Геодинамічна еволюція Дніпровсько-Донецької западини і Донбасу

У мезозої прогинання ДДЗ проходило в спокійних тектонічних умовах без утворення розривних порушень в осадовому чохлі та фундаменті. На межі крейди й палеогену западина зазнала горизонтального стиску. Сила стиску досягла свого максимуму в ДСС. Стиск викликав формування складок, ріст мезозойських солянокупольних підняттів над соляними діапірами з передтріасовим рівнем прориву девонської солі. Частина території ДДЗ, що розташована південніше лінії північних крил Волвенківської та Співаківської структур була тектонічно піднята вздовж підкиду відносно північної частини як мінімум на 1 км. Зона цього підкиду є продовженням у ДДЗ північних насувів Донбасу. Як показали результати узагальнення нових даних та опублікованих матеріалів, немає жодного незаперечного доказу того, що в пермі на Донбасі проходили процеси складчастості під дією сил стиску. Визначено, що головними фазами складчастості в Донбасі були кімерійська (кінець тріасу - початок юри) і альпійська (кінець крейди - початок палеогену), а не пермська, як вважалось раніше. Перша з фаз найбільш чітко фіксується в східній частині ДСС поблизу кряжа Карпінського. Друга фаза найбільш виразно проявилася в західній частині ДСС і на південному сході ДДЗ, і може бути охарактеризована двома полями напруг, що послідовно змінилися одне одним через короткий проміжок часу. Перше з цих полів відповідає режимові стиску з компонентою зсуву з північно-західним напрямком осі s₁. Друга подія характеризувалась зміною напрямку осі s з північно-західного на північний-північно-східний при незмінності кінематичного режиму деформацій. У результаті горизонтального стиску на 10 -12 км, що відповідає коефіцієнту поперечного стиску близько 9%, у Донбасі сформувався великий клиноподібний блок, вичавлений вгору між двома коровими насувами. Основний розлом, по якому здійснювалися рухи блоків кори на інверсійній фазі розвитку Донбасу, являє собою лістричну зону насуву, що пронизує всю кору, включаючи розділ М, і виходить на поверхню в районі північних насувів Донбасу. Другий коровий насув є зворотним відносно першого й зафіксований на півдні Донбасу. Геологічна модель складчастого Донбасу у вигляді вичавленого вверх клиноподібного корового блоку вказує на домінування крихких деформацій в корі під час фази стиску. Звідси висновок, що літосфера була вже відносно холодною на час початку інверсії. Рифтові розломи північної частини ДСС під час стиску не були втягнені в інверсійні рухи, тоді як розломи південної частини зазнали значної інверсії. Осадові товщі в межах клиноподібного блоку, обмеженого двома головними насувами, зазнали інтенсивної складчастості, що супроводжувалася утворенням розривних порушень. Частина девонського комплексу, що залягає під вичавленим блоком, процесами складкоутворення не порушена. Крім двох головних насувів, решта насувів, підкидів, та пов'язаних з ними складок мають безкореневу природу. Практично горизонтальне залягання осадових товщ і фундаменту під головним насувом в осьовій зоні ДСС, де зосереджені головні складки Донбасу у кам'яновугільних відкладах, і майже повна симетрія Головного антиклінала вказують на наявність проміжного пластичного шару, що складений, імовірно, девонською сіллю.

