Mapa com a Localização do Arquipélago da Madeira (Ilustração) - Em formação
Ilha da madeira, Português Arquipélago da Madeira, arquipélago de origem vulcânica no Oceano Atlântico Norte, pertencente a Portugal. Compreende duas ilhas habitadas, Madeira e Porto Santo, e dois grupos desabitados, as Desertas e as Selvagens. As ilhas são os picos de montanhas que têm suas bases no fundo do oceano abissal. Administrativamente, eles formam a região autônoma da Madeira. A capital regional, Funchal, está localizada na Ilha da Madeira.
A Ilha da Madeira, a maior do grupo, tem 34 milhas (55 km) de comprimento, uma largura máxima de 14 milhas (22 km) e uma linha costeira de cerca de 90 milhas (144 km), e eleva-se no centro até ao Pico do Ruivo ( 6.106 pés [1.861 metros] acima do nível do mar). A maior parte do interior acima de 3.000 pés (900 metros) é desabitada e comunidades não cultivadas de cabanas espalhadas são geralmente construídas na foz de ravinas ou em encostas que descem das montanhas até a costa.
A Ilha do Porto Santo fica a cerca de 26 milhas (42 km) a nordeste da Madeira. A sua principal cidade, Vila de Porto Santo, é localmente chamada de Vila. Em cada extremidade da ilha existem colinas, das quais o Pico do Facho, o mais alto, atinge 515 metros (1.696 pés). As colheitas incluem trigo, uvas e cevada.
As Desertas ficam a cerca de 11 milhas (18 km) a sudeste da Madeira e consistem em três ilhotas: Chão, Bugio e Deserta Grande, juntamente com o Prego do Mor na extremidade norte da Ilha do Chão. Coelhos e cabras selvagens vivem nas pastagens pobres e atraem caçadores ocasionais para a outrora habitada Deserta Grande. As Selvagens, ou Ilhas Salvage, são três rochas desabitadas localizadas a 156 milhas (251 km) a sul da Madeira, entre esta última e as Ilhas Canárias. O maior tem uma circunferência de cerca de 5 km.
A agricultura é há muito a atividade dominante nas ilhas da Madeira e Porto Santo. As safras historicamente cultivadas nas ilhas incluem cabaças de batata-doce de vários tipos kalo ou taro, introduzida das ilhas do Pacífico a maioria dos vegetais culinários da Europa, cereais cana-de-açúcar e várias frutas, como laranja, limão, goiaba, manga, nêsperas, pudim , figos, abacaxis e bananas. As plantações de banana e vinhas agora predominam, e a banana e o vinho Madeira de mesmo nome figuram entre as exportações mais importantes. Outras atividades econômicas incluem processamento de açúcar, pesca e artesanato, como marcenaria, vime e bordados - o último dos quais foi introduzido na Madeira na década de 1850 por Elizabeth Phelps, filha de um exportador de vinhos inglês. No início do século 21, o turismo fez grandes incursões. Área de 309 milhas quadradas (801 km quadrados). Pop. (2001) 245.011 (2011) 267.785 (2018 est.) 253.945.
Nove ilhas constituem os Açores, que se estendem em três grupos por mais de 400 milhas (650 km) no meio do Atlântico. A ilha mais oriental, Santa Maria, fica a 875 milhas (1.408 km) do continente português e a mais ocidental, Flores, fica a cerca de 1.230 milhas (1.980 km) de Cape Race, Newfoundland, Canadá. As ilhas são vulcânicas, ocasionalmente ativas. Seu cenário variado inclui lagos de crateras, planaltos em várias elevações, maciços montanhosos, vales de fundo plano e litorais acidentados. Com 7.713 pés (2.351 metros), o vulcão Ponta do Pico na Ilha do Pico é o ponto mais alto de Portugal metropolitano.
Existem muitas formas de chegar à Madeira, mas um bom começo é localizá-la no mapa.
O arquipélago madeirense situa-se a cerca de 700 km de África (quase ao nível de Casablanca, Marrocos), a 450 km das Ilhas Canárias, a 800 km dos Açores e a 900 km de Portugal continental.
