Cimeria (continente)
Cimeria foi un antigo continente, ou, probablemente, un conxunto de microcontinentes ou terreos aliñados, que se moveron á deriva desde Gondwana no hemisferio sur e acabaron chocando e acrecionándose con Eurasia no hemisferio norte. Constaba de partes do que hoxe son Turquía, Irán, Afganistán, o Tíbet, Shan–Thai e península de Malaisia.[3] Cimeria empezou a separarse das costas de Gondwanan do Océano Paleo-Tetis durante o Carbonífero ou inicios do Permiano e a medida que se abría detrás del o océano Neo-Tetis, durante o Permiano, o Paleo-Tetis foise pechando por diante de Cimeria.[4] Cimeria separouse á deriva de Gondwana do leste ao oeste, desde Australia ao leste do Mediterráneo.[5] Como era moi alongada, Cimeria estendíase ao longo dun amplo intervalo de lonxitudes, latitudes e zonas climáticas.[6]
![1. Cimeria separouse á deriva desde as costas do nordeste de Gondwana hai uns 250 Ma.[1]](/wiki/Ficheiro:249_global.png)
![2. A media que Cimeria migrou desde Gondwana a Eurasia o pechouse Paleo-Tetis e abriuse o Neo-Tetis.[2]](/wiki/Ficheiro:230_Ma_plate_tectonic_reconstruction.png)
![3. 150 millóns de anos despois Cimeria colisionou con Eurasia e a oroxenia cimérica pechou o Paleo-Tetis. A medida que empezou a rotura de Gondwana no sur, a apertura do océano Índico iniciou o peche do Neo-Tetis.[1]](/wiki/Ficheiro:100_global.png)
Historia do concepto editar
Primeiros conceptos editar
A existencia dun "gran, mar Mediterráneo antigo" foi proposta por primeira vez polo pleontólogo austríaco Melchior Neumayr en 1883.[7] Estudando a distribución das faunas xurásicas, concluíu que existiu un océano ecuatorial que se estendía desde a India a América Central que separaba un gran continente do hemisferio norte doutros do hemisferio sur. O xeólogo austríaco Eduard Suess denominou este océano mesozoico de Tetis, o océano antigo que separaba o antigo continente de Gondwana, onde crecía a flora de Glossopteris, dun continente boreal.[8] O xeofísico alemán Alfred Wegener desenvolveu o concepto dun só continente global, chamado Panxea, que para el non deixaba espazo para un océano ecuatorial. Porén, o xeólogo australiano Samuel Warren Carey propuxo en 1958 un mar de Tetis ao leste da Panxea, que se introducía como unha cuña ou gran golfo no continente.[9] Este océano foi despois identificado como unha sucesión de océanos separados por terreos ou bloques continentais que migraban cara ao norte, un dos cales era Cimeria.
Microcontinente iraniano editar
En 1974, despois dun amplo traballo de campo en Oriente Próximo, o xeólogo suízo Jovan Stöcklin identificou unha parte do norte dos montes Alborz no norte de Irán como unha sutura que no Paleozoico era a costa norte de Gondwana e os restos do océano Paleo-Tetis. Stöcklin tamén se decatou de que un rift de inicios do Mesozoico ou finais do Paleozoico separaba a placa Iraniana da placa de Arabia, e que outra sutura no sur debía ser os restos do océano Neo-Tetis. A apertura deste último debeu transformar, segundo Stöcklin, Irán nun microcontinente. Con estas observacións Stöcklin foi o primeiro que identificou unha pequena parte do que despois sería coñecido como Cimeria.[10]
Stöcklin tamén sinalou que a súa proposta lembraba o vello concepto do mundo no cal había dous grandes continentes, Angaralandia no norte e Gondwana no sur, separados por un océano alongado, o Tetis. Irán non pertencía a ningún dos continentes pero formaba parte dos dominios do Tetis.[10] A sutura do sur de Stöcklin foi confirmada despois por observacións da evolución da microflora de Irán, que tiña unha afinidade coa de Gondwana durante o Carbonífero, pero que pasou a ter afinidade coa euroasiática durante o Triásico tardío, polo que Irán claramente fora á deriva desde Gondwana a Laurasia.[11]