Аналіз й узагальнення матеріалів регіональних і пошукових сейсмічних досліджень з урахуванням результатів числового моделювання дозволили вперше вирішити деякі суперечливі питання соляної тектоніки ДДЗ. За сукупністю отриманих автором даних, як мінімум половина усіх відомих сьогодні соляних структур почала формуватися вже під час девонського рифтогенезу. Ці соляні тіла визначили місця розташування структурних підняттів та штоків, що формувалися під час пострифтової еволюції ДДЗ. Доведено, що вихід солі на передверхньовізейський рівень був у більшості випадків обумовлений активізацією соляної тектоніки наприкінці раннього візе й прямо не пов'язаний із передкам'яновугільним неузгодженням. Фази руху девонської солі на пострифтовому етапі формування ДДЗ ініціювалися головними пострифтовими тектонічними подіями розтягу й стиску земної кори. Інтенсивність прояву всіх фаз тектонічної активності в ДДЗ підсилювалася в південно-східному напрямку. У цьому ж напрямку збільшувалась і кількість соляних структур, що формувались під час всіх цих фаз. Періоди активного галокінезу змінювались періодами спокою, під час яких рух солі в басейні повсюдно припинявся, а соляні підняття та діапіри перекривалися осадовими відкладами, потужність яких могла досягати декількох кілометрів. Рух солі відновлювався лише з настанням наступної фази тектонічної активності. Тривалість фаз галокінезу, особливо якщо девонська сіль уже проткнула своє осадове перекриття й вилилась на поверхню, як правило, перевищувала тривалість фаз тектонічної активності, які ініціювали їх. Різноманітність форм соляних структур ДДЗ відображає взаємодію декількох геологічних процесів, що ініціювали й визначали їх ріст. Гравітаційні сили, що обумовлені щільнісною інверсією на границі солі та її перекриття, речовинний склад материнського сольового комплексу, ерозія, диференціальне навантаження й зниження міцності перекриваючого сіль комплексу вторинними розривними порушеннями (по відношенню до плікативних деформацій) відігравали визначальну роль рушійних механізмів галокінезу після того як рух солі був ініційований тектонічними процесами. Перед першим проривом солі на поверхню на місці майбутнього штоку завжди формувалося підняття. Круто падаючі блоки осадових порід поблизу соляних штоків формувалися як внаслідок простого вигину шарів та ерозії склепіння активного солянокупольного підняття, так і в результаті їх підйому з великих глибин під час діапіризму. Як показують дані моделювання, при будь-якому з цих двох механізмів можна визначити стратиграфічний рівень, якого досягла сіль перед початком наступної фази діапіризму. Цей рівень буде визначатися віком осадових шарів, що безпосередньо контактують зі стінкою соляного штоку. Утворення розривів осадового чохла навколо соляних діапірів було викликано, в основному, процесами пов'язаними з рухом солі. Такий висновок суперечить існуючим поглядам, згідно з якими прорив солі на поверхню крізь потужну товщу осадового чохла відбувався винятково по ослаблених зонах або розривах осадового чохла, утворених до прориву солі тектонічними силами. Дуже високі швидкості осадконакопичення, особливо в карбоні, були достатніми для того, щоб захоронити діапіри, які проткнули перед цим своє осадове перекриття, й навантажити соляні тіла так, що сукупної дії гравітаційних сил, ерозії й диференціального навантаження було б недостатньо для подолання сил опору нагромаджених товщ. Рух солі, таким чином, “заморожувався” до наступної тектонічної події. Деякі діапіри та соляні підняття були здатними до росту протягом усього мезозою внаслідок більш повільної, ніж у пізньому палеозої, швидкості осадконакопичення. Відсутність у цьому випадку достатнього навантаження на соляне тіло дозволяло йому продовжувати ріст. На бортах ДДЗ та у тих зонах Дніпровського грабена, де в розрізі відсутня девонська сіль, деформації осадового чохла під час фаз активізації тектонічних рухів носять переважно розривний характер. Характер деформацій гірських порід кардинально змінюється у випадку присутності в розрізі потужних товщ девонської солі. Виявлена закономірність: чим більша потужність чистої солі в девонському комплексі, тим виразніше надсольовий чохол демонструє плікативний характер деформацій незалежно від складу та ступеню діагенезу порід, що його складають. Таким чином, незалежно від геодинамічних умов (розтягу чи стиску) присутність солі в осадовому комплексі може кардинально змінити домінуючий тип деформацій порід, що перекривають соляні тіла. Соляні діапіри могли рости тривалий час, особливо в пізньому палеозої, одночасно з процесами осадконакопичення. Особливості формування соляних штоків дозволяють розглядати всю осьову зону південно-східної частини ДДЗ під час фаз активізації соляної тектоніки як велику вторинну крайову синкліналь по відношенню до ланцюжка розташованих у її межах соляних діапірів. Сіль при цьому не перерозподілялася у середині рифтового девонського комплексу, а незворотньо витискалася з нього. Таким чином, загальна потужність девонського комплексу зменшувалася, тоді як потужність відкладів, що накопичувалися одночасно з ростом діапіру, могла істотно збільшуватися додатково до потужності осадків, що нагромаджувались у зв'язку з регіональним зануренням басейну. Нижньопермські пластичні соляні верстви й карнизи захоронених діапірів, складених девонською сіллю, запобігали протиканню сіллю свого перекриття в мезозої, особливо під час пізньокрейдової фази регіонального стиску й галокінезу. Пластичний пермо-девонський соляний пласт служив буфером і під час регіонального стиску наприкінці крейдового періоду амортизуючи напруження, зумовлені поворотами блоків палеозойських порід під цим соляним шаром. Уточнені та вперше виявлені особливості формування солянокупольних структур у ДДЗ дозволяють прогнозувати значну кількість об'єктів, перспективних для пошуку вуглеводнів, у тому числі крутопадаючих блоків осадових порід у приштокових зонах, фрагментів верхньопалеозойських антикліналей під карнизами штоків із передтріасовим, передверхнєсерпухівським і передпізньовізейським рівнем залягання солі, позитивних структурних форм під ніжками соляних штоків, перетиснених наприкінці мезозою. Як показали результати досліджень, незважаючи на загальні закономірності формування (включаючи циклічність), кожна структура, яка утворена рухом солі, має свої індивідуальні риси, визначені історією її росту, а отже і будови. Це обумовлено тією обставиною, що реакція геологічного середовища на дію однакових тектонічних і нетектонічних сил у різних точках басейну залежить від багатьох чинників. Тому важливим елементом геологорозвідувальних робіт на будь-якій стадії повинно бути якомога ретельніше і повніше вивчення історії формування кожного досліджуваного об'єкта з урахуванням встановлених регіональних закономірностей соляної тектоніки.

Для визначення значень коефіцієнтів розтягу (стиску) літосфери ДДЗ у просторі і часі за допомогою прямого одномірного моделювання кривих тектонічного занурення, розрахованих за допомогою бекстріппінгу стратиграфічних розрізів 66 (псевдо) свердловин, досліджено чотири моделі з послідовним збільшенням числа рифтових фаз у девоні та карбоні. Криві тектонічного занурення для північно-західної частини басейну можуть бути задовільно змодельовані при наявності тільки однієї пізньодевонської рифтової фази в припущенні постійного розтягу літосфери і наявності в регіоні регресії моря в пізньому девоні та трансгресії моря в карбоні. Ці криві можуть бути змодельовані також у припущенні двошарового розтягу літосфери (при цьому розтяг підкорової літосфери істотно більший, ніж потоншення кори) без змін відносного рівня моря. Тектонічне занурення південно-східної частини рифта не пояснюється моделлю зі сталим розтягом літосфери або її змінним з глибиною розтягом під час пізньодевонського рифтогенезу. Для пояснення пострифтової еволюції південно-східної частини рифтової зони необхідним є припущення про поновлення розтягу літосфери в ранньому карбоні. Моделі, які припускали наявність додаткової фази розтягу наприкінці раннього візе, демонструють краще наближення до спостережених кривих тектонічного занурення по всій території басейну. Однак, для осьової зони південно-східної частини басейну ці моделі передбачають екстремальне потоншення підкорової літосфери під час кам'яновугільного періоду (в 5-7 разів).

