ru/geologia/dvizh/dvizh.htm
Deixe-me lembrá-lo, mas aqui estão os interessantes e este. Olhe e O artigo original está no site InfoGlaz.rf Link para o artigo do qual esta cópia foi feita -
