1. ]Geosfery i ich charakterystyki

Geosfery trzy ośrodki, które w warunkach ziemskich wydają się być nierozerwalne. Są to

Litosfera- bryła ziemska

Hydrosfera – wody mórz i oceanów

Atmosfera – powłoka gazowa otaczająca litosferę i hydrosferę

Litosfera – sztywna bryła ziemska mająca w przybliżeniu kształt kuli. Najbardziej zewn i krucha powloka zlozona ze skal podobnych jak na pow ziemi (litosfera kontynentalna i oceanniczna)

Zjawiska fizyczne związane z Ziemią mogą być stałe lub występować okresowo. Pewne zjawiska fizyczne zachodzą w zewnętrznej strefie kuli ziemskiej – skorupie, inne w strefie centralnej – w pobliżu środka, a część zjawisk związana jest ogólnie z cała bryłą. Do zjawisk związanych z całą bryłą należy zjawisko przyciągania ziemskiego. Z ruchem wirowym Ziemi związane jest siły odśrodkowej. Z całością bryły związane jest zjawisko magnetyzmu ziemskiego (Ziemia zachowuje się jak wielki magnes i wykazuje jednocześnie sobie tylko właściwe dodatkowe zjawiska magnetyczne, np. zmiany okresowe. Zjawiskami związanymi z zewnętrzną strefą kuli ziemskiej są trzęsienia Ziemi. Naturalne trzęsienia Ziemi nie są zjawiskiem samoistnym, lecz towarzyszą procesom tektonicznym, wulkanicznym i górotwórczym. Mogą być także wywołane przez upadek wielkich meteorytów na powierzchnię Ziemi. Jednym z objawów trzęsienia Ziemi są fale sejsmiczne rozchodzące się w całej kuli ziemskiej. Z wnętrzem Ziemi związane są zjawiska termiczne, np. zależność temperatury od głębokości Ziemi (obserwowane w kopalniach).

Hydrosfera - 71% powierzchni kuli ziemskiej zajmują oceany i morza: Na półkuli północnej wody zajmują 61% powierzchni, a na półkuli południowej 81%. Głównymi zbiornikami wód na kuli ziemskiej są oceany: Spokojny, Atlantycki i Indyjski. W środowisku wodnym toczy się życie organiczne, ale także życie przyrody nieożywionej, objawiające się właściwymi tylko temu środowisku zjawiskami.

Istotną cechą różniącą wodę morską od słodkiej jest obecność rozpuszczonej soli. Zasolenie wód jest różne i zależy od stosunku parowania do opadów. Gdy parowanie jest większe niż opady (oraz dopływy słodkiej

wody z rzek), następuje wzrost zasolenia. Jeśli opady przewyższają parowanie, następuje spadek zasolenia.

W strefie równikowej zasolenie jest niewielkie, ponieważ w tym pasie występują najobfitsze opady. Po obu stronach równika, w okolicach podzwrotnikowych, opady są znikome, parowanie natomiast jest silne. W wyniku tego wody podzwrotnikowe wyróżniają się wśród innych wód oceanicznych najwyższym zasoleniem (Morze Czerwone). W miarę dalszego przesuwania się ku strefom podbiegunowym zasolenie stopniowo się zmniejsza. Zasolenie wód oceanicznych powoduje obniżenie temperatury ich zamarzania oraz wzrost gęstości tych wód. Wzrost gęstości, z kolei, prowadzi do opadania w dół cięższych zasolonych wód, czyli zjawiska pionowej cyrkulacji wód morskich; zjawisko to zachodzi bardzo powoli.

Prądy morskie

Przemieszczanie się wielkich mas wód morskich na duże odległości wzdłuż określonych dróg nazywa się prądami morskimi. Istnieją prądy stałe i okresowe, wielkie i małe, które tworzą złożony system wszechoceanu. Najważniejszymi prądami są prądy stałe. Najważniejsze z nich są umiejscowione w okolicach podzwrotnikowych Atlantyku i Oceanu Spokojnego. Kierunek obiegu wód w tych wirach jest następujący : na półkuli północnej jest on zgodny z ruchem wskazówek zegara, a na półkuli południowej przeciwny do ruchu wskazówek zegara. Główną przyczyną powstania wielkich prądów jest system wiatrów. Pewną rolę, szczególnie przy prądach mniejszych, odgrywają również różnice w zasoleniu.