Пряме й обернене двовимірне моделювання північно-західної частини ДДЗ із використанням моделі “вигнутої балки” (“flexural cantilever”) показало, що розтяг літосфери під час рифтогенезу на північному заході ДДЗ склав 15 км при максимальному коефіцієнті розтягу 1,3. Підйом розділу М під грабеном на синрифтовій стадії досягав 6-7 км. До теперішнього часу цей підйом в результаті пострифтового (термічного) занурення зменшився до 3-4 км. Амплітуда локального підйому лежачих крил крайових розломів фундаменту під час рифтогенезу досягала 3 км. Таке значення амплітуди узгоджується з даними про будову сучасних рифтів. Девонський рифтогенез у цій частині ДДЗ супроводжувався регіональним підйомом поверхні на 300 м, а під час пострифтового термічного прогинання відбулося додаткове регіональне занурення всієї території басейну на таку ж величину (300 м). Існування такого нетривалого склепеневого підняття, найімовірніше, було викликано активністю мантійного діапіра, що супроводжував рифтогенез. Активність діапіру почала згасати наприкінці девону. Схожість результатів одномірного (з однією рифтовою фазою) і двовимірного моделювання для північно-західної частини ДДЗ є одним з аргументів на користь припущення про додатковий вплив на рифтогенез мантійного плюму. Ще одним підтвердженням на користь цього є результати двовимірного моделювання північно-західної частини ДДЗ на основі чисельного рішення термомеханічної задачі динаміки відкритої, сильно неврівноваженої блоково-структурованої літосфери. Згідно із цими результатами тривалий активний прогрів літосфери на рифтовій стадії пояснює додатковий підйом басейну і дещо вповільнене осадконакопичення в пізньодевонський та турнейсько-ранньовізейський час, а також інтенсивне занурення в пізньовізейський час. Ці явища в моделі “вигнутої балки” відповідають можливим змінам рівня моря в регіоні. Результати двовимірного моделювання підтвердили також правомірність розрахунків одномірного моделювання із двома шарами розтягу. У цьому випадку граничне потоншення підкорової літосфери в 5-7 разів може свідчити про підйом мантійного діапіру.

За даними моделювання аномально велика потужність кам'яновугільного пострифтового комплексу в південно-східній частині ДДЗ, а значить і в Донбасі, не знаходить пояснення з позицій сучасних теорій рифтових басейнів. Причиною аномально високої швидкості занурення цієї території в карбоні могли бути фази розтягу, які проявилися у візейський та серпухівський віки раннього карбону. Врахування впливу цих фаз на створення додаткового для осадконакопичення простору дозволило достовірніше змоделювати одномірні криві тектонічного занурення по всій території западини й, особливо, у її південно-східній частині. Ще однією причиною аномальності кам'яновугільної седиментації могло бути остигання мантійного діапіру, який у пізньому девоні прорвав нижню частину кори. Остигання цього діапіру викликало більш інтенсивне занурення ДДЗ у порівнянні з тим, яке притаманне басейнам після завершення рифтогенного етапу. Таким чином, як для північно-західної частини, так і для її південно-східної частини ДДЗ результати одномірного та двовимірного моделювання підтверджують гіпотезу мантійного діапіризму.

Особливості соляної тектоніки ДДЗ, як відомі раніше, так і встановлені автором дисертаційної роботи, спонукали до вивчення впливу відтоку девонської солі з материнського шару під час фаз соляного діапіризму на створення додаткового занурення басейну в карбоні. Результати одномірного моделювання в одній точці показали, що цей вплив може бути досить істотним. Наступне двовимірне моделювання південно-східної частини ДДЗ із урахуванням витискання девонської солі на поверхню в карбоні та ранній пермі дозволило значно точніше змоделювати двовимірні розрізи осадового чохла, точніше розрахувати коефіцієнти розтягу літосфери під час рифтогенезу. В результаті встановлено, що аномально велика потужність кам'яновугільних відкладів у південно-східній частині ДДЗ може бути пояснена дією чотирьох накладених один на одного процесів: пострифтового термічного занурення земної кори, витискання девонської солі на поверхню під час фаз соляного діапіризму, регіонального занурення в карбоні всієї ВЕП і впливом мантійного діапіру. Потужність рифтового девонського комплексу в осьовій зоні південно-східної частини ДДЗ до кінця рифтової стадії могла досягати 7.5 км, що на 3-3.5 км більше сучасної. Зменшення потужності комплексу в осьовій зоні південного сходу ДДЗ відбулося в результаті витискання солі на поверхню під час пострифтових фаз соляного діапіризму. Цей процес створив додатковий простір для осадконакопичення, у результаті чого в цій зоні було додатково сформовано близько 1.5-1.75 км нижньокам'яновугільних і практично вся потужність нижньнопермських відкладів. За даними двовимірного моделювання розтяг літосфери під час пізньодевонського рифтогенезу склав близько 65 км при максимальному коефіцієнті розтягу 2.4, що майже у два рази більше, ніж у північно-західній частині ДДЗ. Амплітуда підйому розділу М на рифтовій стадії склала близько 15 км. До теперішнього часу внаслідок термічного занурення земної кори розділ М у межах осьової зони південного сходу ДДЗ піднятий відносно бортів девонського палеорифту на 4-6 км, що добре узгоджується з даними ГСЗ. Амплітуда локального підйому лежачих крил крайових розломів фундаменту на рифтовій стадії могла становити 800 м і більше. Розрахунки показали, що в Донбасі рифтові процеси привели до підняття розділу М на 25 км. Це на 10 км більше, ніж на південному сході ДДЗ. При цьому товщина консолідованої кори в осьовій зоні басейну становить усього 15 км. Така потужність кори може свідчити про існування під Донбасом кори субокеанічного типу й значний вплив на формування цього басейну мантійного діапіризму. Результати моделювання вказують на те, що під час рифтової стадії аномалія теплового потоку, викликана потоншенням земної кори, у південно-східній частині ДДЗ в 5 разів перевищувала таку в північно-західній частині. Високі значення аномалії теплового потоку на південному сході басейну збереглися аж до кінця карбону. При цьому аномалія наприкінці карбону перевищувала таку ж у північно-західній частині ДДЗ на час девонського рифтогенезу. Значний прогрів осадового чохла на південному сході ДДЗ та в Донбасі за рахунок глибинного тепла вніс, можливо, додатковий внесок у підвищений ступінь катагенезу кам'яновугільних порід на цій території.