Outra forma é localizar Portugal, no lado atlântico da Península Ibérica. Experimente traçar uma rota a partir da capital portuguesa, Lisboa, de sul a sudoeste por cerca de 1000 quilómetros, e encontrará o Arquipélago Madeirense, constituído por duas ilhas habitadas (Madeira e Porto Santo) e dois subarquipélagos (as Reservas Naturais de Ilhas Desertas e Selvagens), ocupando uma área total de cerca de 5000 km2 do Oceano Atlântico.
O arquipélago é de origem vulcânica, mas não há registros de atividade vulcânica desde a sua descoberta. A ilha principal, Madeira, tem cerca de 57 km de comprimento e cerca de 22 km de largura. A sua capital, Funchal, situada numa baía natural da costa sul, possui um porto moderno, particularmente importante para os navios de cruzeiro. Embora não seja uma grande ilha, você não pode explorá-la em apenas um dia! Portanto, não tenha pressa e visite cada município. Porque a Madeira é mais do que Funchal… O relevo acidentado da ilha oferece uma grande diversidade de paisagens - desde picos elevados (o Pico Ruivo é o terceiro mais alto de Portugal, com 1861 metros de altitude) e falésias impressionantes, como o Cabo Girão, a vales profundos e o grande planalto do Paul da Serra. Floresta Laurissilva, endémica da Madeira, foi classificada como Património Mundial pela UNESCO em 1999.
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5.1. Evolução Geocronológica da Madeira e das Ilhas Desertas
[26] Considerando as novas determinações de 40 Ar / 39 Ar idade e observações de campo, a antiga divisão estratigráfica com base no mapeamento litológico por Zbyszewski et al. [1973, 1975] deve ser parcialmente revisado. Propomos a seguinte evolução para a Madeira.
5.1.1. Estágio de proteção (& gt4.6–0.7 Ma)
5.1.1.1. Fase de Rift Madeira Inicial (& gt4.6–3.9 Ma)
[27] Esta fase vulcânica inclui as rochas subaéreas expostas mais antigas da Madeira (unidade basal). Uma concentração de aberturas vulcânicas e enxames de dique orientados para leste-oeste no centro da metade oriental da ilha sugerem que o vulcanismo durante a fase inicial do rifte Madeira originou-se principalmente de um sistema de rifte orientado para E – W. As idades radiométricas mais antigas (4,63 ± 0,10 Ma) da Madeira vêm de um enxame de dique toleítico de orientação leste-oeste no Porto da Cruz. Zonas de fenda são uma característica comum de ilhas vulcânicas oceânicas [por exemplo, Carracedo, 1994]. No caso ideal, zonas de fenda triplo-armadas com geometria regular a 120 ° uma da outra ocorrem como resultado do menor esforço de fraturamento produzido por carregamento vertical para cima induzido por magma [ Luongo et al., 1991]. Como é o caso de muitos vulcões havaianos (por exemplo, Kilauea), uma terceira zona de fenda na Madeira com um ângulo de cerca de 120 ° em relação aos outros braços provavelmente não poderia se desenvolver para NE devido ao efeito de reforço do grande cone submarino do Porto Ilha do Santo (Figura 2).
5.1.1.2. Fase Desertas Rift (3,6–3,2 Ma)
[28] A parte subaerial da crista Desertas formou-se entre 3,2 e 3,6 Ma, período durante o qual a Madeira esteve quase completamente inativa. No perfil do Paul da Serra, no centro da Madeira, uma discordância marca este intervalo de tempo (Figura 4). No leste da Madeira ao norte do Funchal, uma discordância também ocorre separando as fases inicial e tardia do rifte da Madeira. O fluxo mais baixo da fase rifte tardia, logo acima da discordância, foi datado de 3,05 Ma [ Watkins e Abdel-Monem, 1971]. Não há dados de idade disponíveis nas rochas abaixo da discordância. Um fluxo de lava logo acima de uma discordância proeminente com a fase inicial do rifte Madeira (unidade basal) em Curral das Freiras produziu uma idade de 2,97 Ma [ Mata et al., 1995]. A idade mais jovem abaixo da discordância é 3,91 ± 0,08 Ma (MA 227). Estas observações sugerem que a maior parte do suprimento de magma mudou para o braço da fenda Desertas entre 3,0 e 3,9 Ma. Embora especulativa, uma possível causa para a mudança no suprimento de magma entre 3,9 e 3,6 Ma para o braço do rifte Desertas pode ter sido o colapso do setor NE do Braço do rifte Madeira (ver Figura 2). A batimetria a norte de Porto da Cruz é muito irregular em profundidades entre 1000 e 2000 m, possivelmente reflectindo a presença de depósitos de deslizamentos. Uma batimetria mais detalhada, entretanto, é necessária para testar essa hipótese. Um cenário semelhante foi proposto para a mudança da atividade vulcânica em La Palma (Ilhas Canárias) para a fenda de La Cumbre Vieja orientada a N – S do vulcão Escudo Taburiente 700.000 anos atrás [ Ancochea et al., 1994 Klügel et al., 2000]. Por volta dos 3 Ma, o vulcanismo ao longo do braço do Desertas Rift cessou, possivelmente refletindo uma mudança no suprimento de magma mais para o SW como resultado do movimento da placa direcionado para NE.