Prędkość przepływu wód w prądach morskich maleje wraz z głębokością i na pewnym poziomie w ogóle zanika. Poziom ten nazywamy głębokością tarcia. Z geofizycznego punktu widzenia najważniejsza rola, jaką odgrywają prądy powierzchniowe, polega na tym, że w istotny sposób wpływają one na kształtowanie

pogody i klimatu.

Fale oceaniczne

Naturalne przyczyny powstawania fal morskich: wiatr, podmorskie trzęsienia Ziemi lub wybuchy wulkanów. Trzęsienia Ziemi i wybuchy wulkanów powodują powstawanie tzw. fal samotnych.

Wielkość powstających fal zależy od prędkości wiatru. Wymiary liniowe fal są w przybliżeniu proporcjonalne do kwadratu prędkości wiatru (wiatr dwukrotnie silniejszy powoduje powstanie fal czterokrotnie dłuższych i wyższych). Przy większych prędkościach wiatru powstają fale swobodne

typu grawitacyjnego. Najbardziej prawidłowe i największe fale tego typu powstają na otwartym oceanie, ich wysokość wynosi przeciętnie 2 do 5 m, czasem jednak przekracza 10 m. Długość fali jest średnio około 30 razy większa od wysokości i wynosi od kilkudziesięciu do kilkuset metrów. Wyróżnia się dwa rodzaje powierzchniowych fal oceanicznych:

- fale o długości znacznie większej od głębokości wody (fale długie lub fale płytkiej wody)

- fale o długości mniejszej od głębokości wody(fale krótkie lub fale głębokiej wody).

Fale długie są szybsze niż fale krótkie.

Fale samotne powstają w wyniku podwodnych trzęsień lub wybuchów wulkanów. Cechą szczególną tych fal jest wielka długość i ogromna prędkość.

Pływy oceanów

Oprócz falowania na brzegach oceanów można zauważyć regularne wznoszenie i opadanie wód. Zjawisko to określa się mianem pływów i obejmuje ono zarówno przypływy jak i odpływy. Zjawisko jest regularne: występują dwa przypływy i dwa odpływy na dobę. Pływy są efektem zmian ziemskiego pola siły ciężkości wywołanych siłami luni-solarnymi.

Atmosfera - Gazowy stan skupienia atmosfery sprawia, że liczba zachodzących w niej zjawisk fizycznych jest większa niż liczba zjawisk w hydro- lub litosferze. Atmosfera (szczególnie w strefie dolnej) wykazuje

wielką ruchliwość i dynamikę, które prowadzą do powstania dużej liczby zjawisk stałych i czasowych o wielkim i małym zasięgu. Najważniejsze z nich:

1. zjawiska związane z ogólną budową atmosfery,

2. zjawiska związane z cyrkulacją atmosfery,

3. zjawiska pogodowe,

4. zjawiska elektryczne.

Atmosfera wykazuje budowę warstwową. Podstawą podziału atmosfery na warstwy są zmiany temperatury związane z wysokością:

troposfera – najniższa część atmosfery, ma średnio 12 km grubości; wykazuje silne mieszanie się powietrza; zawiera ponad 80% masy całej atmosfery; w troposferze zachodzą wszystkie procesy kształtujące pogodę;

Tropopauza – górna granica troposfery; wysokość Troposfery jest zmienna – nad równikiem wynosi około 16 km, a nad biegunem może obniżyć się do 8 km;

Stratosfera – sięga do wysokości około 50 km; w stratosferze występuje uwarstwienie i nie ma gwałtownej wymiany powietrza;

Stratopauza – górna granica stratosfery;

Mezosfera – istnieje od 50 do 80 km nad poziomem morza; cechuje się silnymi ruchami i wymiana powietrza;

Mezopauza – górna granica mezosfery;

Termosfera – występuje nad menopauzą; Od około 600 km n.p.m. rozciąga się sfera najbardziej rozrzedzonych gazów. Poziom ten jest początkiem egzosfery i stanowi, łącznie ze strefami promieniowania

Van Allena, zewnętrzną część atmosfery ziemskiej.

