プレートの実体は，リソスフェアと呼ばれる硬い岩層で，その下にはアセスノフェアと呼ばれる流れやすく軟らかい岩層が存在する．
プレートは流動しやすいアセスノフェアの上を滑るようにして動いている．プレートとプレートは互いに異なる方向に動いているために，様々な現象がプレート境界に沿って発生し，大地形を作り出していることが分かっている．
プレートの境界
地球上の大地形のうち，最も特徴的なものは中央海嶺と海溝である（これらはいずれも太陽系地球型惑星の中では地球にしか見られない）．
中央海嶺はプレート拡大（生産）境界，海溝はプレート沈み込み（消費）境界に相当している．
- 中央海嶺：中央海嶺ではプレートが引張られてできた割れ目をマントル物質期限のマグマが満たすように上昇し，プレートが生産される．中央海嶺は，地球上で最も火山活動が活発な場所であるが，海底にあるためその火山活動は目立たない．
- 海溝：冷たくて重くなったプレートが地球内部へと沈み込んでいくプレート消費境界に当たる．海溝付近にも活発な火山活動が見られる．
- トランスフォーム断層：移動するプレート同士がすれ違うプレートすれ違い境界には，横ずれ断層の一種であるトランスフォーム断層が形成される．
プレートの分布
プレートは互いに異なる方向に移動しているために，プレートとプレートの間にはひずみが溜まり，その歪みを解放するために自身が発生する（結果として，プレート境界をなぞるように地震が発生する）．
活動の活発な火山は限られた地域にしか存在しない．
火山フロント（火山前線）：海溝側で火山が現れ始める場所を結んだ線のこと．
火山帯：火山の分布域のこと．
火山は火山フロントに密集していて，そこから内陸側に離れるほどその分布はまばらになる．日本列島には，太平洋プレートの沈み込みに対応した東日本火山帯とフィリピン海プレートの沈み込みに対応した西日本火山帯がある．
海洋のプレートの成長と運動
プレートの拡大境界は中央海嶺のように改定に盛り上がる山脈として観測できる．この境界を両側に引張る方向に力が働いているため，海嶺の下から物質が受動的に上がってきている．
一般に，物質の融点は圧力が低くなると下がる．地球の深部から上がってきた高温の物質は圧力の低下によって溶けてマグマとなり，火山活動を活発にして海洋の近くが形成される．プレート拡大境界で生産された海洋のプレート（リソスフェア）は，水平方向に移動する間に冷やされていく．海洋のプレートの表面だけでなく，海洋のプレートの下のアセスのフェアも冷やされて行くために，アセスノフェアの上部は硬くなり，海洋のプレートに取り込まれる．科学組成は変化せず，温度が下がるだけなので，新たに海洋のプレートに取り込まれた部分は，その下のアセスのフェアより密度が大きくなる（密度が大きく硬い板-海洋のプレート-が密度が小さく流動する層-アセスのフェア-の上に乗っている不安定な状態になっている．そのため，海洋のプレートはプレート沈み込み境界で地球の深部に向かって落ちるように沈み込んでいく．沈み込む海洋のプレート（スラブ）は同じ深さのマントルに比べて冷えているために重いので海洋のプレートを下へと引張る．このようにして海洋のプレートは移動し，中央海嶺では新たに海洋プレートが生産される．
海洋底の地形
海洋底の地形は，プレートが生産される中央海嶺から離れるに従い深くなる．深くなっている割合を調べると，はじめは大きく変化して，そのうち一定の値に近づいていく．
海洋底が深くなっていることと，プレートの厚さと平均的な密度は強く関係している．海洋底ではアイソスタシーが成立しているために，プレートの密度が大きな所では，沈み，密度の小さなところでは盛り上がる（中央海嶺周囲で盛り上がっているのは，生成直後のプレートの厚さが薄く軽いためであり，時間とともにプレートが成長して重くなっていくに従い，海洋底は深くなる）．
プレートの水平方向の成長速度は古地磁気の研究によって地磁気逆転の歴史が調べられていることから，多くの場所で1$\sim$10 cm/year程度であることがわかっている．
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