Найбільш достовірні моделі еволюції басейну вимагають для ранньопермської тектонічної події значень коефіцієнтів корового й підкорового розтягу літосфери південного сходу ДДЗ менших 1.0. Однак, коефіцієнти розтягу нижчі цього значення не знаходять пояснення з припущенням, що в ранній пермі в результаті інверсії, викликаної стиском збільшилась товщина літосфери та кори, тому що у відповідності із геолого-геофізичними даними такі сили в цей час на ДДЗ не впливали. У північно-західній частині ДДЗ коефіцієнти розтягу дещо більші 1,0, що підтверджує факт розтягу земної кори. Швидше за все, високоамплітудний підйом був викликаний тектонічними процесами, що відбувалися на півдні СЄП. Ці процеси призвели, імовірно, до збільшення потужності земної кори в Донбасі та на півдні ДДЗ в результаті її магматичного нарощування знизу (“андерплейтингу”).

Один з основних висновків за результатами моделювання полягає в тому, що певна частка вертикальної складової рухів земної кори ДДЗ під час рифтової і початкової пострифтової стадій внесена динамічним (не термічним) впливом мантійного (астеносферного) діапіризму .

У розділі представлені результати досліджень автора по найбільш дискусійних питаннях геодинаміки ДДЗ і Донбасу, у тому числі і тих, що стосуються причин і механізмів пізньодевонського рифтогенезу, ранньопермських деформацій та високоамплітудного підйому в пермі. В процесі досліджень автором створена модель тектонічної еволюції СП і південного краю СЄП, починаючи з пізньодокембрійського часу, а також запропонований механізм формування девонських рифтових басейнів СЄП.

Середньо (?)- пізньодевонський й ранньокам'яновугільний (особливо пізньовізейський) час характеризувався інтенсивним рифтогенезом СЄП та її окраїн. Фактичний матеріал свідчить про деяку діахронність процесів рифтогенезу як в межах окремих рифтових систем, так і між цими системами. Ранньокам'яновугільна (особливо пізньовізейська) активність розтягу може розглядатися як фаза тектонічної реактивації після періоду тектонічного спокою. Ця фаза розтягу суттєво вплинула на формування дуже глибоких басейнів СЄП з осадовою товщею більш ніж 20 км. Особливо активно вона проявилася в ДДЗ, Донбасі й, цілком ймовірно, у Прикаспійському басейні (ПКБ). Як показує аналіз існуючих матеріалів, тектонічний режим розтягу або розтягу зі зсувом (транстенсія) домінував у південній частині СЄП до кінця тріасу. Стиск платформи відбувся тільки наприкінці тріасу, що привело до першої фази складчастості в Донбасі і було, вочевидь, наслідком часткового (?) закриття океану Палеотетис.

Згідно з геодинамічною реконструкцією південної частини СЄП, виконаною за активної участі автора, пізньодевонсько-ранньокам'яновугільний рифтогенез проявився не тільки у внутрішніх частинах СЄП, але й у межах СП (Крим, область Великого Кавказу, Північна Добруджа). Як показано в дисертації, СП з раннього палеозою вже являла собою пасивну окраїну СЄП, приєднавшись до останньої у пізньому протерозої - самому початку палеозою. У Рівнинному Криму, наприклад, слабометаморфізовані девонсько-нижньокам'яновугільні глибоководні глини й вулканічні породи часто інтерпретують як останці вулканічної дуги й відносять до аккреційного комплексу, що зазнав орогенезу у візейський час. Однак, свідчення високого ступеню пізньопалеозойського метаморфізму та деформацій, які повинні були б спостерігатися в аккреційних або орогенних комплексах у Криму, відсутні. Наявні дані про верхньопалеозойські породи скоріш свідчать про глибоководне осадконакопичення й вулканізм, що добре узгоджується з обстановкою рифтогенезу

У пізньому девоні більша частина Лавразії була оточена зонами субдукцій. Субдукцію в цих зонах часто розглядають як причину формування рифтів СЄП у результаті “задугового розтягу”. За даними багатьох дослідників пізньодевонський рифтогенез у ДДА був викликаний його “задуговим” положенням по відношенню до активного конвергентно-субдукційного поясу, що з пізнього палеозою до неогену простягався від Уралу до Добруджі. У подібному контексті вважається, що ДДЗ і Донбас утворилися в результаті “пасивного” рифтогенезу. Проти такого тлумачення ініціюючого механізму рифтогенезу для ДДА та інших девонських рифтів СЄП є декілька аргументів. По-перше, утворення рифтів супроводжувалося вулканічною активністю на території практично всієї СЄП, однак орієнтація ДДА сильно відрізняється від орієнтації інших рифтових зон. По-друге, конвергентні зони оточували також і Лаврентію (Канадський кратон), що разом з СЄП становили частину Лавразії. Але в межах і на окраїнах цього кратону пізньопалеозойський розтяг практично не проявився. По-третє, недавні дослідження показали, що в девоні субдукція відбувалася під Магнітогорською внутрішньоокеанічною вулканічною дугою сучасного Уралу, тобто на великій відстані від СЄП. По-четверте, є істотне заперечення тому, що південна окраїна СЄП у девоні була “висячим” крилом зони активної субдукції. Таке уявлення часто використовується при побудові плитних кінематичних моделей. Найближча зона субдукції могла бути розташована в цей час на південь від Закавказзя, однак малоймовірно, щоб процес субдукції в невеликій за розмірами зоні призвів до проявів магматизму на величезній території СЄП. Таким чином, достовірні дані про те, що в пізньому палеозої південна окраїна СЄП-СП включала зону субдукції північного падіння, відсутні. Тож задуговий розтяг під впливом гіпотетичного конвергентно-субдукційного поясу на півдні європейського континенту не може розглядатися як ініціюючий механізм “пасивного” рифтогенезу, а особливості розподілу рифтових басейнів СЄП-СП і тектонічна обстановка, у якій розвивалися рифтові системи, повинні пояснюватись в зовсім іншому контексті.