Ze wzrostem odległości od Ziemi zmienia się temperatura.

Ze wzrostem wysokości maleje gęstość atmosfery i ciśnienie (ciśnienie atmosferyczne jest proporcjonalne do gęstości).

Na skutek niejednakowego ogrzewania poszczególnych części kuli ziemskiej przez promieniowanie słoneczne w atmosferze powstają różnice ciśnień, które są przyczyną ruchu mas powietrza (wiatrów) w kierunku obszarów niskiego ciśnienia. Oprócz różnicy ciśnień na kierunek wiatrów duży wpływ ma siła Coriolisa.

Znaczenie ogólnej cyrkulacji atmosfery dla życia na Ziemi jest olbrzymie, ponieważ powoduje ona poprzez przepływ ciepłych mas powietrza od równika ku biegunom wyrównywanie temperatury Ziemi. Gdyby atmosfera, jak również prądy oceaniczne, nie spełniały tej roli, różnice temperatur pomiędzy strefą równikową a polarną byłyby znacznie większe niż obecnie.

1. Wewnętrzna budowa Ziemi

Wnętrze Ziemi badamy za pomocą:

- odwiertów

- badania prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych

- analizy skał wydostających się w czasie erupcji

- analizy meteorytów (są to ciała, które powstały w tym samym czasie co tworzyła się Ziemia. Ich analiza pozwala wnioskować na temat budowy jądra Ziemi)

Powierzvhnie nieciągłości cienkie sfery w glebi ziemi bedace granicami ośrodków o roznych właściwościach fizycznych wyróżniamy Mocho Wiecherta-Gutenbergan Inge Lehman

Skorupa kontynentalna ma 35-40 km a pod mlodymi gorami grubosc wzrasta do 70-90zbudow ze skal osadowych

Skorupa oceaniczna jest duzo ciensza 6=12 km sklada się z 3 warstw zbudowana ze skal zbliżonych do bazaltow

Plaszcz lezy pod skorupa i jest duzo grubszy siega do 2900 km nie jest jednorodny stwierdza się nieciągłości sejsmiczne gorny 200-400 dolny 660-900-2900 km zaczadza w nim procesy cieplnewypełniają wazne funkcjie dzieki ktowrym możliwy jest ruch pierwiastkow i zwiazkow chemicznych

Jadro ziemi (barysfera) najbardziej wewn z geosfer kula o promieniu ok. 3500 metaliczna stanowi 16% objętości ziemi i Az 31 % masy

Jądro zewnętrzne znajduje się w stanie ciekłym lub gazowym ma wysoka gęstość i zdud jest z roztopionych metali

Wewnętrzne

Strefa przejsciowa

Astenosfera odznacza się znaznie wieksza plastycznością która jest wynikiem roztopienia skal charaktery się spadkiem prędkości fal sejsmicznych

1. Figura Ziemi

Przez figure rozumie się jej kształt jej fizycznej(granica miedzy stalymi Lub ciekłymi masami ziemi a jej atmosfera jest wiec rzeczywista powierzchnia globu ziemskiego) lub matemtycznej powierzchni

Geoida powierzchnia ekwipotencjalna potencjalu sily ciężkości która pokrywa się ze średnim poziomem morz i oceanow. Odzwierciedla fizycznej budowy ziemi nieciągłości jej krzywizny odpowiadaja nieciągłościom rozkaldu mas we wnętrzu

Sferoida odpowiada normalnemu rozkadowi ma ziemi i jest w wysokim stopniu przybili zona do geoidy

