Платформенная обстановка насту­пает после того, как завершилось формирование складчатого пояса. Причем между завершением формирования складчатого пояса, являющегося фундаментом платформы, и возникновением платформенной обстановки существует длительный переходный период, до 500 млн лет. К началу формирования чехла платформы территория будущей платформы представляет собой выровненную, слабо всхолмленную равнину.

Древние платформы в своем развитии проходят, по В.Е.Хаину и Михайлову (1985), 5 стадий: кратонизации, авлакогенную, синеклизную, плит­ную и стадию заключительного поднятия и активизации.

Структурно-вещественные преобразования подвижных поясов в ходе формирования фундамента древних платформ были названы А.А.Богдановым стадией кратонизации. (Слайд 159) Геотектоническая обстановка формирования древних платформ имела место в среднем протерозое, в его первой половине, когда фундаменты всех современных древних платформ входили в состав еще единого континента Пангеи I, который испытывал воздымание. Большая часть поверхности размывалась, а континентальные осадки накапливались в небольших и редких понижения рельефа (Хаин, Ломизе, 2005). Земная кора в пределах континента характеризуется в эту стадию (В.Е.Хаину, 1973, 1985) низкой проницаемостью и высоким тепловым потоком, который экранируется корой. Это вызывает плавление пород в основании гранитного слоя, сопровождаемое калиевым метасоматозом, и образование коровых магматических очагов. Магма этих очагов служит материалом для формирования интрузивов габбро-анортозит-рапакивигранитной формации. Эта формация образует огромные плутоны лополитообразной формы, нередко расслоенные, и пластообразной формы мощностью в несколько километров и глубиной, видимо, до 10-20 км. Протяженность их на Восточно-Европейской платформе достигает 2000 км. Следует отметить, что аналоги габбро-анортозит-раппакивигранитной формации за пределами Восточно-Европейской платформы отсутствуют. Однако, встречаются вулканоплутонические ассоциации, которые рассматриваются в качестве рапакивиподобных комплексов (Гуськов и др.,1995). Эффузивными аналогами этих комплексов могут быть трахиты, трахиандезиты и трахидациты, наиболее характерны игнимбриты. В результате этих процессов происходит, как образно замечает В.Е.Хаин, гомогенизация коры, что придает ей жесткость и однородность и позволяет А.А.Богданову назвать эту стадию стадией кратонизации. Особенностью этой геотектонической обстановки является часто ничтожное количество осадочно-вулканогенного комплекса, представленного кремнисто-карбонатно-вулканогенными толщами (Гуськов и др.,1995).

Формирование чех­ла платформы происходит в ходе развития четырех стадий, начиная с авлакогенной. Пятая стадия, заключительного поднятия и активизации, проявляется в разной степени. На Сибирской платформе она проявлена во всю свою мощь, а на Восточно-Европейской она практически не проявилась.

Формирование чехла платформ начинается в авлакогенную стадию (слайд 160), когда вся платформа находится в приподнятом состоянии, испытывает воздымание и растяжение фундамента (Хаин,1973,а). Воздымание, видимо, неравномерное приводит к сводообразованию, возникновению вдоль осей сводов разрывов и проседанию центрального блока, т.е. к образованию рифта. Этот рифт имеет длину в первые сотни километров и ширину в де­сятки километров. Возможно, что образование сводов вызвано внедрением плутонов основного состава. В грабенах и только в них накапливаются терригенные толщи пород континентальных фаций. Все остальные части платформы размывались. Толщи пород, накапливающиеся в грабене, отно­сятся к континентальной обломочной (базальной) формации. Формация наз­вана базальной именно потому, что лежит несогласно на размытых толщах предыдущего этапа развития территории, в основании всего платформенно­го разреза. Накопление ее происходит в условиях компенсации прогиба­ния, поэтому накапливались достаточно большие мощности, исчисляемые первыми километрами.

Разломы, ограничивающие грабен, контролируют размещение вулканических аппаратов трещинного типа. Образуются вулканические плато, сложенные покровами базальтов. В.Е.Хаин считает (1973,а), что это типичная трапповая формация. Эффузивный вулканизм завершается образованием суб­вулканических тел: силлов и даек габбро-диабазов. Плутонические тела неизвестны. Складчатости нет.