Superterreo de Eurasia editar
Na década de 1980 o xeólogo turco Celâl Şengör ampliou finalmente o microcontinente iraniano de Stöcklin máis ao oeste, ata Turquía e máis ao leste, ata o Tíbet e o oriente distante.[12] Şengör tamén reutilizou o nome introducido por Suess en 1901, as "Kimmerisches Gebirge" – as montañas de "Crimea" ou "montañas Ciméricas".[11][13][14]
Na cadea montañosa que agora se estende desde os Alpes a Indonesia, Şengör identificou, usando un esquema simplificado, dous sistemas oroxénicos distintos pero superpostos que contiñan unha gran cantidade de suturas anastomosadas: as Cimérides máis vellas e as Alpídicas máis novas, que xuntas formaban o que Şengör chamou o sistema superoroxénico das Tetísides. Estes dous sistemas oroxénicos están así asociados con dous períodos principais de peche oceánico: o inicial, ao norte e moito maior das Ciméridas, e o posterior, ao sur e de menor dimensión das Álpides. Cimeria era o longo "arquipélago" continental que separaba os dous océanos antes de que se pechase o Paleo-Tetis.[14]
Deste xeito, o ámbito do Tetis comprendía a maior parte de Eurasia e un dilatado período de tempo (de norte a sur):[14]
- Laurasia, do Permiano ao Cretáceo.
- Palaeo-Tetis, do Carbonífero temperán ao Xurásico medio.
- Cimeria, do Triásico ao Xurásico medio.
- Neo-Tetis, do Permiano ou Triásico ao Eoceno, localmente aínda existente.
- Gondwana, do Ordovícico ao Xurásico.
Porén, este esquema simple en parte agocha a complexa natureza dos ciclos Tetianos e a miúdo úsanse termos como "Eocimérico" e "Neocimérico" para os eventos acontecidos no Triásico tardío e Xurásico tardío, respectivamente.[15] Ademais, adoita facerse unha distinción entre dous dominios tetianos máis recentes: o Tetis alpino e o Neo-Tetis. O Tetis alpino, que é o dominio occidental neste esquema, separaba a Europa suroccidental da África noroccidental e estaba conectado co Atlántico cental. Está agora completamente pechado e a súa sutura comprende as Magrébides (que se estenden desde Xibraltar a Sicilia) e os Apeninos e os Alpes. O Neo-Tethis, que é o dominio oriental, abriuse entre Arabia e os terreos ciméricos. A cunca leste do Mediterráneo e o golfo de Omán son considerados relictos do Neo-Tetis, que, por tanto, está aínda hoxe pechándose. Estes dous dominios estiveron conectados co leste de Sicilia ata o final do Xurásico.[16]
Historia tectónica editar
No Paleozoico tardío, cando os bloques de CImeria estaban aínda localizados na marxe norte de Gondwana, estaban lonxe de calquera marxe activa o cinto oroxénico, pero foron afectados pola subsidencia térmica desde a apertura no Silúrico do Paleo-Tetis. As ofiolitas do Carboníferos ao Permiano ao longo de zonas de sutura atopadas no Tíbet e nordeste de Irán indican que a marxe activa do Paleo-Tetis estaba localizada alí.[17] Forzas creadas polo tirón da subdución das placas no Paleo-Tetis separaron Cimeria de Gondwana e abriron o Neo-Tetis. A dorsal mesooceánica do Paleo-Tetis subduciu baixo Eurasia, como proban os basaltos de dorsal mesooceánica do Permiano de Irán. O xiro e retroceso da placa subducente (slab roll-back) no Paleo-Tetis abriu unha serie de cuncas tras arco ao longo da marxe euroasiática e tivo como resltado o colapso da cordilleira varisca. A medida que subducía o Paleo-Tetis por debaixo da marxe sur de Eurasia, os océanos tras arco formados desde Austria a China. Algúns destes tras arcos pecháronse durante a oroxenia cimérica (por exemplo, a secuencia Karakaya-Küre de océanos tras arco en Turquía), outros permaneceron abertos (por exemplo, os océanos tras arco Meliata-Maliac-Pindos na parte leste do Mediterráneo) que orixinaron a formación de océanos tras arco máis novos.[5]