Dowody kulistości

zdjęcia ziemi wykonane na orbicie okołoziemskiej, powiekszanie się widnokręgu wraz ze wzrostem wysokości, gwiazda polarna jest widoczna pod innym katem w zaelznosci od szerokości geogr, wylanianie się statku zza horyzontu, pomiar Eratostenesa

1. Przyciąganie grawitacyjne i siła odśrodkowa

Jednostka natężenia pola jest N/kg=m/s² – jednostka Galileo

Siła przyciągania dzialajaca na cialo może może być rownowazna zgodnie z 2 prawem dynamiki jako nadajaca temu cialu przyspieszenie

Pole sily netonowskiego przyciągania jest polem potencjalnym tzn ze istnieje taka skalarna funkcja Vze składowe natężenia SA rowne odpowiednim pochodnym czastokowym potemcjalu V. wartość potencjalu w danym punkcie jest praca jaka wykonalyby sily przyciągania wytworzone przez dane cialo przy przemieszczaniu masy jednostkowej od nieskończoności

Sila odsrodkowa wynikająca z ruchu obrotowego

Doba gwiazdowa czas obrotu ziemi o 360 st w stosunku do wlasnej osi

Doba sloneczna czas całkowitego obrotu w stosunku do słońca

1. Masa i gęstość Ziemi : wyznaczanie stałej grawitacji, wyznaczanie masy Ziemi/ wyznaczanie gęstości Ziemi, zmiany gęstości wewnątrz Ziemi.

Znając stałą grawitacji, promień Ziemi i przyspieszenie ziemskie (właściwie natężenie pola grawitacyjnego) można obliczyć masę Ziemi.

Dlatego też, o odkrywcy stałej grawitacji możemy powiedzieć, że zważył Ziemię (dokładniej - umożliwił obliczenie masy).

Przyspieszenie ziemskie można obliczyć kilkoma sposobami np. prawo spadku : h=(g*t2)/2

G=2h/t2

Zakładamy, że Ziemia jest kulą o promieniu równym 6370 km.

Stała grawitacji ma wartość 6,67 razy 10 –11 N*m2 /kg2

Teraz można wyznaczyć średnią gęstość Ziemi - wystarczy masę podzielić przez objętość Ziemi.

Pomiary przyspieszenia ziemskiego wykazują, niekiedy, istnienie znacznych nieregularnych odchyleń od wartości normalnych g_n. Są one spowodowane niejednorodnością gęstości skorupy ziemskiej (skał). W tych miejscach, gdzie skały mają większą gęstość (nadmiar masy), przyspieszenie g jest większe niż tam, gdzie skały mają mniejszą gęstość (niedobór masy). Te odchylenia (anomalie) są wykorzystywane do wykrywania z powierzchni Ziemi tzw. nadmiarów

(np. rudy metali) i niedoborów (np. węgiel brunatny, sól) mas.

1. Grawimetria : pole siły ciężkości Ziemi, izostacja, siła ciężkości, anomalie siły ciężkości

Ze względu na nieregularny rozkład mas we wnętrzu Ziemi przyspieszenie rzeczywiste różni się od przyspieszenia normalnego a powierzchnia ekwipotencjalna jest zdeformowana w stosunku do powierzchni elipsoidy. Geoida, anomalie siły ciężkości, odchylenia pionu i inne funkcje pola siły ciężkości są wielkościami bazowymi dla realizacji spójnego globalnego systemu odniesienia w geodezji, stosowanego do pomiarów praktycznych i modelowania geodynamicznego. Undulacje geoidy i anomalie pola siły ciężkości reprezentują nieregularną strukturę pola siły ciężkości wzdłuż powierzchni Ziemi. Może ono zostać przedstawione w formie funkcji harmonicznych sferycznych. Pole siły ciężkości Ziemi zmienia się nie tylko przestrzennie ale i czasowo. Każda zmiana w podziale mas atmosfery, mas wody w oceanach, mas lodów na Antarktydzie i Grenlandii, jak również mas wód podziemnych i mas we wnętrzu Ziemi prowadzi do krótkookresowych, sezonowych, rocznych, wieloletnich aż do wiekowych wariacji pola siły ciężkości i z tym związanych zmian geoidy.