5.1.1.3. Fase Madeira Rift Tardia (3–0,7 Ma)
[29] Começando em ∼3 Ma, a atividade vulcânica voltou para a Madeira. Como observado acima, em Paul da Serra, Curral das Freiras e Ribeiro Frio, os fluxos mais antigos sobrepondo-se a grandes inconformidades que separam a fase inicial e tardia do rifte Madeira produziram idades entre 2,8 e 3,0 Ma [ Watkins e Abdel-Monem, 1971 Mata et al., 1995 este estudo]. Observações de campo e datas de idade de sequências de lava espessa que cobrem a maior parte da ilha mostram que a fase tardia do rifte Madeira continuou sem uma pausa significativa até 0,7 Ma. Embora previamente mapeado como pertencente à unidade basal (β1 de Zbyszewski et al. [1975]), complexos de cone de escória como o Pico Ruivo (2,6 Ma), o pico mais alto da Madeira, e aqueles próximos à península de São Lourenço (1,6-1,9 Ma [ Mata et al., 1995]) idades de rendimento dentro da faixa para o estágio final do rift. Esses centros de erupção estão localizados ao longo do eixo da fenda final do Madeira e são cortados por densos enxames de diques orientados na direção E – W. Quatro desses diques perto do Pico Ruivo produzem idades entre 1-1,8 Ma [ Féraud et al., 1981], mostrando que são contemporâneas com as sequências de lava espessa mergulhando suavemente para o norte e sul e, portanto, provavelmente representam diques de alimentação para as sequências de lava da fase final do rifte do Madeira.
5.1.2. Estágio posterossional (& lt0,7 Ma)
[30] Por causa das incertezas na datação radiométrica de idade de rochas magmáticas jovens, o intervalo exato entre o final da fase do rifte Madeira e o estágio posterosional é incerto. Os dois depósitos desse estágio que foram datados até agora produzem idades de ± 0,2 Ma (MA 85) e 6200–7200 anos B.P. (KIA 685 e KIA 686). É notável que a atividade mais recente (por exemplo, cones de cinzas no alto vale de São Vicente, fluxos intracanhão no Porto do Moniz, Seixal, São Vicente e a camada de tefra no topo do Paul da Serra) estão localizadas na parte ocidental da Madeira, enquanto as rochas mais antigas são encontradas na parte oriental e no centro da ilha. A migração geralmente para o oeste do vulcanismo na Madeira pode potencialmente refletir o movimento NE da placa africana.
5,2 Taxas de erupção
[31] Estimando o volume subaerial da Madeira (∼430 km 3) e das Ilhas Desertas (∼7 km 3) e considerando a idade radiométrica mais antiga disponível (4,63 Ma), uma taxa média de erupção de magma de ∼95 km 3 / Ma pode ser calculado para a parte subearial do estágio de escudo. Após um exame mais detalhado das taxas de erupção para as diferentes unidades, diferenças distintas tornam-se aparentes. Enquanto a fase inicial do rifte Madeira mostra taxas relativamente altas de 150 km 3 / Ma, a erupção do magma diminuiu durante a fase rifte Desertas para 20 km3 / Ma e aumentou novamente para 100 km 3 / Ma durante a fase final do rifte Madeira. Embora a erosão possa ter retirado um volume considerável das Desertas, é improvável que as taxas de erupção durante a fase rifte Desertas subaérea se aproximem das das fases rifte Madeira. Como foi sugerido para explicar a mudança de atividade para o Desertas Rift, a diminuição nas taxas de erupção entre ∼3,0 e 3,9 Ma também pode resultar do bloqueio do sistema de encanamento do magma devido ao colapso do setor. Isto pode ter causado um aumento da intrusão em relação à extrusão durante a fase de rifte Desertas. A taxa de erupção durante o estágio posterosional de ± 2 km 3 / Ma é insignificante.