Turquía editar
Turquía é un ensamblaxe de bloques continentais que durante o Permiano formaban parte da marxe norte de Gondwana. Durante o Permiano-Triásico, a medida que subducía o Paleo-Tetis baixo esta marxe (no que hoxe é o norte de Turquía) abriuse un mar marxinal e rapidamente quedou cheo de sedimentos (que hoxe son o basamento do terreo composto de Sakarya nas Póntides). Durante o Triásico tardío o Neo-Tetis empezou a abrirse detrás de Cimeria cando o Mediterráneo oriental e as súas dúas ramas orientais se abriron no océano de Bitlis-Zagros (a rama sur do Neo-Tetis).[18]
Durante o Xurásico temperán Cimeria empezou a desintegrarse detrás do arco volcánico do Paleo-Tetis. Isto abriu a rama norte do Neo-Tetis: os océanos Intra-Póntido, de Izmh-Ancara e o Táurido interior. O peche do Paleo-Tetis no Xurásico medio reduciu o arquipélago cimérico en Anatolia. Ao sur dos bloques ciméricos había agora dúas ramas do Neo-Tetis, a do norte, máis grande e complexa, e a do sur, máis reducida; separábaas o continente Anatólido-Táurido, e o pequeno continente de Sakarya estaba localizado na rama norte. O continente de Apulia estaba conectado co continente Anatólido-Táurido.[18]
Estas dúas ramas do Neo-Tetis chegaron á súa máximo amplitude durante o Cretáceo temperán, despois do cal a subdución baixo Eurasia os foi consumindo gradualmente. Durante o Cretáceo medio e tardío esta subdución abriu unha cunca tras arco, a cunca do mar Negro occidental, que se estendía polo oeste ata os Balcáns ao norte do arco de illas Rhodopo-Póntido.[19] No Cretáceo, esta cunca empurrou o terreo de Istanbul (preto do Istanbul de hoxe en día) cara ao sur en fronte del, desde a plataforma de Odesa no mar Negro noroccidental. No Eoceno, o terreo finalmente chocou con Cimeria rematando así a extensión do mar Negro occidental. Contemporaneamente a estes acontecementos, abriuse a cunca do mar Negro oriental cando o bloque do mar Negro oriental foi rotado en dirección contraria ás agullas do reloxo cara ao Cáucaso.[20]
No Cretáceo tardío a subdución intraoceánica cara ao norte no Neo-Tetis deu paso á obdución de mantos alóctonos (nappes) ofiolíticos sobre a plataforma de Arabia desde Turquía á rexión de Omán. Ao norte desta zona de subdución, os restos do océano Neo-Tetis empezaron a subducir cara ao norte e orixinaron a colisión do bloque Táurido coa placa de Arabia durante os tempos postoligocenos. Ao norte destes sistemas, o bloque Táurido chocou coa marxe sur de Eurasia ao final do Cretáceo. A converxencia continuou ata o final do Oligoceno. A colisión Arabia-Eurasia no leste de Turquía durante o Eoceno tardío pechou as dúas cuncas.[18]
Durante o Paleoxeno a codia oceánica do Neo-Tetis unida á placa Africana subduciu ao longo das fosas de Creta e Chipre. O continente Anatólido-Táurido chocou cos bloques Póntido e de Kırşehir no Paleoceno tardío-Eoceno temperán. Isto pechou as ramas Ancara-Erzincana do norte de Neo-Tetis. Durante este peche, o xiro e retroceso da placa subducente (slab roll-back) e o seu desprendemento no Eoceno tivo como resultado a inversión nas Póntides e un amplo magmatismo no norte de Turquía. Despois houbo unha extensión e erguemento, causando a fusión do material litosférico por debaixo das Póntides.[21]
