І. К. Королюк (1952) зробила спробу ув’язати лінійність пасма з геологічною будовою південно-західної окраїни Східно-Європейської платформи. Вона зазначала, що пасмо простягається паралельно до регіональних структурних ліній карпатського напрямку, зокрема, „лінії Тейсейра”, а рифові фації приурочені до схилу валоподібного підняття, яке є частиною великої антиклінальної структури південно-західного простягання [12]. У відслоненнях поблизу с. Станіславівки в підошві Товтр дослідниця відзначила пологу антиклінальну складку у крейдових відкладах. І. К. Королюк підкреслювала, що в будові міоценових відкладів основну роль відіграють різноманітні біоморфні (біогермні та тафогермні) і органогенно-уламкові вапняки. Основними будівниками рифів і онкоїдів вона вважала літотамній.
В. Г. Бондарчук (1959) вказав на найбільш загальні структурні зв’язки лінійної зони Товтрового пасма, звернувши увагу на приуроченість його до краю Волино-Подільської плити. Розлом в основі Товтрової гряди у міоцені відігравав роль шарніра, на південний захід від якого новітні рухи, зумовлені горотвірними процесами в Карпатах, були інтенсивнішими, ніж на північний схід від пасма.
У праці В. П. Маслова (1956) вперше подано детальний опис та палеоекологічний аналіз багряних водоростей – основних рифобудівників Товтр. В. П. Маслов та В. Н. Утробін [17] пов’язували ріст рифів з пологою флексурою. За даними О. С. Вялова (1962), рифи утворюють переривисті пасма, які складаються з органогенних вапняків, утворених переважно кірковими та інкрустаційними літотамніями і прикріпленими червоподібними гастроподами-верметидами.
У роботі Л. М. Кудріна (1966) подано детальний аналіз рифових фацій, систематичний склад фауни та її екологічні особливості. В межах генетичного типу водоростевого рифу автор виділяє фації біогермів, органогенно-уламкових відкладів і детритусових осадків, а також фацію хемогенних відкладів (гіпсів та вапняків) лагун в межах рифів. Остання, за його даними, відома в околицях Гримайлова, Вікна і Скалата.
Пасмо приурочене, на думку дослідника, до антиклінальних складок, розташованих у зоні глибинного розлому. На підставі аналізу умов утворення одновікових фацій в рифових масивах і поза ними, а також перевищень цих фацій на сучасній географічній основі зроблено висновок про те, що рифовий масив Товтрового пасма характеризувався більшою рухливістю, ніж прилеглі території, і, відповідно, більшою амплітудою постбаденських піднять [13].
Як відомо, розріз верхнього баденію починається гіпсо-ангідритовою товщею (тираська світа). У верхів’ях Серету, Гнізни, Збруча, Горині вона перекрита піщаними відкладами. Товщу, що залягає над пісками, деякі автори (В. О. Горецький, 1962) називають тернопільськими верствами. Останні складені головним чином літотамнієвими вапняками. З ними пов’язана зона водоростевих рифів – Товтр і фації органогенно-детритових „тесових” вапняків. А. І. Шайнюк, яка вивчала стратиграфію міоценових відкладів північно-східної частини Волино-Поділля, детально охарактеризувала літотамнієві породи Поділля, виділила серед них низку різновидів [28].
У капітальній праці академіка Є. К. Лазаренка та Б. І. Сребродольського “Мінералогія Поділля” (1969) відклади неогену (зокрема тортонського (баденського) і сарматського ярусів) охарактеризовані мінералогічно. Констатується також, що росту рифових пасм, які дали початок Товтрам, часто передувало виникнення обмілин з нагромадженням пухких рухомих уламків багряних водоростей, голкошкірих, інколи устриць та інших молюсків. У кінці раннього сармату внаслідок значної трансгресії рифові вапняки утворювали різко виявлений підводний гребінь, біля підніжжя якого відкладались серпулові, кардіумові, модіолові, рідше – гастроподові і моховаткові вапняки. Тому масиви нижньосарматських біогермних вапняків (онкоїдів) глибоководніші, ніж верхньобаденські рифи [15].
Третій етап (з початку 1970-х рр. до наших днів) також поділяємо на два періоди. Переломним тут є 1991-й рік з відомими політичними та економічними подіями, які вплинули на масштаби та глибину подальших досліджень.
1 період (1970 – 1991 рр.) – час активних тектонічних досліджень Поділля загалом і Товтр зокрема. Результати їх представлені у працях низки дослідників, насамперед М. С. Яриша (1972), В. С. Заїки-Новацького (1972), Й. М. Свинка (1968, 1969, 1973), Т. О Знаменської (1973, 1976), І. Д. Гофштейна (1979), Б. П. Різуна, Є. І. Чижа (1986) та ін.
Варто відзначити, що вивчення тектоніки ;Товтрового пасма започатковано роботами В. Д. Ласкарєва та В. Тейсейра. Цим питанням присвячені також статті В. Д. Налівкіна (1962), А. А. Арапова та ін (1966).
А. Г. Андрєєв та В. І. Гук (1970) вивчали геоморфологію та неотектоніку Товтр. Ними, зокрема, зазначалося, що у середньому сарматі підняття південно-західного і опускання північно-східного крил Теребовлянського розлому зумовило морську трансгресію у східному напрямі. Рифоутворення змінилось інтенсивним нагромадженням піщано-глинистих верств, які знівелювали сформований у пізньому бадені–ранньому сарматі розчленований рельєф морського дна. Товтри були перекриті товщею пухких відкладів, тому практично не зазнали впливу денудації і збереглися у первинному вигляді [1].