[32] Os hotspots com as taxas de erupção estimadas mais baixas ocorrem no Oceano Atlântico. Estes incluem Santa Helena (24 km 3 / Ma), Bouvet (40 km 3 / Ma), Cabo Verdes (40 km 3 / Ma), Ascensão (60 km 3 / Ma) e Gough (110 km 3 / Ma) [ Gerlach, 1990 veja também Crisp, 1984 Bohrson et al., 1996]. As taxas de erupção relatadas para estas ilhas situam-se no intervalo determinado para a Madeira: 20–150 km 3 / Ma. Deve-se notar, no entanto, que é difícil comparar diretamente as taxas de erupção para ilhas individuais, uma vez que essas estimativas são frequentemente médias para toda a ilha e muitas vezes não foi determinado em qual estágio evolutivo a ilha estava durante seu período subaerial. história. As taxas de erupção na Madeira, por outro lado, são consideravelmente mais baixas do que as estimadas para as Ilhas Canárias (por exemplo, 2.000-10.000 km 3 / Ma para o estágio de escudo do Mioceno subaerial e até 500 km 3 / Ma para o estágio posterosional em Gran Canaria [ Bogaard et al., 1988 Hoernle e Schmincke, 1993a Schmincke e Sumita, 1998]). A Madeira também apresenta taxas de erupção (subaeriais) baixas quando comparadas com as ilhas oceânicas nos oceanos Índico e Pacífico, por exemplo, Reunião (2.400 km 3 / Ma) ou Mangaia (100–1000 km 3 / Ma) [ Gerlach, 1990 ].
[33] A base submarina do grupo Madeira / Desertas constitui ∼98% do complexo vulcânico, com um volume de ∼26.800 km 3. Os volumes do submarino foram estimados com base na quebra na batimetria entre o edifício vulcânico e o suave fundo do mar. O cálculo de uma taxa de erupção para a base do submarino é difícil devido à falta de dados de idade e à avaliação especulativa da razão intrusiva para extrusiva. Percebemos que o volume do edifício escondido no avental clástico pode ser 2–3 vezes mais do que a estimativa baseada apenas na batimetria, como visto, por exemplo, para Gran Canaria [ Schmincke e Sumita, 1998]. Assumindo que o complexo Madeira / Desertas começou a formar-se há ∼9,5 Myr (idade intermédia entre as idades mais velhas obtidas na Madeira e em Porto Santo), a taxa média de crescimento durante a fase submarina foi de ∼5500 km 3 / Ma ou ∼36 vezes como alta como durante a fase de fenda subaerial inicial na Madeira. No entanto, em comparação com outros vulcões de ilhas oceânicas, a Madeira tem uma taxa média de crescimento submarino relativamente baixa. Taxas de produção de & gt20.000 km 3 / Ma foram estimadas para as ilhas Canárias próximas [ Schmincke e Sumita, 1998 ].
5.3. Evolução Geocronológica do Porto Santo (11,1-14,3 Ma)
[34] Os dados de idade 40 Ar / 39 Ar (amostras K 49 e K 46) da sequência submarina traquítica a basáltica no nordeste estão em boa concordância com os dados paleontológicos de calcários intercalados de águas rasas [ Cachao et al., 1998]. Ambos os tipos de dados apontam para uma idade de ∼14 Ma para o final da etapa do monte submarino no NE do Porto Santo. Um fluxo de lava basáltica alcalina (K 55) cobrindo basaltos em almofada, mas subjacente a um conglomerado consistindo de pedras e pedras de praia produziu uma idade semelhante, indicando que a transição do monte submarino para a ilha oceânica no SW também ocorreu em ∼14 Ma. Sete amostras de diques basálticos e traquíticos e intrusões variaram em idade de 11,07 a 13,17 Ma, provavelmente refletindo o período de tempo do vulcanismo ativo em Porto Santo. A maior parte dessa história subaerial, entretanto, foi erodida.