No sur de Turquía a subdución cara ao norte do Neo-Tetis ao longo da zona de subdución de Bitlis-Zagros orixinou magmatismo no arco de Maden-Helete (sueste de Turquía) durante o Cretáceo tardío-Eoceno e magmatismo tras arco nas Táuridas. A zona de subdución de Bitlis-Zagros pechouse finalmente no Mioceno e ao longo do Oligoceno-Neoxeno e Cuaternario o volcanismo foise facendo cada vez máis localizado. No Oligoceno tardío, o retroceso da placa subducente na fosa helénica causou extensión no Exeo e Turquía occidental.[21]
Irán editar
A subdución do Neo-Tetis occidental baixo Eurasia causou un extenso magmatismo no que agora é o nore de Irán. No Xurásico temperán este magmatismo orixinou unha forza creada polo tirón da placa que subducía que contribuíu á rotura da Panxea e a apertura inicial do Atlántico. Durante o Xurásico tardío-Cretáceo temperán a subdución da dorsal mesooceánica do Neo-Tetis contribuíu á rotura de Gondwana, incluíndo a separación do terreo de Argo-Birmania de Australia.[5] O microcontinente Iraniano do centro-leste suturouse con Eurasia no Triásico tardío durante o evento oroxénico "eocimérico" rexional no norte de Irán, pero Irán está formado por varios bloques continentais e a área debeu de experimentar varios peches oceánicos no Paleozoico tardío e Mesozoico temperán.[22]
Cáucaso editar
O Gran Cáucaso e o Cáucaso menor teñen unha historia xeolóxica complicada na que se produciu a acreción dunha serie de terreos e microcontinentes desde o Precámbrico tardío ao Xurásico dentro do armazón do Tetis. Estes inclúen os terreos e arcos de illas do Gran Cáucaso, o mar Negro-Transcaucasia central, o Baiburt-Sevaniano, e o de Irán-Afganistán.[23] Na rexión do Cáucaso poden encontrarse restos da sutura do Paleo-Tetis no macizo de Dzirula que aforan en secuencias do Xurásico temperán en Xeorxia central. Constan de rochas oceánicas do Cámbrico temperán e os posibles restos dun arco magmático; as súas xeometrías suxiren que a suturación foi seguida da formación de fallas de desgarre. As ofiolitas tamén afloran no macizo de Khrami no sur de Xeorxia e outro posible segmento da sutura está presente na rexión de Svanetia. A sutura é máis vella ao leste do Cáucaso (norte de Irán–Turkmenistán) pero é máis recente tanto ao oeste do Cáucaso coma máis ao leste en Afganistán e na parte norte dos montes Pamir.[24]
Sibumasu editar
A parte máis oriental de Cimeria, o terreo de Sibumasu, permaneceu unido ao noroeste de Australia ata hai 295–290 Ma cando empezou a derivar cara ao norte, como apoian os datos paleomagnéticos e bioxeográficos. O terreo de Qiangtang estaba localizado ao oeste de Sibumasu e contiguo a el. Os estratos do Permiano inferior de Sibumasu conteñen diamictitas glacial-mariñas e faunas e floras de Gondwana, que despois se desenvolveron independentemente antes de que Sibumasu atracase en Cataisia. A rápida viaxe cara ao norte de Sibumasu é especialmente evidente no desenvolvemento de braquiópodos e fusulínidos.[25]
O terreo de Baoshan no oeste de Yunnan, China, forma a parte norte de Sibumasu. Está separado do bloque de Birmania pola zona de sutura de Gaoligong ao oeste, e o límite cos continentes de China do Sur e Indochina no leste é a zona de sutura de Chongshan e o cinto de Changning-Menglian. Igual que outras partes do leste de Cimeria, foi moi deformado polas fallas intracontinentais de desgarre formadas despois da colisión da India e Asia.[26]