Особенно­стью геотектонической обстановки синеклизной стадии (слайд 161)является то, что частное прогибание, происходящее на фоне регионального воздымания, охватывает уже не узкие щели грабенов, а все более широкие области. Первоначальный грабен полностью заполня­ется и перекрывается осадками. Именно с этого момента грабен можно назвать авлакогеном, когда он перекрыт осадками чехла платформы. В эту стадию продолжает накапливаться континентальная обломочная формация. Однако, поскольку осадконакопление идет уже не в узких прогибах, а в обширных мелководных водоемах, то по латерали, ближе к берегу бассейна осадконакопления, эта формация сменяется лагунной красноцветной эвапоритовой формацией в условиях аридного климата или паралической угленосной - в условиях гумидного климата. Эти климатические различия при платформенном режиме важны потому, что медленные, тектонические движе­ния обусловливают условия компенсированного прогибания земной коры и длительное существование лагунных условий осадконакопления, когда кли­мат является существенным фактором осадконакопления. Эти формации час­то полностью замещают континентальную обломочную.

Терригенная составляющая этих и всех других осадочных формаций древних платформ часто представлена обломками кварца, так как вследствие длительной транспортировки материала из-за слабо расчлененного рельефа все остальные минералы успевали разрушиться.

Скорость тектонических движений по разломам грабена значительно уменьшилась. Происходит их залечивание и образование складок облекания: флексур, сундучных синклиналей - образуются именно синклинали, а антиклинали не проявляются, поэтому разделяющие синклинали участки представлены, как правило, выположенными участками. Это конседиментационные складки, так как скорость движения блоков пород по разломам соответствует скорости осадконакопления. Других деформационных струк­тур не образуется. Магматизм отсутствует. Кора непроницаема для магмы и ее продуктов.

Лекция 22

Геотектоническая обстановка плитной стадии (слайд 161) определяется тем, что прогибание охватывает всю платформу. Она заливается водой. Осадки накапливаются на всей площади, за исключением щитов. Щиты остаются су­шей. На формации предыдущей стадии в синеклизах накладывается морская песчано-глинистая формация. В зависимости от климата она имеет сероц­ветную (гумидный климат) или пестроцветную (аридный климат) окраску. По латерали эта формация замещается паралической угленосной (гумидный климат) или лагунной красноцветной эвапоритовой (аридный климат) формациями. Разрез морской песчано-глини­стой формации часто трансгрессивный, что связано с увеличением скоро­сти прогибания.К концу стадии прогибание замедляется, о чем свидетель­ствует ритмичный образующийся в условиях компенсированного прогибания разрез морских карбонатных формаций: морской мергельно-известняковой формации, накапливающейся в условиях гумидного климата, и морской из­вестково-доломитовой, накапливающейся в условиях аридного климата.

Разрез этой стадии в целом трансгрессивый, так как внизу залегает относительно грубообломочная морская песчано-глинистая формация, а вверху тонкообломочная, преимущественно хемогенная мергельно-известняковая или известково-доломитовая формация.

В плитную стадию на фоне прогибания продолжают формироваться заложенные в предыдущую стадию синеклизы и антеклизы, складки облека­ния над авлакогенами, представленные, главным образом, сундучными син­клиналями и флексурами, а также возникают складки нагнетания (диапиро­вые складки) за счет солей и глин, накопившихся в предыдущие стадии развития платформы. Разрыв в эту стадию не образуются. Магматизма и метаморфизма нет. Кора, по-прежнему непроницаема для магмы и ее про­дуктов.

Особенностью геотектонической обстановки формирования платформ южного полушария является то, что настоящей плитной стадии в их развитии не было, а все ограничилось синеклизной стадией (Хаин, Ломизе, 2005).

В целом в течение трех стадий развития платформ, начиная с авлакогенной, формируется трансгрессивная часть разреза платформ, начинающа­яся внизу континентальной обломочной и завершающаяся вверху морскими карбонатными формациями.

Геотектоническая обстановка стадии заключительного поднятия и активизации (слайд 162) характеризуется тем, что региональное прогибание сменяется региональным воздыманием. Медленое воздымание приводит к образованию тех же формаций, что и в предыдущие стадии, но с регрессивным сочетанием их в разрезе: морские карбонатные формации сменяются морскими терригенными, затем прибрежными и лагунными, и за­вершается разрез континентальной обломочной формацией. По длительности эта стадия охватывает промежуток времени, равный двум предыдущим ста­диям.