5,4 Seine, Ampère (31 Ma) e Coral Patch Seamount
[35] Os dados batimétricos mostram que os montes submarinos do Sena e Ampère têm planaltos planos entre 60 e 200 m abaixo do nível do mar e flancos íngremes. A morfologia de ambos os montes submarinos e a ocorrência de paralelepípedos de praia bem arredondados entre as amostras dragadas do Monte Submarino de Ampère indicam que ambos eram provavelmente ilhas anteriormente. Uma amostra de escória altamente vesicular, dragada do cume de 1000 m de profundidade do Monte Submarino de Coral Patch, também aponta para águas rasas ou possível origem subaérea. Vulcões de ilhas oceânicas que se formam acima de um ponto de acesso são geralmente submersos conforme o vulcão se afasta do ponto de acesso como resultado de (1) interrupção do suprimento de magma, (2) erosão e (3) resfriamento e subsidência da litosfera subjacente [por exemplo, Werner et al., 1999]. A forma alongada E – W da estrutura Ampère / Coral Patch pode estar relacionada a antigas zonas de fratura na crosta oceânica que foram usadas pelo magma ascendente.
5.5. O Madeira Hotspot Track
[36] Considerando o movimento da placa africana dirigido NE assumido [por exemplo, Duncan, 1981 Morgan, 1983] e os dados geoquímicos disponíveis (J. Geldmacher e K. Hoernle, manuscrito em preparação, 2000), idade e dados batimétricos para toda a região, pode ser proposta uma pista específica do hotspot Madeira (Figura 1). A trilha do hotspot inclui o complexo vulcânico Madeira / Desertas, Ilha de Porto Santo, Monte Submarino do Sena, possivelmente Monte Submarino Unicórnio, Monte Submarino Ampère, Monte Submarino Coral Patch e o cume alcalino superior do Monte Submarino Ormonde. A presença de rochas alcalinas em Ormonde Seamount é consistente com a origem de um ponto quente. A datação de 40 Ar / 39 Ar dessas rochas (65-67 Ma [Féraud et al., 1982, 1986]) mostra ainda que elas são significativamente mais jovens do que a litosfera oceânica do início do Cretáceo subjacente. Por estes motivos, acreditamos que o topo alcalino do Ormond Seamount possa fazer parte do hotspot da Madeira.
[37] À medida que a distância da Madeira / Desertas (0 a & gt4,6 Ma) aumenta, a idade das rochas vulcânicas e plutônicas torna-se sistematicamente mais velha: Porto Santo (11–14,3 Ma), Ampère (31 Ma), Ormonde (65– 67 Ma). Um pequeno monte submarino ao largo da costa sudoeste da Madeira (Figura 2) estendendo-se de ∼4000 m de profundidade de água até 500 m abaixo do nível do mar é assumido para marcar a atual expressão centro / superfície do hotspot Madeira.
[38] Para determinar a taxa de movimento da placa para a placa subjacente a partir de uma trilha de hotspot, as idades mais antigas de cada vulcão são geralmente usadas, assumindo que são semelhantes às idades do estágio principal do vulcanismo quando o vulcão se deitou o centro do ponto de acesso. Notamos, no entanto, que em uma placa lenta, como a parte NW da Placa Africana, pode haver vários milhões de anos de diferença na idade mais velha obtida a partir de amostras no topo e nos flancos de uma ilha / monte submarino e o principal estágio de crescimento, resultando em erros maiores para o movimento da placa. Na Madeira, por exemplo, fósseis de destroços de recife de idade "Vindoboniana", que corresponde a uma idade entre 5,2 e 6 Ma [ Carvalho e Brandão, 1991 Schmincke, 1998], ocorrem em partes elevadas da base submarina da ilha.