Os datos paleomagnéticos indican que o China do Sur e Indochina se moveron desde preto do ecuador ata os 20°N desde o Permiano temperán ao Triásico tardío. Pola súa parte, Baoshan moveuse de forma diferente, desde os 42°S nos que estaba no Permiano temperán aos 15°N nos que acabou no Triásico tardío. Estes bloques e terreos ocupaban paleolatitudes similares desde o Triásico tardío ao Xurásico, o cal indica que probablemente chocaron no Triásico tardío. Isto está tamén apoiado por probas xeolóxicas: os granitos de hai 200-230 Ma en Lincang, preto da sutura de Changning-Menglian, indican un choque continente-continente que tivo lugar no Triásico tardío; os sedimentos peláxicos no cinto de ofiolitas de Changning-Menglian-Inthanon (entre Sibumasu e Indochina) teñen unha idade que vai desde o Devónico medio ao Triásico medio, mentres que, ao contrario, na sutura de Inthanon, as rochas do Triásico tardío non son peláxicas e teñen chert de radiolarios e clastos turbidíticos que indican que os dous bloques como mínimo se aproximaran un ao outro naquela época; as secuencias volcánicas da zona ígnea de Lancangjiang indican un escenario poscolisional que se desenvolveu antes das erupcións que houbo alí hai arredor de 210 Ma; e a fauna de Sibumasu desenvolveuse desde unha ensamblaxe non mariña perigondwánica no Permiano temperán, a unha fauna endémica de Sibumasu no Permiano medio, e a unha fauna ecuatorial-cataisiana no Permiano tardío.[27]
Durante o Paleozoico temperán e medio Cimeria estaba localizada nunha marxe activa de estilo andino. Os depósitos glaciais e os datos paleomagnéticos indican que Qiangtang e Shan Thai-Malaia estaban aínda localizados moi ao sur, adxacentes a Gondwana durante o Carbonífero. A fauna e flora ecuatorial da China indican que se separou de Gondwana durante o Carbonífero.[3]
Lhasa editar
O terreo de Lhasa foi interpretado como parte de Cimeria e, se este é o caso, debeu ir á deriva desde Gondwana xunto con Sibumasu e Qiantang. Porén, o momento en que Lhasa se moveu cara ao norte aínda é moi discutido, e os datos paleomagnéticos son extremadamente escasos. As probas sedimentolóxicas e estratigráficas, por exemplo, suxiren que se separaron de Gondwana no Triásico tardío cando Qiantang estaba xa acrecionándose con Eurasia.[28] Esta deriva no Triásico tardío proposta de Lhasa tamén foi documentada ao longo da plataforma noroeste de Australia, de onde os terreos de Birmania occidental e Woyla finalmente se separaron de Gondwana no Xurásico tardío.[29]
Hoxe a sutura de Bangong separa os terreos de Lhasa do terreo de Qiangtang.
Notas editar
- ↑ 1,0 1,1 Reconstrución de Dèzes 1999, p. 16
- ↑ Reconstrución de Stampfli & Borel 2002, p. 27
- ↑ 3,0 3,1 Scotese & McKerrow 1990, pp. 4, 5, 17
- ↑ Golonka 2007, p. 182
- ↑ 5,0 5,1 5,2 Stampfli & Borel 2002, pp. 24, 28
- ↑ Metcalfe 2002, p. 556
- ↑ Neumayr 1883
- ↑ Suess 1893; Suess 1901
- ↑ Hsü & Bernoulli 1978, Paleotethys, pp. 943–944 e as referencias aquí inclúen Carey 1958
- ↑ 10,0 10,1 Stöcklin 1974, Introduction, p. 873
- ↑ 11,0 11,1 Stampfli 2000, Some definitions, pp. 1–2
- ↑ Şengör 1984, Şengör 1987
- ↑ Suess 1901, p. 22
- ↑ 14,0 14,1 14,2 Şengör et al. 1988, pp. 119–120, 123
- ↑ Ver, por exemplo Frizon de Lamotte et al. 2011, The Zagros Domain and Its Arabian Foreland, p. 4
- ↑ Frizon de Lamotte et al. 2011, Introduction, pp. 1, 4
- ↑ Stampfli et al. 2001, Initial Conditions, pp. 57–58
- ↑ 18,0 18,1 18,2 Şengör & Yilmaz 1981, Abstract
- ↑ Hippolyte, J.-C.; Müller, C.; Kaymakci, N.; Sangu, E. (2010). "Dating of the Black Sea Basin: new nannoplankton ages from its inverted margin in the Central Pontides (Turkey)". Geological Society, London, Special Publications 340 (1): 113–136. doi:10.1144/SP340.7.