Особливості магматизму, що супроводжував синрифтову стадію формування осадових басейнів СЄП, будова басейнів, характер (кінематика) рифтогенезу вказують на “активний” рифтогенез. Таким чином, нові геолого-геофізичні дані, результати чисельного моделювання та інтерпретації фактичного матеріалу по СЄП переконливо підтверджують більш ранні уявлення А.В. Чекунова, В.Б. Соллогуба, В.К. Гавриша та інших дослідників про визначальну роль мантійного (астеносферного) діапіризму у формуванні ДДА. Обидва геодинамічних сценарії (мантійного плюму й мантійних потоків у тилу активної субдукційної системи) припускають існування термічних збурень у мантії під літосферою. В цьому вони є подібними, але сценарій мантійного плюму припускає наявність відособленого термального джерела на більш глибокому рівні. У дисертації наводяться аргументи проти загальноприйнятої моделі відособленого плюму, тому що ця модель припускає наявність лише однієї цілком визначеної “гарячої точки”. Результати узагальнення нових і опублікованих даних демонструють, що в середині пізнього девону магматизм й одночасний з ним підйом фундаменту були поширені на СЄП. Якщо ці події були викликані термічними процесами під літосферою, то можна зробити висновок, що існував не один ізольований плюм, а сукупність (кластер) термічних неоднорідностей, що впливали на підошву літосфери СЄП у віддалених областях і викликали “активний” рифтогенез на значних просторах в межах платформи. Згідно з останніми опублікованими палеогеодинамічними реконструкціями, перед пізнім девоном пройшов певний час після каледонського зрощування Лаврентії, Балтії й Авалонії. При цьому східна частина (Прото-Урал), а також як мінімум окремі відрізки південної окраїни (Великий Кавказ, Мізія - Північна Добруджа (?)) колишнього сегменту Балтії в сформованому континенті Лавразія були компресійними границями плити. Термічний стан підстелюючої астеносфери у подібному сценарії, швидше за все, постійно змінювався. Імовірне накладання мантійного плюму або плюмоподібного термічного збурювання із глибоких горизонтів у мантії повинно було сприяти подальшій дестабілізації такої нестійкої системи, що й привело до інтенсивного магматизму й рифтогенезу на СЄП.

У дисертації наводиться ряд фактів і аргументів, які вказують на те, що ДДА розкривався в океанічний басейн поблизу південної частини ПКБ. При цьому ДДА і ПКБ можуть становити два плеча потрійного зчленування рифтів. Це потрійне зчленування було, імовірно, місцем континентального розпаду в пізньому девоні. Третє (південне) плече трасується уздовж лінії раптової зміни будови земної кори Скіфської плити через Ставропільське підняття в Передкавказзя. Ключовою проблемою цієї моделі є взаємозв'язок ПКБ і ДДА. Для рішення цієї проблеми необхідні достовірні дані про тектонічне походження й вік найдавніших відкладів у ПКБ. У розділі надається критичний аналіз того, що власне є відомим про формування ПКБ. При цьому фактичний матеріал оцінюється з позицій літосферних процесів, які могли бути (або могли не бути) пов'язані з пізньодевонським рифтогенезом у межах СЄП. Проведений аналіз дозволяє зробити висновок, що остаточної ясності в питанні про вік найдревніших глибокозанурених відкладів, на відміну від ДДА, у ПКБ ще немає. Однак, за наявними матеріалами найбільш імовірно, що нижньопалеозойські відклади в басейні відсутні, а утворення ПКБ, також як і ДДА, обумовлено пізньодевонським рифтогенезом. Таким чином, нові дані та їх інтерпретація свідчать на користь гіпотези, розробленої Л.П. Зоненшайном та ін. (1990), тому малоймовірно, щоб ДДА являв собою частину дуже протяжної внутрішньоконтинентальної рифтової системи, що перетинає Каспійське море й далі простягається в західну Азію.

Одним з основних положень, що випливає із запропонованої моделі, є те, що СП до пізнього девону повинна була вже становити частину СЄП. На жаль, обсяг даних про будову, структуру й історію розвитку СП досить обмежений. Проте, як показує аналіз наявних матеріалів, які-небудь однозначні факти на користь того, що фундамент СП являє собою пізньопалеозойський аккреційний орогенний пояс між СЄП та альпійсько-кімерійським складчастим поясом на південній границі СП, відсутні. Більше того, наявні дані вказують скоріше на те, що земна кора СП, або, щонайменше, більша її частина, приєдналася до СЄП у пізньому протерозої - самому початку палеозоя. Це відбулося більш менш одночасно з тіманідським і байкальським орогенезами на сході і півночі СЄП. Таке уявлення про СП, як пасивну окраїну СЄП, обговорювалося в багатьох раніше опублікованих роботах.