Тектонічна природа товтрової гряди висвітлена у статті Т. О. Знаменської (1976). На думку дослідниці, Товтрова зона характеризувалася тектонічною активністю протягом усієї історії розвитку регіону. За даними геологознімальних робіт вона робить висновок, що існування валу у межах Товтрової зони простежується з раннього кембрію. У силурі валоподібне підняття фіксується як зона мілководдя, в межах якої набули розвитку строматопорово-коралові біогерми. У крейдовий час ця структура являла собою витягнутий у північно-західному напрямі острів, який не вкривався морем. В епоху передбаденської трансгресії він виступав у рельєфі у вигляді пологого підняття, до східного схилу якого пізніше був приурочений розвиток рифових фацій міоцену. У сарматі в результаті піднесення Карпат підняття охопили й прилеглу до них мобільнішу частину Волино-Подільської плити. Внаслідок цього сарматське море відійшло на схід. Рифоутворення було приурочене вже до західного берега сарматського басейну [8].
У пізнішій роботі (1985) Т. О. Знаменська та І. І. Чебаненко з’ясували, що Товтрова зона відігравала важливу роль у розподілі відкладів тортону (баденію) на платформі. У ранньому тортоні вона контролювала північно-східну межу морського басейну. На схід від неї, в межах Подільського мегаблоку, в цей час формувалася своєрідна фація лагунно-континентальних фауністично німих піщано-глинистих відкладів. Область їх накопичення була відокремлена від морського басейну вузькою смугою острівних піднять уздовж Товтрової зони. У косовський час море долає бар’єр і над Товтровою зоною розвивається гряда літотамнієвих рифів. У неширокій (3-5 км) смузі, що прилягає до рифової гряди зі сходу, розвинені фації вапняків мілководної протоки з одиничними дрібними біогермами. На захід від Товтрової зони поширені глибоководні піщано-вапняково-глинисті відклади [9].
Ще однією роботою з історії тектонічних рухів у межах Товтрової зони, є стаття О. Є. Шевченка [29]. Дослідження, проведені дослідником на відрізку Товтрового пасма між м. Камянцем-Подільським та с. Саджівкою, дозволили йому реконструювати палеогеографічну та тектонічну обстановку розвитку району, починаючи з сеноманського часу.
В геоморфологічному районуванні України В. П. Палієнко та І. Л. Соколовський (1974) розглядають Товтри як антиклінальну височину. На думку І. Д. Гофштейна [5], назва морфоструктури „антиклінальна височина Товтрового пасма”, недостатньо обґрунтована. Власне Товтрове пасмо не має антиклінальної будови. Воно, як зазначали попередні дослідники [8, 12], насаджене на валоподібне підняття підстелюючих порід, яке зумовлене розломом земної кори.
2 період (з 1991 року до наших днів) – це час різнобічних, часто епізодичних досліджень. Проводяться вони в основному на території природного заповідника „Медобори” та національного природного парку „Подільські Товтри”. Характерною особливістю цього періоду є те, що геолого-геоморфологічні дослідження за масштабами поступаються ландшафтознавчим, а особливо флористичним та фауністичним. Геолого-геоморфологічні дослідження у межах Товтр здійснюють переважно науковці Тернопільського національного педагогічного університету ім. В. Гнатюка, Львівського національного університету ім. І. Франка, Кам’янець-Подільського педагогічного університету, а також співробітники НПП „Подільські Товтри”.
Так, Й. М. Свинком [22, 23] установлено генетичний зв’язок між регіональними розломами у фундаменті Волино-Подільської плити, тектонічними тріщинами у рифовому масиві та напрямками простягання річкових долин, ярів та балок. Аналіз гіпсометрії поверхні гряди дозволив йому зробити висновок, що долини найбільших річок – Серета Лівого, Гнізни, Збруча, Смотрича, які перетинають гряду у поперечному напрямку, є одночасно межами, що поділяють її на блоки з різною абсолютною висотою. Якщо припустити, що в умовах сарматського морського басейну поверхня рифових масивів була приблизно на одному рівні, то їх сьогоднішнє положення можна пояснити лише новітніми вертикальними переміщеннями блоків земної кори, розділених лініями тектонічних розривів.
Д. Ковалишин та І. Каплун [10] висловлюють думку, що найбільші з товтрових утворень могли піддаватись абразійно-акумулятивній діяльності моря і бути перетвореними на острови. Тому м’якість обрисів і одновисотність товтрових горбогір’їв головного кряжу можуть мати успадкований характер. Автори стверджують, що за аналогією з будовою сучасних рифів, головна гряда Товтр початково утворена у вигляді відокремлених пасом. Рифові пасма розділені так званими річковими „проходами”, які розташовані навпроти гирл річок, що текли з материка у Сарматське море. Води річок, які впадали в море, змінювали солоність і температуру морських вод, виносили мулистий матеріал, створюючи несприятливі умови для життя організмів-рифобудівників. Саме такі проходи могли бути використані сучасними річками, які прорізають Товтри, і з цим можуть бути пов’язані зазначені К. І. Геренчуком особливості їх долин.