- ↑ Okay, Şengör & Görür 1994, Abstract; Fig. 3, p. 269
- ↑ 21,0 21,1 Richards 2015, Turkey, pp. 329-330
- ↑ Buchs et al. 2013, Introduction, pp. 267–268
- ↑ Gamkrelidze & Shengelia 2007, Introduction, p. 57
- ↑ Şengör et al. 1988, pp. 139–140
- ↑ Metcalfe 2002, p. 556; Position of the Sibumasu Terrane, pp. 562–563; Position of the Qiangtang Terrane, p. 563
- ↑ Zhao et al. 2015, Geological setting and sampling, p. 3
- ↑ Zhao et al. 2015, The closure of the East Paleotethys Ocean, pp. 10–11, 13
- ↑ Metcalfe 2002, Position of the Lhasa Terrane, p. 563
- ↑ Metcalfe 1996, Late Triassic to Late Jurassic rifting, pp. 104–105
Véxase tamén editar
Outros artigos editar
- Cinto alpídico
- Cataisia
- Oroxenia cimérica
- Trapps de Panjal
- Evento de extinción do Permiano-Triásico
- China do Sur
Bibliografía editar
- Buchs, D. M.; Bagheri, S.; Martin, L.; Hermann, J.; Arculus, R. (2013). "Paleozoic to Triassic ocean opening and closure preserved in Central Iran: Constraints from the geochemistry of meta-igneous rocks of the Anarak area" (PDF). Lithos 172: 267–287. doi:10.1016/j.lithos.2013.02.009. Consultado o 8 July 2016.
- Carey, S. W. (1958). The tectonic approach to continental drift. Continental Drift – A Symposium. Geology Dept., Univ. of Tasmania.
- Dèzes, P. (1999). Tectonic and metamorphic evolution of the central Himalayan domain in southeast Zanskar (Kashmir, India) (PDF). Section des Sciences de la Terre, Université de Lausanne. Consultado o 3 July 2016.
- Frizon de Lamotte, D.; Raulin, C.; Mouchot, N.; Wrobel‐Daveau, J. C.; Blanpied, C.; Ringenbach, J. C. (2011). "The southernmost margin of the Tethys realm during the Mesozoic and Cenozoic: Initial geometry and timing of the inversion processes" (PDF). Tectonics 30 (3). doi:10.1029/2010TC002691. Consultado o 16 July 2016.
- Golonka, J. (2007). "Phanerozoic paleoenvironment and paleolithofacies maps: late Paleozoic". Geologia 33 (2): 145–209. Consultado o 26 June 2016.
- Gamkrelidze, I. P.; Shengelia, D. M. (2007). "Pre-Alpine geodynamics of the Caucasus, suprasubduction regional metamorphism and granitoid magmatism" (PDF). Bull. Georg. Natl. Acad. Sci 175: 57–65. Consultado o 8 July 2016.
- Hsü, K. J.; Bernoulli, D. (1978). "Genesis of the Tethys and the Mediterranean" (PDF). US Government Printing Office. Consultado o 5 July 2016.
- Metcalfe, I. (1996). "Pre-Cretaceous evolution of SE Asian terranes". Geological Society, London, Special Publications 106 (1): 97–122. doi:10.1144/gsl.sp.1996.106.01.09. Consultado o 3 de xaneiro de 2020.
- Metcalfe, I. (2002). "Permian tectonic framework and palaeogeography of SE Asia" (PDF). Journal of Asian Earth Sciences 20 (6): 551–566. doi:10.1016/s1367-9120(02)00022-6. Consultado o 7 July 2016.
- Neumayr, M. (1883). "Über klimatische Zonen während der Jura- und Kreidezeit". Denkschriften der Akademie der Wissenschaften in Wien — Mathematisch-Naturwissenschaftliche Classe (en German) 47. Wien: Kaiserlich-Königlichen Hof- und Staatsdruckerei. pp. 277–310. OCLC 604278105. Consultado o 5 July 2016.