Пов'язані із субдукцією процеси на південній окраїні СЄП-СП тільки локально проявлялися на протязі карбону. Наприкінці карбону - початку пермі домінуючою стає субдукція зі зсувом і формування басейнів (у тому числі ДДА) в умовах зсуву-розсуву (транстенсивних) напруг. Таким чином, регіональний тектонічний режим на цій окраїні в цей час подібний такому в центральній і західній (варісційській) Європі, де цей режим іноді розглядається як свідчення гравітаційного руйнування варісційського орогену. Так як описаний тектонічний режим впливав на територію, що значно перевищувала область варісційського орогенного поясу, у тому числі й на внутрішні частини СЄП, тому робиться висновок, що його причиною в масштабах плити були якісь інші процеси. Аналіз матеріалів свідчить, що наприкінці карбону південна окраїна СЄП-СП перетворилася в переважно зсувну границю плити завдяки косо орієнтованій субдукції океанічної кори Палеотетису під СЄП-СП. Регіональний багатокілометровий підйом всієї південної частини СЄП-СП у пермі, включаючи ДДА, міг бути обумовлений зміною типу границі плити, а саме збільшенням крутизни плити й, в остаточному підсумку, відривом субдукуючої плити (слеба). Цей же процес міг бути відповідальним за розігрів літосфери й ареально проявлений магматизм.

Варто визнати, що хоча геодинамічна модель, розроблена автором, узгоджується з існуючими геолого-геофізичними даними, вона не вирішує всіх існуючих проблемних питань еволюції півдня європейського континенту, у тому числі й ДДА. Ця модель може розглядатися як основа для подальшої дискусії та проведення додаткових досліджень. Автору уявляється, що події стиску в ДДЗ і Донбасі наприкінці тріасу і на рубежі мезозою та кайнозою задовільно пояснюються існуючими моделями геодинаміки СЄП та її облямування. У деяких з цих моделей враховані результати, отримані автором дисертаційної роботи при вивченні тектонічної еволюції ДДЗ і Донбасу.

ВИСНОВКИ

У дисертації подається нове рішення наукового завдання, що полягає в створенні моделі глибинної будови й реконструкції геодинамічної еволюції Дніпровсько-ДонецькоЇ западини та Донбасу, їх окремих структурно-тектонічних зон і локальних структур. Найбільш значимі результати роботи наведені у висновках наприкінці кожного розділу. На їх основі сформульовані результуючі висновки, викладені нижче.

1. На глибинах, де за існуючими уявленнями мав би знаходитись пізньопротерозойський (рифейський) грабен, у ДДЗ і Донбасі залягають кам'яновугільні й девонські відклади, тоді як древні осадові утворення відсутні. Тому моделі еволюції регіону, що ґрунтуються на припущенні про тісний зв'язок пізньопротерозойських і пізньопалеозойських геодинамічних процесів, є помилковими. У той же час, нові дані доводять довгий час спірне положення про те, що ДДЗ і Донбас протягом пізнього палеозою являли собою єдину геологічну структуру, що формувалася під впливом однакових геодинамічних процесів.

2. Рифтові процеси в регіоні охоплювали значно більшу територію, ніж вважалось раніше. У пізньому девоні кристалічна основа була роздроблена скидами на невеликі блоки розміром від 2 до 5 км. Великі блоки фундаменту, що складаються з дрібних, утворюють грабени і однобічні грабени (напівграбени), у яких потужність синрифтових відкладів досягає 5 км у ДДЗ та 8 км у Донбасі. Зменшення потужності комплексу на 3 - 3,5 км в осьовій зоні південного сходу ДДЗ відбулося в результаті витискання солі на поверхню під час пострифтових фаз соляного діапіризму. Розтяг літосфери під час рифтогенезу на північному заході ДДЗ склав 15 км при максимальному коефіцієнті розтягу 1.3 і підйомі розділу М на 6-7 км. На південному сході ДДЗ ці значення склали відповідно 65 км, 2.4 й 15 км. Підйом розділу М у Донбасі склав 25 км, а товщина консолідованої кори в осьовій зоні становить усього 15 км, що вказує на кору субокеанічного типу.

3. Після ранньовізейсько-турнейської фази вповільненого пострифтового прогинання відбулося стрімке збільшення швидкості тектонічного занурення. Ця швидкість у пізньому візе на південному сході ДДЗ та в Донбасі була сумірною з такою у пізньому девоні. На крайньому південному сході ДДЗ потужність кам'яновугільно-пермських відкладів досягає 13.5 км, а глибина залягання їх підошви становить 15 км. Сучасна потужність кам'яновугільної товщі в Донбасі досягає 15 км; перед пермським розмивом вона могла становити 18 км, а потужність усього верхньопалеозойського комплексу порід - 24 -25 км. Визначальний вплив на формування структурного плану регіону мали три фази пострифтового розтягу земної кори (на початку пізнього візе, у середині серпухівського віку й на рубежі карбону й пермі) і одна фаза стиску (на межі мезозою й кайнозою). У Донбасі проявилася також фаза стиску на рубежі тріасу і юри. Інтенсивність прояву всіх тектонічних подій досягала максимуму на території Донбасу. Нагромадження аномально великої потужності кам'яновугільних відкладів на південному сході ДДЗ пояснюється одночасною дією чотирьох процесів: пострифтового термічного занурення земної кори, відтоку девонської солі з материнського шару під час фаз соляного діапіризму, регіонального занурення в карбоні всієї СЄП й остигання мантійного (астеносферного) діапіру, що прорвав нижню частину земної кори під час рифтогенезу. Крім того, причинами аномально високої швидкості пострифтового занурення в карбоні цієї частини ДДЗ і Донбасу стали фази розтягу у візейський та серпухівський віки. Витискання солі з девонського комплексу під час фаз соляного діапіризму створювало додатковий простір для осадконакопичення, у результаті чого в приосьовій зоні ДДЗ сформовано до 1.75 км потужності нижньокам'яновугільних порід.