Anomalia sily ciężkości na poziomie odniesienia nazywamy roznice miedzy pomierzona wartością sily ciężkości zredukowana do poziemu odniesienia a wartością normalna sily ciezkowsci w tym punkcie. Odzwierciedlaja niejednorodności i strukture wnętrza ziemi a zwlaszcz jej skorupu i zewnętrznego plaszcza w porównaniu do jednorodnego modelu sferoidy lub elipsoidy odniesienia. Odgrywaja wazna role w badaniu kształtu ziemi i poszukiwaniu zloz metodami grawimetrycznymi.

1. Sejsmologia : trzęsienia ziemi, rejestracja trzęsień Ziemi, analiza ognisk trzęsień Ziemi, rodzaje fal sejsmicznych i ich charakterystyka, rozchodzenie się fal sejsmicznych wewnątrz Ziemi.

Sejsmologia – dział geofizyki zajmujący się badaniem mechanizmu i przebiegu trzęsień ziemi oraz procesów związanych z rozchodzeniem się, powstałych wskutek trzęsień, fal sejsmicznych.

Trzęsienie ziemi przejawia się w postaci nagłego drgania lub kołysania gruntu.

Czas trwania wstrząsów wynosi, na ogół, kilkadziesiąt sekund. Po silnych trzęsieniach często pojawiają się wstrząsy następcze (aftershocki) – słabsze wstrząsy występujące w pobliżu, przez okres kilku dni lub tygodni. Niektóre trzęsienia są poprzedzane wstrząsami uprzednimi (forshocki).

Podział trzęsień ziemi:

1. ze względu na przyczynę

a. tektoniczne (90%) – w wyniku ruchów płyt litosfery

b. wulkaniczne – w czasie przedzierania się magmy i wybuchów wulkanów

c. zapadowe – w wyniku zapadania się jaskiń

d. technogeniczne – spowodowane działalnością człowieka, np. kopalnictwem podziemnym i odkrywkowym, eksploatacją wód podziemnych, budową dużych zapór wodnych

2. ze względu na głębokość ogniska

a. płytkie (85%) – poniżej 70 km

b. średnie (12%) – 70 – 350 km

c. głębokie (3%) – 350 – 700 km

3. ze względu na powiązanie ze wstrząsem zasadniczym

a. wstępne – o słabej magnitudzie

b. zasadnicze – o największej magnitudzie

c. następcze – po wstrząsie zasadniczym, o zmniejszającej się magnitudzie

Pierwszym przyrządem do rejestracji trzęsień ziemi był wynaleziony w 132 r. w Chinach sejsmoskop. Obecnie do tego celu używa się sejsmografów.

Do pomiaru trzęsienia ziemi wykorzystuje się dwie skale: skalę Richtera i poprawioną skalę Mercallego.

Trzęsienia rojowe – seria zwykle niezbyt silnych wstrząsów występujących na określonym obszarze. Trzęsienie ziemi jest zjawiskiem naturalnym, wynikającym z różnych czynników geologicznych. Źródłem wstrząsu jest ognisko, czyli miejsce w którym została uwolniona energia, ponieważ równowaga mas podziemnych została gwałtownie naruszona.

Deformacje, przekraczając wytrzymałość sztywnego ośrodka w całym obszarze ogniska, powodują w nim trwałe odkształcenia. Poza granicami ośrodka przemijające odkształcenia sprężyste rozchodzą się we wszystkich kierunkach jako fale sejsmiczne.

Promienie fal sejsmicznych wybiegają pozornie z jednego punktu zwanego hipocentrum. Punkt na powierzchni Ziemi pionowo nad hipocentrum stanowi epicentrum. Obszar, w którym nasilenie zjawiska było maksymalne, nosi nazwę obszaru epicentralnego, a cały obszar, na którym zjawisko jest odczuwalne, obszaru makrosejsmicznego.