- Okay, A. I.; Şengör, A. M. C.; Görür, N. (1994). "Kinematic history of the opening of the Black Sea and its effect on the surrounding regions" (PDF). Geology 22 (3): 267–270. doi:10.1130/0091-7613(1994)022<0267:khotoo>2.3.co;2. Consultado o 20 July 2016.
- Richards, J. P. (2015). "Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to collision". Ore Geology Reviews 70: 323–345. doi:10.1016/j.oregeorev.2014.11.009. Consultado o 18 July 2016.
- Scotese, C. R.; McKerrow, W. S. (1990). "Revised world maps and introduction" (PDF). Geological Society, London, Memoirs 12 (1): 1–21. doi:10.1144/gsl.mem.1990.012.01.01. Consultado o 25 June 2016.
- Şengör, A. M. C. (1984). "The Cimmeride orogenic system and the tectonics of Eurasia". Geological Society of America Special Papers 195: 1–74. ISBN 9780813721958. doi:10.1130/SPE195-p1.
- Şengör, A. M. C. (1987). "Tectonics of the Tethysides: orogenic collage development in a collisional setting". Annual Review of Earth and Planetary Sciences 15: 213–244. doi:10.1146/annurev.ea.15.050187.001241. Consultado o 25 June 2016.
- Şengör, A. M. C.; Altıner, D.; Cin, A.; Ustaömer, T.; Hsü, K. J. (1988). "Origin and assembly of the Tethyside orogenic collage at the expense of Gondwana Land" (PDF). Geological Society, London, Special Publications 37 (1): 119–181. doi:10.1144/gsl.sp.1988.037.01.09. Consultado o 26 June 2016.
- Şengör, A. M. C.; Yilmaz, Y. (1981). "Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach" (PDF). Tectonophysics 75 (3): 181–241. doi:10.1016/0040-1951(81)90275-4. Consultado o 21 July 2016.
- Stampfli, G. M. (2000). "Tethyan oceans" (PDF). Geological Society, London, Special Publications 173 (1): 1–23. doi:10.1144/gsl.sp.2000.173.01.01. Consultado o 26 June 2016.
- Stampfli, G. M.; Borel, G. D. (2002). "A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons" (PDF). Earth and Planetary Science Letters 196 (1): 17–33. doi:10.1016/S0012-821X(01)00588-X. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 2016-08-17. Consultado o 3 July 2016.
- Stampfli, G. M.; Mosar, J.; Favre, P.; Pillevuit, A.; Vannay, J. C. (2001). "Permo-Mesozoic evolution of the western Tethys realm: The Neo-Tethys east Mediterranean basin connection". En Ziegler, P. A.; Cavalza, W.; Robertson, A. H. F.; Crasquin-Soleau, S. Peri-Tethys Memoir 6: Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins. Mémoires du Muséum national d'histoire naturelle 186. pp. 51–108. ISBN 2-85653-528-3. Consultado o 16 July 2016.
- Stöcklin, J. (1974). "Possible Ancient Continental Margins in Iran". En Burk, C. A.; Drake, C. L. The geology of continental margins. Springer Berlin Heidelberg. pp. 873–887. Consultado o 26 June 2016.
- Suess, E. (1893). "Are ocean depths permanent?". Natural Science: A Monthly Review of Scientific Progress 2. London. pp. 180–187. Consultado o 18 October 2015.
- Suess, E. (1901). "Der Antlitz der Erde" (en German) 3 (2). Wien F. Tempsky. Consultado o 26 June 2016.
- Zhao, J.; Huang, B.; Yan, Y.; Zhang, D. (2015). "Late Triassic paleomagnetic result from the Baoshan Terrane, West Yunnan of China: Implication for orientation of the East Paleotethys suture zone and timing of the Sibumasu-Indochina collision". Journal of Asian Earth Sciences 111: 350–364. doi:10.1016/j.jseaes.2015.06.033. Consultado o 23 July 2016.