В условиях воздымания происходит выгибание платформы вверх и растрескивание чехла. В фундаменте возникают новые и подновляются старые разломы. По кинематике это сбросы, ограничивающие грабены. Образу­ются новые грабены - рифты и подновляются старые - авлакогены. Движе­ния сопровождаются образованием штамповых складок - валов, в основном это антиклинали. Синклинали не проявляются также четко. Они производят впечатление остаточных депрессий. Кроме того, продолжается образование складок нагнетания - соляных диапиров. Разрывообразующие деформации сопровождаются магматизмом, как вулканическим, так и плутоническим. Маг­матизм этой стадии относится к нормальному или щелочному ряду и явля­ется основным и ультраосновным. Образуются покровы трапповой формации. Кроме нее, возникает и щелочно-базальтовая формация. Она предшествует и следует за трапповой (Хаин, Михайлов,1985). Извержения, приведшие к образованию этих формаций, происходят через аппараты трещинного и центрального типов. Образуются вулканические плато огромных размеров в сотни тысяч кв. км и щитовые вулканы.

Параллельно с эффузивным вулканизмом имеет место плутоническая де­ятельность, приводящая к формированию габбро-гранитовой (гранофировой) формации, дающей расслоенные лополиты. Это комагматы трапповой форма­ции. Плутоническим комагматом щелочно-базальтовой формации является гипабиссальная кимберлитовая формация, залегающая в виде трубок взры­ва, и абиссальная формация центральных интрузивов щелочных и ультраос­новных пород с карбонатитами, дающая огромные плутоны с кольцевым строением, и формация центральных интрузий агпаитовых нефелиновых сие­нитов в виде многофазных кольцевых интрузивов.

Среди пород этой стадии отмечается контактовый метаморфизм.

Этой стадией завершается платформенное развитие. Платформы на длительное время приобретают стабильность. Она сохраняется в течение 1700 млн.лет., начиная с позднего протерозоя.

Полный разрез платформ имеет ритмичное строение с симметричным центробежным ритмом (от тонких в центре - к грубым в на­чале и конце). Вызвано это тем, что платформенное развитие имеет нап­равленность от общего воздымания в начале цикла к прогибанию и новому общему воздыманию в конце развития. Причем скорость тектонических дви­жений возрастает к началу и концу цикла.

Формирование толщ чехла не было непрерывным. Платформы существуют не сами по себе, а в окружении складчатых поясов. И цикличность развития последних не может не сказаться на платформах, несмотря на их размеры и относительную жесткость. Перерывы в разрезе толщ чехла делят разрез на отдельные циклически построенные комплексы, которые соответствуют циклам развития окружающих платформу складчатых поясов (Хаин, Ломизе,2005).

При столкновении островных дуг с континентом и континентов непосредственно формируются краевые и передовые прогибы складчатых поясов, в которых накапливаются молассовые формации. На платформах одновременно возникают периферические прогибы. Это накладывает отпечаток на особенности сос­тава и строения разреза платформ в разных частях. Если в центральных час­тях мощность чехла составляет, приблизительно, 3 км, то в периферических прогибах - 7-8 км.

Молодые платформы проходят все стадии развития, что и древние. Согласно представлениям Ю.А.Косыгина (1983,1988), В.Е.Хаина (1973,1985), В.В.Белоусова (1976,1989) они не образуют самостоятельных массивов континентальной коры, а обрамляют древние платформы или заполняют про­межутки между ними, как, например, эпигерцинская Западно-Сибирская платформа. Молодые платформы отличаются от древних большей контраст­ностью и скоростью вертикальных движений, в связи с чем

1) для чехла платформ характерно большее развитие терригенных формаций, чем карбонатных;

2) меньше степень однородности фундамента, достигаемая в стадию кратонизации;

3) синеклизы и антеклизы имеют больший радиус кривизны. Отсюда синеклизы часто разделены с антеклизами разломами;

4) эти складки имеют меньшие размеры, чем на древних платформах, в среднем в два раза, и вытянутые, приближающиеся к линейным, формы;

5) глыбовые складки более мелкие;

6) имеют место большие амплитуды смещений по разломам, в связи с чем формируются иногда приразломные прогибы глубиной до 8 км, например, как Мангышлакский прогиб;

7) кроме сбросов, встречаются и надвиги;

8) для этих платформ характерна большая мощностью осадочного чехла. Амплитуда рельефа фундамента на древних платформах составляет 3-4 км, а у молодых - 10-12 км, но щиты отсутствуют;

9) не возникают периферические прогибы, а толщи пород по латерали переходят в одновозрастные с ними складчатые пояса;

10) чаще наблюдается некомпенсированное и перекомпенсированное прогибание - разрезы формаций чаще имеют трансгрессивное и регрессивное строение;

11) в составе терригенных формаций присутствуют полевошпатовые пес­чаники и алевролиты, отсутствующие в составе формаций древних платформ.