Sejsmiczność, która jest związana bezpośrednio z pracami i ich lokalizacją nazywa się indukowaną (induced seismicity). Gdy na skutek redystrybucji naprężeń trzęsienie pojawia się po jakimś czasie lub/i w większej odległości mówimy o sejsmiczności wzbudzonej (triggered seismicity).

Na Ziemi można wyróżnić trzy obszary rozmieszczenia trzęsień:

- Obszary sejsmiczne – podlegające częstym i silnym trzęsieniom, przybierającym niekiedy rozmiary katastrof.

- Obszary penesejsmiczne – wstrząsy są mniej częste i nie dochodzi do katastrof.

- Obszary asejsmiczne – wolne od trzęsień lub sporadycznie nawiedzane przez bardzo słabe wstrząsy.

Trzęsienia ziemi, których ognisko leży w obrębie skorupy ziemskiej, maksymalnie do głębokości 60 km, nazywa się płytkimi, od 60 do 300 km -pośrednimi, ponad 300 km – głębokimi.

Ze względu na przyczyny powstawania wyróżnia się trzy główne typy trzęsień:

- Tektoniczne – wywołane ruchami górotwórczymi oraz zjawiskami im towarzyszącymi

- Wulkaniczne – powodowane przez erupcje magmy lub wybuch gazów i zwykle poprzedzające wybuch wulkanu albo występujące w jakiś czas po nim

- Zapadliskowe – powstają wskutek zapadnięcia się podziemnych pustek (wyrobiska górnicze) lub zawaleniem się, usunięciem się olbrzymich mas na powierzchni Ziemi

Geograficzne rozmieszczenie sejsmiczności Ziemi jest związane ze wzajemnym oddziaływaniem płyt litosfery. Większość wstrząsów jest ściśle powiązana z procesami na granicach tych płyt – tzw. Trzęsienia międzypłytowe. Pojawiają się również trzęsienia z epicentrum z dala od granic płyt – trzęsienia wewnątrzpłytowe.

Klasyfikacja trzęsień ziemi

Intensywność jest miarą skutków trzęsienia w danym punkcie, zależy zarówno od tego co zaszło w ognisku trzęsienia, jak też od odległości epicentralnej i budowy ośrodka, przez który przechodzą fale sejsmiczne.

Skala MCS – 12 stopni

Przy opracowaniu materiałów makrosejsmicznych trzęsienia wykreśla się na mapach linie jednakowej intensywności drgań – izosejsty. Przebieg izosejst zależy od kształtu i rozmiaru ogniska oraz budowy geologicznej regionu.

Skala Richtera

Skala logarytmiczna klasyfikacji magnitud, reprezentuje dobrze zarówno największe, jak i najmniejsze mierzalne wstrząsy. Według Richtera magnituda jest logarytmem maksymalnej amplitudy, liczonej w mikrometrach, na zapisach standardowego sejsmografu znajdującego się 100 km od epicentrum.

Fale sejsmiczne są to fale sprężyste rozchodzące się w Ziemi, powstałe wskutek trzęsień ziemi (lub wywołane przez eksplozję materiałów wybuchowych)). Dzielą się na:

1. fale wgłębne – rozchodzące się wewnątrz Ziemi

a. fale podłużne (P) – 5,4 km/s; najszybciej docierają do epicentrum, drgają w kierunku równoległym do rozchodzenia się fal

b. fale poprzeczne (S) – 3,3 km/s; drgają w kierunku prostopadłym do kierunku rozchodzenia się fal

2. fale powierzchniowe (L) – rozchodzące się wewnątrz Ziemi, są najbardziej katastrofalne w skutkach

a. fale Rayleigha – ruch cząsteczek odbywa się po elipsie ustawionej pionowo względem kierunku ruchu

b. fale Love’a – wywołują drgania poziome, prostopadłe do kierunku rozchodzenia się fal

Załamanie lub odbicie fal sejsmicznych na granicy dwóch ośrodków

1. Geotechnika : hipotezy tektoniki globalnej, tektonika kier litosferycznych

Tektonika globalna jest działem nauk o Ziemi badającym światowy system naprężeń i przemieszczeń powodujących powstanie kontynentów, basenów oceanicznych, łańcuchów górskich, trzęsień ziemi i innych wielkoskalowych cech powierzchni Ziemi.

