В конце 50-х - 60-е годы XX века началось возрождение гипотезы А.Вегенера на новой основе. Этому способствовали несколько обстоятельств.
Во-первых, палеомагнитные исследования горных пород выявили иное по сравнению с современным положение полюсов в геологическом прошлом, а также перемещение континентальных массивов.
Во-вторых, была открыта подводная система срединно-океанических хребтов с грабенообразными погружениями вдоль их осевой части - рифтовыми зонами . В начале 60-х годов Г.Хесс и Р.Дитц, вслед за А.Холмсом, выдвинули гипотезу расширения дна океанов от срединных хребтов к периферии под действием конвекционных течений в мантии и подъема расплавленного материала из верхней мантии к поверхности. Кроме того, на океаническом дне была выявлена система полосовых магнитных аномалий, параллельных срединно-океаническому хребту и по отношению к нему симметричных. Базальты соседних полос имеют чередующуюся ориентировку намагниченных частиц, то есть образуют положительные и отрицательные магнитные аномалии. Была вычислена скорость раздвижения рифтовых зон, составившая 1 см в год для Северной Атлантики и до 6 см в год для некоторых частей Тихого океана. В дальнейшем Д.Вилсон дал понятие о трансформных разломах, оперяющих основную рифтовую систему, и установил факт увеличения возраста вулканических пород по мере удаления от оси рифта.
В-третьих, получило окончательное подтверждение наличие в верхней мантии слоя разуплотненных, вязких, местами расплавленных пород, который получил название астеносфера,что означает "слабый слой". Верхняя граница астеносферы находится на глубинах 50-60 км под океанами и 100-120 км под континентами; нижняя граница соответственно - на глубинах 400 и 250 КМ. Под океанами астеносферный слой значительно толще. Признаки существования этого слоя были отмечены еще Б.Гутенбергом в 1926 г. по уменьшению скорости распространения сейсмических волн, отчего астеносферу называют также волноводом.Твердую оболочку, расположенную над астеносферой и включающую земную кору и верхнюю часть мантии, называют литосферой,буквально - каменной оболочкой.
Благодаря открытию астеносферы значительно проще для понимания стал механизм горизонтального перемещения плит. Фрагменты литосферы, ограниченные рифтовыми зонами, получившие название литосферных плит(рис. 1), медленно скользят по вязкой, разуплотненной астеносфере. Это гораздо понятнее, нежели плавание твёрдых сиалических «льдин» в твёрдом же симатическом субстрате, согласно А.Вегенеру.
В конце 60-х годов ученые 3. Ле Пишон, В.Морган, Д.Хэйртцлер, Б.Изакс и др. установили, что таких крупных литосферных плит сравнительно немного (8-10). Плита может быть и океанической, и континентальной, и смешанной. Построения упомянутых, а также многих других исле-дователей, обобщенные под названиями "тектоника плит" (плейттектоника), "новая глобальная тектоника", получили в 70 - 80-х годах огромную популярность среди геологов-тектонистов.
Согласно тектонике плит, действует своеобразный механизм их перемещения. В зонах срединно-океанических хребтов конвекционные потоки из мантии достигают поверхности по глубинным разломам, и поступающие новые порции базальтовой магмы раздвигают, как клинья, расталкивают соседние литосферные плиты, наращивая их изнутри. Этот процесс называется спредингом. (Рис. 2)
Обратный процесс происходит в областях, подобных тихоокеанскому побережью Азии. Здесь более тяжелая океаническая плита "пододвигается" вниз под континентальную плиту по наклоненной под углом 40-45° в сторону континента зоне контакта (зоне Заварицкого-Беньофа), к которой именно по этой причине приурочены центры землетрясений. Такой процесс пододвигания одной плиты под другую называется субдукцией.Края погружающейся плиты по мере погружения деформируются, переплавляются в астеносфере. Континентальные окраины, на которых происходят такие процессы, называются активными. Пассивные континентальные окраины находятся вдали от зон спрединга и субдукции. Литосферные плиты, движущиеся по астеносфере, обладают жесткостью и монолитностью, испытывают взаимные горизонтальные перемещения трех типов: а) расхождение (дивергенцию) в осевых зонах срединно-океанических хребтов; б) схождение (конвергенцию) по периферии океанов, в глубоководных желобах, где океанские плиты пододвигаются под континентальные или островодужные; в) скольжение вдоль трансформных разломов.
Есть и другие варианты столкновения плит. Края двух континентальных плит при столкновении могут, сминаясь, вздыбиться вверх (коллизия).Предполагают, что такой процесс при столкновении двигавшейся на северо-восток Индийской плиты с огромной Азиатской привел к образованию высочайшей горной системы современности - Гималаев и Тибета. В случае не лобового, а бокового столкновения плиты будут скользить друг относительно друга, как происходит, например, в Калифорнии по разлому Сан-Андреас. Процесс надвигания фрагмента океанической коры на континентальную при столкновении плит называется обдукцией. (Подобина В.М.,Родыгин С.А.,2000)