4. Високоамплітудний ранньопермський підйом Донбасу й частини ДДЗ не пов'язаний зі стиском земної кори та супроводжуючими його процесами складчастості. Відповідно до запропонованої геодинамічної моделі, цей підйом був викликаний тектонічними процесами, що відбувалися на півдні СЄП. Ці процеси призвели, імовірно, до потовщення земної кори Донбасу та півдня ДДЗ в результаті її магматичного нарощування знизу. Підйом призвів до утворення видовженого склепіння, яке простягалося із заходу на схід і мало максимальну амплітуду до 10 км у районі Приазовського масиву і Ростовського виступу.

5. Головними фазами горизонтального стиску, що викликали формування складчастого Донбасу, були кімерійська (кінець тріасу - початок юри) і альпійська (кінець крейди - початок палеогену), а не пермська, як вважалося раніше. У результаті горизонтального стиску на 10 - 12 км (коефіцієнт стиску 1.09) у Донбасі сформувався великий клиноподібний блок, вичавлений вверх між двома великими коровими насувами. Основний розлом, по якому здійснювалися рухи блоків кори, являє собою лістричну зону насуву північно-західної вергентності, що пронизує всю кору, включаючи розділ М, і виходить на поверхню в районі північних насувів Донбасу. Другий головний у масштабах кори насув є зворотним відносно першого й зафіксований на півдні Донбасу. Осадові відклади в межах клиноподібного блоку зазнали інтенсивної складчастості та розривних деформацій. Зона північних насувів Донбасу знаходить своє продовження в осьовій зоні південного сходу ДДЗ, де амплітуда підкиду, що утворився на рубежі крейди й кайнозою, становить 1 км.

6. Фази галокінезу на пострифтовому етапі формування ДДЗ ініціювалися трьома головними тектонічними подіями розтягу земної кори в карбоні і пермі та однією подією стиску наприкінці мезозою. Періоди активного галокінезу змінювалися періодами спокою. Рух солі відновлювався лише з настанням наступної фази тектонічної активності. Тривалість фаз галокінезу, як правило, перевищувала тривалість фаз тектонічної активності, які ініціювали рухи солі. Гравітаційні сили, обумовлені щільнісною інверсією на границі солі та її перекриття, ерозія, диференціальне навантаження й зниження міцності перекриваючого сіль комплексу вторинними розривами, відігравали важливу роль рушійних сил галокінезу, після того як рух солі був ініційований тектонічними процесами. Перед першим проривом солі на поверхню на місці майбутнього штока завжди формувалося підняття. Нахил блоків осадових порід поблизу соляних штоків зумовлений як вигинанням шарів та ерозією склепіння солянокупольного підняття, так і підйомом солі з великих глибин під час діапіризму. Високі швидкості осадконакопичення, особливо в карбоні, були достатніми для того, щоб захоронити діапіри, що проткнули перед цим перекриття, й навантажити соляні тіла так, що рух солі припинявся до наступної тектонічної події. Деякі діапіри й соляні підняття були здатні рости протягом усього мезозою за рахунок меншої швидкості осадконакопичення, ніж у пізньому палеозої.

7. Середньо (?)- пізньодевонський та ранньокам'яновугільний (особливо пізньовізейський) час характеризувався інтенсивним рифтогенезом на СЄП й її окраїнах. Стиск платформи відбувся тільки наприкінці тріасу, що призвело до першої фази складчастості в Донбасі і стало, імовірно, наслідком часткового (?) закриття океану Палеотетис. Пізньодевонсько-ранньокамя'новугільний рифтогенез проявився не тільки у внутрішніх частинах СЄП, але й у межах Скіфської плити, яка, відповідно до запропонованої моделі, була причленована до СЄП у пізньому протерозої - самому початку палеозою, а з раннього палеозою вже являла собою пасивну окраїну платформи. Тому задуговий розтяг під впливом гіпотетичного конвергентно-субдукційного поясу на півдні європейського континенту не може розглядатися як ініціюючий механізм “пасивного” рифтогенезу. Нові геолого-геофізичні дані, результати числового моделювання та інтерпретації фактичного матеріалу по СЄП впевнено підтверджують більш ранні уявлення українських учених про визначальну роль у формуванні ДДА мантійного (астеносферного) діапіризму. Широке розповсюдження “активного” рифтогенезу на СЄП і його особливості свідчать про те, що його причиною був не ізольований плюм, а радше сукупність (кластер) термічних нестабільностей у підошві літосфери під віддаленими частинами СЄП.

8. Цілий ряд фактів й аргументів вказує на те, що ДДА розкривався в океанічний басейн поблизу південної частини ПКБ, при цьому ДДА й ПКБ могли становити два плеча потрійного зчленування рифтів. Третє (південне) плече трасуєтсья уздовж лінії раптової зміни будови земної кори Скіфської плити через Ставропільське підняття в Передкавказзя. Таким чином, нові дані і їх інтерпретація свідчать на користь гіпотези, розробленої Л.П. Зоненшайном та ін. (1990). Тому малоймовірно, щоб ДДА являв собою частину видовженої внутрішньоконтинентальної рифтової системи, що перетинає Каспійське море й простягається в західну Азію.

9. Пов'язані із субдукцією процеси на південній окраїні СЄП-СП тільки локально проявлялися протягом карбону. Наприкінці карбону - початку пермі домінуючими стають субдукція зі зсувом і формування басейнів (у тому числі ДДА) в умовах зсуво-розсувних (транстенсивних) напруг. Регіональний підйом всієї південної частини СЄП-СП у пермі, включаючи ДДА, міг бути обумовлений зміною типу границі плити, а саме збільшенням крутизни й, у кінцевому рахунку, відривом субдукуючої плити (слеба). Цей же процес міг зумовити розігрів літосфери й обширний по площі магматизм.

