U podstaw tej teorii leży zgodność zarysów zachodnich wybrzeży Europy i Afryki ze wschodnimi wybrzeżami Ameryki Północnej i Ameryki Południowej. Jako pierwszy w 1912 roku A. Wegener postawił hipotezę o istnieniu poziomych ruchów kontynentów. Z początkiem lat trzydziestych A. Holmes pociągnął ten wątek i wysunął kolejną hipotezę. Według niego rozpad Pangei spowodowały prądy konwekcyjne. W 1962 roku dwóch kolejnych naukowców: H.H. Hess oraz R.S. Dietz niezależnie od siebie w nawiązaniu do poprzednich założeń wysnuli hipotezę ekspansji dna oceanicznego, w której prądy konwekcyjne odgrywały rolę podstawowego czynnika. W 1963 roku teoria ta została potwierdzona dzięki badaniom, przeprowadzonym przez F. Vine'a i D. Matthewsa. Na podstawie poprzednich założeń oraz kolejnych badań w 1968 roku J.W. Morgan i X. Le Pichon skonstruowali teorię płyt litosfery w jej dzisiejszej formie.

Założenia tej teorii opierają się na trzech przesłankach:

  1. litosfera ziemska składa się z różnej wielkości prawie całkowicie sztywnych płyt, które poruszają się w różnych kierunkach,
  2. na granicach styku pyt znajdują się strefy subdukcji, rozrostu dna oceanu w obrębie grzbietów śródoceanicznych oraz uskoki,
  3. strefy subdukcji (rowy oceaniczne) są miejscem zbliżania się płyt, natomiast ich odsuwanie występuje w strefach rozrostu dna oceanicznego ( ryfty i grzbiety śródoceaniczne).

Granice płyt litosfery znajdują się w obrębie dna oceanicznego. Zostały one wyznaczone na podstawie aktywności sejsmicznej. Ustalono, iż mają tam miejsce rozrosty dna w wyniku dopływu lawy, wydobywającej się z dolin ryftowych, co wymusza odsuwanie się dna od grzbietu śródoceanicznego. W obrębie grzbietów śródoceanicznych występują krótkie odcinki uskoków transformacyjnych, które nadają przebiegowi rowów schodkowaty układ. Tam, gdzie dochodzi do kolizji płyt tektonicznych, strefa subdukcji przyjmuje kształt lekko wygiętego łuku.

Płyty tektoniczne cechują się różna wielkością. Największe rozmiary posiada płyta pacyficzna. Jej powierzchnia jest 35 razy większa od płyty kokosowej. Inną cechą rozróżniająca płyty jest odsetek powierzchni zajętej przez kontynenty. Płyta euroazjatycka jest niemal w całości pokryta przez powierzchnię kontynent, natomiast płyta pacyficzne poza niewielką ilością małych wysepek jest zalana wodami oceanu. Przebieg granic płyt nie jest regularny, co wskazuje na różnorodność czynników i różnice w intensywności ich oddziaływania w procesie powstawania płyt, ich ruchu oraz niszczenia w strefach subdukcji.

Z powodu skomplikowanej budowy wyróżniono 8 wielkich płyt oraz kilkanaście mikropłyt o niewielkich rozmiarach. Do najczęściej wymienianych w literaturze należą:

  • Gorda,
  • kokosowa,
  • karaibska,
  • Scotia,
  • egejska,
  • turecka,
  • irańska,
  • arabska,
  • filipińska,
  • Salomona,
  • Bismarcka,
  • Fidżi.

Wśród wielkich płyt znajdują się następujące:

  • północno - amerykańska,
  • południowo - amerykańska,
  • Nazca,
  • pacyficzna,
  • afrykańska,
  • antarktyczna,
  • euroazjatycka,
  • indo - australijska.

Ruch płyt litosfery jest wymuszany prądami konwekcyjnymi we wnętrzu pod skorupą Ziemi. Płyty poruszają się z różną prędkością. Aby obliczyć prędkość tych ruchów wykorzystuje się przeważnie analizę paleomagnetyzmu den oceanów. Rozwój technologiczny ostatnich lat umożliwił dokonywanie pomiaru prędkości przesuwania się płyt za pomocą metod geodezyjnych. Jedną z nich jest metoda VLBI (interferometrii o bardzo długiej bazie). Takie pomiary pozwalają wyznaczyć prędkość przemieszczania się płyt względem płyt sąsiadujących. Najszybciej w skali roku przesuwa się płyta pacyficzna w stosunku do płyty Nazca, której prędkość wynosi około 15 cm/rok. Większość pozostałych płyt zmienia swoje położenie z prędkością około kilku centymetrów w ciągu jednego roku. Dla przykładu kontynent Ameryki Północnej oddala się od Europy z prędkością równą prawie 1,5 cm/rok.

Strefy, w których następuje rozrost dna oceanicznego zwane są również strefami spredingu. Przebiegają one wzdłuż grzbietów śródoceanicznych, na przykład Grzbietem Śródatlantyckim, Wzniesieniem Wschodniopacyficznym. Materiał budujący astenosferę w wyniku konwekcji ulega w tych obszarach stopieniu na głębokości nawet do około 30 km. Pod wpływem temperatury tworzy się magma bazaltowa, która wydostaje się na powierzchnię skorupy ziemskiej i rozlewa na dno oceanu na szerokość około 1 km. Z czasem ta świeża warstwa litosfery zastyga. Strefy wylewu podwodnego magmy nazywa się strefami neowulkanicznymi. Poza procesami wulkanicznymi, strefy te cechują się aktywnością hydrotermalną. Polega ona na wnikaniu wody oceanicznej przez pory i spękania do gorących skał, gdzie nagrzewa się do temperatury około 300°C i wypływa wynosząc wiele różnych związków chemicznych, Wytrącają się one na powierzchni den oceanicznych i są wykorzystywane przez drobne organizmy morskie.

Największa ilość lawy bazaltowej jest wytapiana w miejscach, znajdujących się nad tzw. gorącymi punktami. Są to miejsca położone w głębszych warstwach górnego płaszcza Ziemi poza strefami ryftowymi. Położenie tych punktów jest względnie stałe i przypadkowe. Ich geneza związana jest najprawdopodobniej z prądami konwekcyjnymi, powstającymi na styku jądra zewnętrznego oraz dolnego płaszcza Ziemi. Prądy te, powodując przetapianie perydotytów w magmę i ich wyniesienie ku powierzchniowej części litosfery, przyczyniają się jednocześnie do powstawania ciągów wysp wulkanicznych w wyniku wytapiania nowych kraterów wulkanów tarczowych na przesuwających się na gorącymi punktami płytach litosferycznych.

Rowy oceaniczne są miejscem, w którym płyty tektoniczne zaginają się i zanurzają w płaszczu Ziemi. Często towarzyszy temu powstawanie łuków wysp o założeniach wulkanicznych. W przypadku, gdy w sąsiedztwie rowu znajduje się masa kontynentalna, nasuwanie się płyty oceanicznej pod kontynent powoduje wypiętrzenie się łańcuchów gór nadbrzeżnych. Ze strefą subdukcji związana jest tzw. strefa Benioffa. W jej obrębie tej strefy występuje silna aktywność sejsmiczna, prowadząca do orogenez.