Earth
Dryf kontynentów
Obróć kontynent wokół jego bieguna Eulera i patrz, jak otwiera się ocean: punkty blisko bieguna ledwo się ruszają, dalekie biegną z pełną prędkością, płyta dokładnie zachowuje kształt i powierzchnię, a ten sam obrót wstecz znów zamyka ocean. Przestaw biegun, zmień prędkość, daj drugiej płycie własny ruch i odczytaj prędkość otwierania między wybrzeżami.
Co się dzieje
Dwa dydaktyczne kontynenty na globusie to sztywne płyty, każda obraca się wokół własnego bieguna Eulera z własną prędkością. Zarys jest ustawiany na chwilę t obrotem Rodriguesa jego początkowych wierzchołków, więc odległości wewnątrz płyty i sferyczna powierzchnia zarysu (nadmiar wachlarza trójkątów sferycznych) są zachowane dokładnie, a obrót odwrotny przywraca go. Prędkość punktu to ω·R·sin Δ, gdzie Δ jest jego odległością kątową od bieguna; ocean między dwoma zaznaczonymi punktami wybrzeża mierzy się po kole wielkim, a prędkość otwierania jest analityczną pochodną tej odległości. Granice płyt nie są liczone: kinematyka na sferze, nie dynamika płaszcza.
Co wypróbować
Uruchom dryf i patrz, jak wybrzeże blisko bieguna pełznie, a daleki brzeg pędzi; odczytaj prędkość otwierania, potem odwróć obrót i zamknij ocean. Ustaw biegun płyty B na kontynencie, by obracał się w miejscu.
Model i jego ograniczenia
Sztywne płyty bez odkształceń, bieguny Eulera nieruchome w układzie płaszcza, bez granic płyt i grzbietów śródoceanicznych; dwa kontynenty i ich ruchy to układ dydaktyczny, nie rekonstrukcja.
Równania modułu
Równania r′ = r·cos θ + (k × r)·sin θ + k·(k·r)·(1 − cos θ) v = ω × r, |v| = ω·R·sin Δ tan(E/2) = a·(b × c)/(1 + a·b + b·c + c·a) d = R·arccos(a·b)