Для протоплатформ, по данным В.Е.Хаина и Н.А.Божко (1988), характерен ряд особенностей, отличающих их от древних платформ.

Фундамент составляют гранит-зеленокаменные области архея.

Чехол распространен незначительно и сохранился на склонах протоплатформ, сопряженных с протогеосинклиналями, в плоских впадинах круп­ных размеров - протосинеклизах; в грабенах - протоавлакогенах. Осадочные толщи чехла сложены тремя главными типами формаций: сероцветной континентальной обломочной с осадками аллювиальных и дель­товых равнин и озерных, отчасти мелководноморских водоемов. Эта форма­ция залегает в основании разреза чехла. В средней части чехла преобла­дают мелководные морские осадки шельфа эпиконтинентальных морей. Зна­чительная роль в сложении этой мелководно-морской карбонатно-терриген­ной формации принадлежит мощным толщам доломитов, изобилующим строма­толитами. Встречаются в них и углеродистые сланцы. Завершает разрез чехла красно- или пестроцветная лагунно-континентальная крупнообломоч­ная формация молассового типа.

Разрезы протоплатформенного чехла крупноциклические (4-5 циклов), для которых характерна регрессивная направленность, выражающаяся в увеличении роли крупнообломочных пород к концу раннего протерозоя.

В строении чехла принимают участие континентальные толеитовые базальты и пикриты, а также кислые лавы. Вулканические породы образуют многокилометровые толщи (юг Африки). Вулканизм иногда отчетливо связан с разломами, как в Карелии.

Интрузивный магматизм представлен дайками, силлами и штоками габбро-диабазов, габбро-долеритов, габбро-анортозитов и расслоенными плуто­нами основного состава (Бушвельд). Типичным для протоплатформ являет­ся наличие мигматит-гранитовой формации, залегающей в виде куполов.

Деформированы отложения чехла неравномерно. Деформации связаны с глубинным диапиризмом, внедрением лополитов и блоковыми подвижками. Равномерного распространения складчатости нет. Дислоцированность уве­личивается у разломов. Метаморфизм достигает нижних ступеней амфиболи­товой фации, проявлен неравномерно. Он ослабевает вверх по разрезу и от периферии к центру.

Таким образом, специфическими элементами парагенеза протоплатформ являются мигматит-гранитовая формация и связанная с ней складчатость. Во всем остальном можно усмотреть аналогию с древними платформами.

Лекция 23

Геотектонические карты

Из прослушенных лекций, характеризующих геотектонические обстановки, возникновения структур тектоносферы, должно быть ясно, что каждая обстановка характеризуется набором типоморфных признаков, включающих геологические формации различного генезиса, разломы и складки, вулканические структуры, т.е. те самые телаи структуры, которые возникают в ходе развития соответствующей обстановки и участвуют в строении геотектонических структур, являющихся вещественным выражением обстановок. Геотектонические структуры нельзя увидеть в целом, поэтому их приходиться создавать модели, которые дают целостное представление об этих структурах. Такими моделями и являются тектонические карты.

Моделирование геологических тел (тектонических структур) осу­ществляется тремя способами.

Первый способ - это способ моделирования на основе сопоставления геологических тел одного вида с соизмеримыми геологическими телами другого, наиболее изученного вида, применяется, когда не известны внут­ренние свойства геологических тел, их состав и структура.

Второй способ заключается в выявления состава, структуры и целостности геологического тела данного вида, т. е. на основе выявления их внутренних свойств и качеств.

Третий способ основан на выявлении внутренних свойств тела данного вида и взаимоотношений с сопряженными и соизмеримыми геологическими телами других видов, т. е. на основе учета всего многообразия связей моделируемого геологического тела или структуры.