Podstawowe źródło wiedzy o współczesnych ruchach skorupy ziemskiej stanowią deformacje powierzchniowe. Przez współczesne rozumie się ruchy ostatnich 6000 lat, gdy poziom oceanu ulegał względnej stabilizacji po silnym podniesieniu się w wyniku topnienia lodowców ostatniego zlodowacenia, a wyrównanie izostatyczne na obszarach zlodowaconych w zasadzie się skończyło.

Pionowe ruchy skorupy ziemskiej spowodowane obciążeniami lub zmniejszeniem obciążenia zwane są ruchami izostatycznymi, w odróżnieniu od ruchów tektonicznych, którym towarzyszą trzęsienia ziemi i wypiętrzenie gór. Lądolody pod ogromnym ciężarem obniżają powierzchnię Ziemi, która unosi się ponownie, gdy lód ulega stopieniu. Tak samo reaguje dno morza, gdy przybywa lub ubywa wody.

Wielkość współczesnych ruchów jest różna. Na przykład w ciągu 10 lat: Holandia zanurzyła się w Morzu Północnym kilka decymetrów, grzbiet podmorski w pobliżu Peru podniósł się 6 m, a zachodnia Kalifornia przesunęła się w kierunku północnym 30 m w stosunku do pozostałej części Ameryki Północnej.

Podstawą tektoniki płyt litosfery (wg Cox, Hart 1986 w Mortimer 2001) jest przyjęcie założeń:

- Litosfera składa się ze sztywnych płyt o grubości rzędu 100 km, które poruszają się względem siebie "pływając" po plastycznym podłożu górnego płaszcza - astenosferze,

- Brzegi płyt zaznaczają się strefami aktywności sejsmicznej, wulkanicznej i orogenicznej. Można wydzielić trzy typy styków: grzbiety, gdzie dwie płyty rozchodzą się (strefa akrecji), rowy, gdzie dwie płyty zbiegają się - jedna płyta jest podprowadzana pod drugą (strefa subdukcji), uskoki transformacyjne - dwie płyty przesuwają się względem siebie,

- Nowa litosfera wytwarzana jest w ryftowych grzbietach oceanicznych przez wypływającą ku górze i oziębiającą się magmę astenosfery.

Badania geodezyjne, w tym również metodami astronomicznymi i satelitarnymi, pozwoliły na bezpośrednie pomiary ruchu płyt litosferycznych. Należą tu np. pomiary ruchu płyt litosfery przy wykorzystaniu systemu GPS do obserwacji odległych od siebie punktów, leżących na różnych płytach. Ich poziome prędkości są przedstawione są na mapie strzałkami. Aby zobaczyć wykresy ruchu danego punktu pomiarowego, należy kliknąć na odpowiedni link (będący nazwą punktu) na stronie JPL - NASA.

Na pierwszym wykresie przedstawiona jest zmiana różnicy szerokości geograficznej (w cm) między usytuowaniem tego punktu w poprzednich latach (wartość ujemna) a współczesnym (wartość 0). Analogicznie jest to pokazane na wykresie zmiany długości geograficznej (wykres 2) oraz zmiany wysokości nad poziomem morza (wykres 3). Na podstawie tego można wywnioskować, że punkt pomiarowy "KIRU" przesuwa się na północny wschód oraz jego wysokość nad poziom odniesienia też wzrasta.