[39] Conforme ilustrado na Figura 9, a relação entre a idade dos vulcões (usando as idades radiométricas mais antigas disponíveis de cada vulcão) e a distância da Madeira mostra uma correlação linear. A inclinação da linha de correlação produz uma velocidade absoluta calculada da placa de 1,2 cm / ano acima do ponto quente Madeira (com a condição de que o ponto quente seja fixo em relação à placa superior). De Seine Seamount, localizado a meio caminho entre Porto Santo e Ampère Seamount, não existem dados de idade disponíveis, mas em relação à posição na linha de correlação na Figura 9, prevê-se uma idade de 25-30 Ma.
[40] A trilha do ponto quente da Madeira pode ser traçada além do Monte Submarino de Ormonde até o outro lado da zona de fratura Açores-Gibraltar, conforme proposto por Morgan [1983]. Levando em consideração o movimento lateral direito de deslizamento entre 60 e 72 Ma ao longo da zona de fratura Açores-Gibraltar [ Purdy, 1975], 70-72 Myr de idade [ McIntyre e Berger, 1982] complexo alcalino da Serra de Monchique no sul de Portugal poderia representar a continuação da trilha do hotspot Madeira na placa eurasiana (Figura 1). A distância lateral entre o Monte Submarino de Ormonde e a Serra de Monchique de ∼270 km concorda bem com o deslocamento de ∼200 km das anomalias magnéticas 31-34 através da zona de fratura Açores-Gibraltar [ Cande e Kristoffersen, 1977]. A estreita relação também é apoiada pelas semelhanças geoquímicas propostas entre as rochas magmáticas da Serra de Monchique e Ormond [ Bernard-Griffiths et al., 1997 ].
[41] Com base na curvatura da trilha do hotspot Madeira proposta, o pólo de rotação para a placa africana foi modelado calculando as interseções de grandes círculos colocados ortogonalmente à trilha (Figura 10). Supondo um caso ideal, os centros da Madeira (32 ° 45 ′ / 17 ° 00 ′), Porto Santo (33 ° 03 ′ / 16 ° 20), Ampère Seamount (35 ° 04/12 ° 56 ′), e Ormonde Seamount (36 ° 42/11 ° 08′9) foram selecionados como pontos fixos para a pista. O pólo calculado em 43 ° 36′N / 24 ° 33′W se correlaciona bem com o pólo de rotação calculado por Duncan [1981] a 38 ° N / 30 ° W para o período de 0–55 Ma (Figura 10), usando as trilhas de hotspot do Atlântico Sul. Pollitz [1991] propõem uma mudança na localização do pólo em ∼6 Ma para uma posição em 18,5 ° N / 15,8 ° W e, portanto, apenas o pólo de rotação para o intervalo de tempo de 6-30 Ma é mostrado. O pólo de 6–30 Ma não se encaixa na faixa de hotspot da Madeira proposta e também não pode explicar a distribuição espacial das Ilhas Canárias. A mudança de pólo postulada em 6 Ma não é evidente no sistema de hotspot Madeira porque exigiria uma mudança na progressão da idade vulcânica para o leste (o que provavelmente teria resultado na reativação do vulcão Porto Santo).
[42] Com base na posição das ilhas e montes submarinos, uma velocidade angular de 0,47 ° / Ma pode ser calculada, que se converte em um movimento absoluto da placa de 1,2 ± 0,7 cm / ano acima do ponto quente Madeira. A grande faixa de erro resulta de (1) o curto comprimento total da trilha do ponto quente da Madeira devido à proximidade do pólo de rotação e (2) incerteza na integração ao longo de um longo período de tempo em que possíveis variações na velocidade da placa ou posição do pólo são calculadas . Por exemplo, O'Conner et al. [1999] propôs uma diminuição na velocidade da placa africana desde 19-30 Ma. A trilha do hotspot Madeira difere da maioria das outras trilhas do hotspot de duas maneiras importantes: (1) A trilha é distribuída irregularmente (por exemplo, alinhamento alongado dos Montes Submarinos de Ampère e Coral Patch (EW) e possivelmente Sena e Unicórnio (N – S)). (2) Existem distâncias grandes e variadas entre os complexos vulcânicos individuais. Ambas as características, além das taxas de erupção / produção muito baixas, podem ser explicadas por uma pluma fraca, pulsante ou tipo bolha, como foi proposto para as Ilhas Canárias [ Hoernle e Schmincke, 1993b]. Assumindo que a ressurgência do manto está na forma de bolhas esféricas discretas, como foi observado em modelos numéricos para a iniciação da pluma [por exemplo, Keken, 1997], sua velocidade de subida será proporcional ao quadrado do raio da bolha (lei de Stokes). Isso significa que pequenas bolhas sobem muito lentamente e são mais suscetíveis a deslocamento durante a ascensão devido ao fluxo do manto astenosférico mais horizontal do que as maiores, que têm uma taxa de subida mais alta, resultando em vulcões distribuídos irregularmente na superfície. As grandes diferenças de idade e distâncias entre grandes vulcões e complexos vulcânicos ao longo da trilha do ponto quente sugerem que intervalos de até 10–25 Ma podem separar pulsos individuais (ou bolhas) do manto de pluma ressurgente.