Первый способ моделирования использовал М. М. Тетяев в 1933 г. для составления Схематической карты СССР. Различную степень дислоцированности он сопоставлял с толщами пород различного возраста. На своей карте М. М. Тетяев зафиксировал, что докембрийские складчатые зоны отвечают такой структуре, в которой докембрийские толщи смяты в складки, а фа­нерозойские - нет. Каледонские зоны соответствуют дислоцированности докембрийских и нижнепалеозойских толщ и недислоцированности верхней части палеозойских, мезозойских и кайнозойских толщ, герцинские зоны - дислоцированности докембрийских, нижнепалеозойских, верхнепалео­зойских толщ и недислоцированности всех перекрывающих. Альпийская зона - дислоцированности всех толщ, в том числе и кайнозойских. Фактически на этой карте возраст закодирован степенью дислоцированности. На этой карте осуществлено районирование по вертикали. Она отражает изменение тектогенеза во времени. Районирование по горизонтали, где бы выделя­лись тектонические структуры одного возраста, не осуществлено. Следо­вательно, нельзя сопоставить строение участков одного возраста, потому что все участки одного возраста имеют одно строение. Типизация и ран­жирование геотектонических структур не произведены: платформы и геосинклинали не выделены. Однако можно понять, что участки докембрийской складчатости, имеющие двухэтажное строение – (нижний этаж включает дис­лоцированные толщи докембрия и нижнего палеозоя, а верхний - недисло­цированные толщи, вплоть до кайнозойских), - это молодая платформа, ста­билизация которой произошла в нижнем палеозое, в конце каледонского цикла. Также можно оконтурить и герцинские, и альпийские платформы. Достоинство этой карты заключалось в том, что она давала представление о глубинном строении земной коры.

Впервые подобное районирование было осуществлено Г. Штилле в 1918 г. (Косыгин,1983). Последняя попытка использовать такой способ при гео­тектоническом районировании относится к 1966 г. Предпринята она Т.Н.Спижарским при составлении Тектонической карты СССР масштаба 1:2500000. Оконтуривая тектонические структуры, он сопоставлял их с магматизмом.

Методика этого районирования отличается от районирования М.М.Тетя­ева только тем, что М.М.Тетяев выделял геотектонические структуры, со­поставляя их с соизмеримыми стратифицированными комплексами, а Т.Н.Спижарский - с секущими комплексами.

Приведенные методики геотектонического районирования В.В.Белоусов (1976) называет морфологическими (это не относится к методике Т.Н.Спи­жарского), а Ю.А.Косыгин (1983) - геометрическими, под этим имелось в виду то, что в них учитывалась форма смятия слоев пород.

Второй способ моделирования применили для создания карт геотектонического районирования А.Д.Архангельский, а затем его ученики Н.С.Шатский и А.А.Богданов. На серии тектонических карт СССР, первая из которых была составлена в 1933 г. в масштабе 1:4000000, были показаны разновозрастные и разнопорядковые структурные элементы строения земной коры в пределах территории СССР. На этих картах выделены структуры I порядка - области складчатости 9 типов: архейской, протерозойской, рифейской, байкальской, каледонской, герцинской, мезозойской, альпийской (для районов, тяготеющих к Тихому океану, - тихоокеанской). Чехлы древних и молодых платформ на первых вариантах карт не выделялись, однако они намечаются изображением районов неглубокого и глубо­кого залегания фундамента. К структурам II порядка относятся архейский фундамент и структурные ярусы. Количество их для складчатости разного типа разное: для протерозойских - 2, для рифейских, байкальских, каледонских и герцинских - 4, для мезозойской и альпийской - 5. Структуры III порядка - это внутренние впадины и передовые прогибы. Возраст гео­синклинальных систем определялся по возрасту главной складчатости. Н.С.Шатский считал (Косыгин,1983), что в истории земной коры хорошо распознается только окончание развития геосинклинальных систем, т.е. "замыкание геосинклиналей", а начальные стадии гипотетичны. Совершенствование подхода к составлению этих карт привело к тому, что на них показывались геосинклинали разных типов (эв- и мио-), передовые прогибы. Уменьшилось количество структурных ярусов в складчатых областях до трех, что лучше соответствовало стадиям развития геосинклиналей, их структуре. Были показаны антиклинории и синклинории, крупные антикли­нали и синклинали, структуры чехла платформ. Если в первом варианте тектонические тела были плоскими, то в последующих авторы попытались придать им объемный характер с помощью изображения подошвы структурных этажей в изогипсах или их мощностей в изопахитах. Показаны стратоизо­гипсы 13 горизонтов. Однако при этом не всегда соблюдался принцип од­нородности описания, так, на Восточно-Европейской платформе чехол был выделен как трехмерное тело, охарактеризованное несколькими системами стратоизогипс, а для Сибирской платформы показан план эрозионного сре­за чехла в горизонталях. Поэтому эти две платформы не сравнимы в этом отношении. Данных для этого нет.