Druga metoda polega na wysyłaniu, również z odległych od siebie punktów, wiązek promieni laserowych w kierunku satelity LAGEOS (ang. Laser Geodynamics Satellite) oraz pomiaru czasu krótkich impulsów laserowych docierających do satelity i od niego odbitych, co pozwala wyznaczyć ich drogę. Program ten, pod nazwą Satellite Laser Ranging Network (SLRN), również wykazał zgodność z przewidywaniami tektoniki płyt. Stwierdził on zbliżanie się ku sobie stacji oddzielonych strefami subdukcji, a oddalanie się od siebie stacji oddzielonych centrami rozrostu litosfery.

Możliwe jest też badanie opóźnienia zagalaktycznych fal radiowych rejestrowanych przez różne stacje pomiarowe. Przykładowo, odbierając szumy radiowe kwazarów radioteleskopami w Ameryce Północnej, Japonii i na Hawajach, na podstawie różnic ich czasu przejścia, określano odległośc między odbiornikami. Na tej podstawie wyznaczono wartości przemieszczeń: Europa i Ameryka Płn. oddalają się od siebie z prędkością 17±10 mm/rok, a Hawaje przybliżają w kierunku Japonii 83±8 mm/rok.

Podczas ostatniego zlodowacenia duża część półkuli północnej została pokryta warstwą lodu o miąższości ok. 3 km. Gdy lód stopniał, powierzchnia Ziemi zaczęła odkształcać się na skutek odprężeń sprężystych. Okazało się, że przemieszczenia nie tylko odbywają się w kierunku pionowym, ale i poziomym, co potwierdzono badaniami przy użyciu systemu GPS. Ta skomplikowana aparatura może wykryć ruchy mniejsze niż 1 milimetr na rok. Układ pomiarowy składa się z 34 odbiorników GPS (stan na 22.03.2001).

Chociaż Szwecja jest obszarem nieaktywnym tektonicznie, nienawiedzanym przez trzęsienia ziemi, ruchy wywołane odprężaniem skorupy ziemskiej po stopieniu lodowców są na tyle znaczące, że powinny być brane pod uwagę przy lokalizacji elektrowni atomowych, których jest w Szwecji wiele. Podobny efekt występuje prawdopodobnie w Kanadzie z tym, że skupia się on nad Zatoką Hudsona.

Inne z ważnych odkryć grupy naukowców dotyczą globalnego podnoszenia się poziomu mórz (szacowane na 2 mm rocznie). Szwecja znana jest z zestawu danych pomiarowych, które są skrupulatnie zbierane od 200 lat. Dane te nie były użyteczne z powodu tego, że zostały zakłócone. Nie wiadomo było, czy podnosił się poziom morza, czy poruszał się ląd. Dzięki GPS dane te są teraz wiarygodne.

Badania mają dalekosiężne wnioski, to oznacza, że mogą być prowadzone w innym rejonie świata, gdzie stabilność tektoniczna stoi pod znakiem zapytania.

Do badania bardzo małych ruchów skorupy ziemskiej, pod wpływej jej obciążenia i odciążenia, służy również satelitarna interferometria radarowa.

Podstawą geotektonicznej teorii płyt litosferycznych jest założenie, że skorupę ziemską buduje kilkanaście odrębnych płyt litosferycznych, które rozdzielają strefy odznaczające się wzmożoną aktywnością sejsmiczną. Te sztywne kry litosfery są zanużone częściowo w plastycznej i głębiej położonej warstwie astenosfery, dzięki czemu są w ciągłym ruchu. Wszystkich płyt tektonicznych jest ok. 20- 9 dużych i ok. 11 mniejszych. Lądy tworzące kontynenty znajdują się właśnie na takich płytach, dzięki czemu są w ciągłym ruchu. Obszary graniczne miedzy tymi płytami litosfery możemy podzielić na strefy dywergencji- płyty oddalają się od siebie oraz strefy konwergencji- obszar kolizji, gdzie następuje wygięcie ich krawędzi, wpychanie cięższej płyty pod lżejszą lub rzadziej ześlizgiwanie się jednej płyty po drugiej. Skutkiem tych nieustannych ruchów kier litosferycznych są zjawiska sejsmiczne i wulkaniczne.