[43] O alongamento da subida Madeira-Tore (Figura 1) não aponta para a Madeira, mas sim para o oeste da Madeira. Com base em dados gravimétricos, foi proposto que o Madeira-Tore Rise foi formado no Mid-Atlantic Ridge [ Peirce e Barton, 1991]. No entanto, as amostras do topo de Josephine Seamount, no final NE do Madeira-Tore Rise, têm composições basálticas alcalinas e idades do Mioceno [ Eckhardt et al., 1975 Wendt et al., 1976 Matveyenkov et al., 1994]. Isso poderia ser explicado pela produção de vulcanismo menor associado ao movimento ao longo da zona de fratura Açores-Gibraltar. Wendt et al. [1976] observam a coincidência de idade de erupção e tectônica de convergência intensiva e elevação ao longo desta fronteira. Alternativamente, o Madeira-Tore Rise pode ser interpretado como uma trilha de hotspot separada, formada por um pequeno hotspot separado a norte ou oeste da Madeira (ver Figura 10). Isso seria consistente com os dados geoquímicos disponíveis de Josephine Seamount. Dados adicionais de idade e geoquímicos dos montes submarinos que formam o Madeira-Tore Rise, no entanto, são necessários para testar essa hipótese.
[44] Usando o Pólo de Euler calculado para a trilha do hotspot Madeira proposta, as Ilhas Selvagen e os montes submarinos a sudeste da Madeira e a nordeste das Ilhas Canárias poderiam pertencer à parte anterior da trilha do hotspot nas Ilhas Canárias (Figura 10). Isso também foi proposto com base em dados geofísicos Holik e Rabinowitz, 1991], estudos geoquímicos e geocronológicos (J. Geldmacher et al., Manuscrito em preparação, 2000). Se estes montes submarinos e as Ilhas Selvagen e Canárias resultarem de um único hotspot, esta pluma deve ser consideravelmente mais larga (∼400 km) do que as plumas da Madeira propostas ou possíveis plumas de subida do Madeira-Tore (∼150–200 km).
atual 15:41, 19 de dezembro de 2009 1.590 × 1.365 (103 KB) NordNordWest (falar | contribs) == <> == <> Geographische Begrenzung der Karte: * N: 33,16 ° N * S: 32,38 ° N * W: 17,31 ° W * O: 16,23 ° W <
Quando o infante Dom Henrique, mais conhecido em inglês como Infante D. Henrique, o Navegador, reuniu os melhores cartógrafos e navegadores de Portugal no início do século XV, o seu plano era alargar o conhecimento da costa da África Ocidental. Armados apenas com navios de cordame quadrado, bússola, ampulheta e astrolábio, os capitães do mar iniciais foram severamente prejudicados em seus empreendimentos. Mas no curso das suas aventuras, o melhor momento da história marítima portuguesa, a sorte trouxe maiores riquezas do que as purezas da ciência e da lógica.
Três jovens capitães do mar, João Gonçalves Zarco, Tristão Vaz Teixeira e Bartolomeu Perestrelo, perderam o rumo na sua viagem pela costa africana e, após muitos dias no mar, encontraram terra numa pequena ilha a que deram o nome de Porto Santo - a primeira das as muitas descobertas feitas pela escola de navegação de Henry. Ao se reportar a Henry, eles foram prontamente ordenados a retornar e colonizar a ilha. O ano era 1418.