Надо сказать, что Тектоническая карта СССР масштаба 1:5000000, созданная в 1956 году под руководством Н.С.Шатского, - это самая со­вершенная карта, составленная вторым способом моделирования,когда в основу районирования ложится один элемент парагенеза, в данном случае структурный. Эта карта лучший пример воплощения второго способа моде­лирования в тектонике.

Тектоническая карта Урала масштаба 1:1000000, составленная в 1976 году под редакцией А.В.Пейве, С.Н.Иванова, А.С.Перфильева и В.М.Нечеу­хина, также использует второй способ моделирования, осуществляет его с учетом также одного элемента геотектонического парагенеза (паргенез – это совокупность геологических тел и структур, возникших в одной геотектонической обстановке), но уже ве­щественного. Районирование на этой карте осуществлено по времени за­вершения формирования коры континентального типа. Выделены области с корой континентального типа, сформировавшейся в докембрии и в верхнем палеозое. В пределах этих областей районирование осуществляется по ти­пам геодинамических обстановок с учетом типа коры, на которой происхо­дит формирование докембрийской и верхнепалеозойской континентальных кор. Формирование докембрийской континентальной коры происходило на дорифейской и вендской коре континентального типа в обстановке дивер­гентных границ континента (пассивных окраин), как это можно понять из легенды к карте (шельфовый комплекс, комплекс континентального склона и комплекс континентального подножия). Формирование верхнепалеозойской континентальной коры происходит либо на коре переходного типа, либо на коре океанического типа (на карте она названа комплексом меланократо­вого основания) в условиях геодинамической обстановки дивергентных и коллизионных границ литосферных плит, охватывающих весь цикл Уилсона (рифтовая, океаническая, переходная предконтинентальная и континен­тальная стадии). Геодинамические обстановки каждой стадии выделены по комплексу формаций, для них характерных, а сами области - по совокуп­ности этих формационных комплексов. Таким образом, вся суть методики составления этой тектонической карты заключается в районировании на основе учета состава, структуры и целостности иерархии вещественных комплексов, слагающих земную кору Урала, т.е. в использовании именно второго способа моделирования. Остальные элементы геотектонического парагенеза, если учитываются, то спорадически и бессистемно: в некото­рых случаях для формационных комплексов различных геодинамических обс­тановок упоминается их соотношение с линейной складчатостью, относи­тельный возраст разломов указывается только для шарьяжей, не указыва­ется порядок разломов, из складчатых структур показаны лишь купола. Видимо, авторы интуитивно, а не методологически осмысленно подошли к вопросам тектонического районирования.

Последовательного отражения лишь одного элемента геотектонического парагенеза в ходе составления тектонических карт при современном пони­мании предмета геотектоники явно недостаточно. Когда это стало ясно коллективу, работавшему под руководством Н.С.Шатского, он попытался пересмотреть сам подход к районированию, перейдя к тектоническому ра­йонированию по структурно-вещественным признакам. В итоге на тектони­ческой карте стали показывать магматические тела различного петрохими­ческого состава, вулканические пояса и главнейшие стратифицированные формации: джеспилитовую, спилит-кератофировую, известняковую, угленос­ную, флишевую и молассовую. Как важный элемент отражались зоны метаморфизма различных ступеней, области мигматизации и гранитизации. Де­тальнее были показаны деформационные элементы парагенеза: элементы за­легания осевых плоскостей складчатости разных порядков, разломы, раз­деленные по кинематике и элементам залегания. Эта Тектоническая карта СССР масштаба 1:1000000, появившаяся в 1961 г., а затем и Международ­ная тектоническая карта Европы, вышедшая в 1964 г. были составлены под руководством А.А.Богданова уже с использованием третьего способа моде­лирования, в котором учитываются состав, строение и целостность собс­твенно моделируемых тел и их взаимосвязи с сопряженными геологическими телами и структурами.

Первые попытки использования этого способа были предприняты в 1930 году В.П.Ренгартеном, как можно судить по данным, приведенным В.В.Бе­лоусовым, при тектоническом районировании Кавказа (Белоусов, 1962). Однако ему не удалось выдержать принцип однородности описания тектонических структур различных частей Кавказа. С использованием этого способа сос­тавлена в 1972 году под руководством Ю.А.Косыгина Карта тектоники до­кембрия континентов масштаба 1:15000000. В 1983 г. появилась Тектоническая карта Урала масштаба 1:1000000. Главным редактором этой карты является И.Д.Соболев. В ее составлении принимали участие такие видные уральские геологи, как С.В.Автонеев, Б.М.Алешин, Е.М.Ананьева, Г.И.Водорезов, А.М.Захаров, К.К.Золоев, К.П.Плюснин, Л.Л.Подсосова, М.С.Рапопорт, Б.П.Рыжий и др. Эта карта составлена в точном соответствии с требованиями третьего способа моде­лирования. Соблюдается иерархия тектонических структур, дается вещест­венная и структурная характеристика каждого уровня иерархии. Выделены платформы (древняя Восточно-Европейская, молодая Западно-Сибирская) и Уральская геосинклинальная область. В пределах геосинклинальной облас­ти охарактеризованы структурные этажи: раннедокембрийский, байкальский (доуралиды), каледоно-герцинский (уралиды). В пределах этажей оконтурены эвгеосинклинали и миогеосинклинали. Особое место занимает погра­ничная структура - Предуральский краевой прогиб. В разрезе каждой из этих структур выделены структурные ярусы, их, как правило, удается вы­делить четыре, что соответствует четырем стадиям развития геосинкли­нального режима. Кроме того, в пределах платформ и геосинклиналей по­казаны складчатые структуры еще четырех порядков: для платформ: 1) ан­теклизы, синеклизы, поднятия, прогибы, 2) мегасводы, мегавалы, мегав­падины, 3) своды, крупные валы, впадины, 4) более мелкие структуры; для геосинклиналей; 1) поднятия, прогибы, 2) мегасинклинории, меган­тиклинории, 3) антиклинории, горст-антиклинории, синклинории, гра­бен-синклинории, 4) более мелкие структуры, в т.ч. и рифы. Для разрыв­ных нарушений определена их кинематика. Наиболее мелким уровнем иерар­хии вешественных систем является формация. Выделены осадочные, осадоч­но-вулканогенные, вулканогенные, интрузивные формации и ассоциации ме­таморфических пород. Формации объединены в формационные комплексы структурных ярусов, а последние - в формационные комплексы структурных этажей. Карта дает объемное представление о геологическом строении, так как геометризованы с помощью изогипс поверхности фундаментов Русс­кой и Западно-Сибирской плит, а также два структурных яруса Русской плиты. Для Западно-Сибирской плиты с помощью изопахит показана мощ­ность мезо-кайнозойского чехла. К недостаткам карты следует отнести то, что не упорядочены разрывные нарушения, хотя авторы выделяют фак­тически два порядка разломов: глубинные и все остальные. Для глубин­ных разломов дается характеристика состава фиксирующих их интрузивов, что позволяет судить о степени их глубинности.

Кроме тектонической карты геотектоническая модель должна включать тектонограмму (рис.10.25), которая представляет собой графическое и компактное текстовое описание особенностей условий образования тектонических структур в исторической последовательности их возникновения и развития. Стержневым элементом тектонограммы является формационная колонка, в которой показываются геологические формации, осадочные, вулканические и плутонические, в последовательности их образования. Фактически эта колонка представляет собой графическое изображение вертикальных формационных рядов, возникающих при формировании геотектонических структур, исследуемого участка тектоносферы. Слева от колонки указываются геотектонические циклы, в течение которых происходило формирование геотектонических структур на исследуемом участке, геотектонические обстановки образования этих структур, а также относительный возраст этих обстановок. Справа от колонки показываются признаки, характеризующие обстановки. Тектоническая карта дает представление о строении геотектонических структур, их геотектонической позиции и взаимоотношениях с сопряженными во времени и пространстве структурами, а тектонограмма – об истории их возникновения и развития.