Отримані в дисертаційній роботі результати важливі для перегляду наявних матеріалів та інтерпретації нових даних по СЄП, СП, їх облямування й усього європейського континенту, а також при складанні нового покоління тектонічних карт України і Європи. Розроблена модель формування внутрішньоконтинентальних складчастих споруд на прикладі Донбасу буде корисною при вивченні інших складчастих систем. Характерні риси геодинамічної еволюції ДДЗ та Донбасу доцільно врахувати при уточненні загальної теорії формування рифтових осадових басейнів і процесів, що відбуваються при цьому у внутрішніх оболонках Землі. Нові відомості про особливості соляної тектоніки ДДЗ є важливими для встановлення ініціюючих і рушійних механізмів переміщення солі і деформацій гірських порід, що відбуваються при цьому, в інших осадових басейнах світу. Нові дані про глибинну будову й геодинамічну еволюцію ДДЗ та Донбасу, їх окремих структурно-тектонічних зон і локальних структур (особливо солянокупольних) мають ряд прикладних аспектів і вже використовуються при проведенні геологорозвідувальних робіт, а у подальшому, імовірно, знайдуть ширше застосування.

СПИСОК ОСНОВНИХ ПРАЦЬ, ОПУБЛІКОВАНИХ ЗА ТЕМОЮ ДИСЕРТАЦІЇ

1. Град М., Гринь Д., Гутерх А., Келлер Р., Ланг Р., Лингси С., Лысынчук Д., Лысынчук Е., Омельченко В., Старостенко В., Стовба С., Тибо Г., Толкунов А., Яник Т. DOBRE-99: Структура земной коры Донбасса вдоль профиля Мариуполь-Беловодск // Физика Земли. - 2003. - №6. - С. 33-43.

2. Град М., Гутерх А., Келлер Р., Омельченко В.Д., Старостенко В.И., Стифенсон Р.А., Стовба С.Н., Тибо Г., Толкунов А.П. Работы методом глубинного сейсмического зондирования по профилю DOBRE // Строение и динамика литосферы Восточной Европы. Результаты исследований по программе EUROPROBE. - М.: ГЕОКАРТ: ГЕОС, 2006. - С. 321-327.

3. Кившик Н.К., Стовба С.Н., Турчаненко Н.Т. Некоторые особенности строения Днепровско-Донецкой впадины по данным региональных сейсмостратиграфических исследований // Геол. журн.- 1993. - № 2. - С. 87-98.

4. Куснир Н.И., Стовба С.Н., Стифенсон Р.А. Особенности формирования северо-западной части Днепровско-Донецкой впадины по данным прямого и обратного двухмерного моделирования // Геофиз. журн. - 1997. - том 19, №1. - C. 14-25.

5. Старостенко В.И., Даниленко В.А., Венгрович Д.Б., Кутас Р.И., Стифенсон Р.А., Стовба С.Н. Моделирование эволюции осадочных бассейнов с учетом структуры природной среды и процессов самоорганизации // Физика Земли. - 2001. - № 12. - С. 40-51.

6. Старостенко В.И., Стифенсон Р.А., Егорова Т.П., Стовба С.Н. Глубинное строение и эволюция Припятско-Днепровско-Донецкой впадины и вала Карпинского // Строение и динамика литосферы Восточной Европы. Результаты исследований по программе EUROPROBE. - М.: ГЕОКАРТ: ГЕОС, 2006. - С. 337-342.

7. Стифенсон Р.А., Я.Д. Ван Вейс, Стовба С.Н., Шимановский В.А. Численное одномерное моделирование тектонического погружения ДДВ в рамках концепции растяжения континентальной литосферы по Мак Кензи // Геофиз. журнал. - 1997. - №3. - С. 25-41

8. Стовба С. Н. Днепровско-Донецкая впадина: особенности поздневизейской и серпуховской фаз активизации тектонических движений // Геофиз. журнал. - 1998. - т. 20, № 4. - С. 9-21.

9. Стовба С.Н. Современные представления о процессах соляной тектоники и их сравнение с наблюдениями в Днепровско-Донецкой впадине // Теоретичні та прикладні проблеми нафтогазової геології. - К.: Карбон Лтд, 2000. - Т. 2. - С. 51-62.

10. Стовба С. Про механізми соляного тектогенезу в Дніпровсько-Донецькій западині // Геолог України. - 2005. - №1. - С. 23-29.

11. Стовба С.Н., Майстренко Ю.П. Некоторые особенности формирования Днепровско-Донецкой впадины на рифтовом этапе развития // Теоретичні та прикладні проблеми нафтогазової геології. - К.: Карбон Лтд, 2000. - Т. 2. - С. 70-79.

12. Стовба С.Н., Майстренко Ю.П. Особенности формирования юго-восточной части Днепровско-Донецкой впадины по данным прямого и обратного двухмерного моделирования // Геофиз. журнал. - 2000. - Т. 22, №2. - С. 59-83.

13. Стовба С.Н., Майстренко Ю.П. Позднедевонское растяжение земной коры как одна из причин формирования неоднородностей в кристаллических породах бортовых частей ДДВ // Геофиз. журнал. - 2001. - Т. 23, №6. - С. 67-74.

14. Стовба С.Н., Марухняк А.Н., Колос В.Я. Результаты сейсмических исследований по опорно-параметрическому профилю МОГТ Гупаловка-Гуты и прогноз перспективных объектов с небольшими запасами углеводородов // Проблемы разведки и разработки месторождений с небольшими запасами углеводородов: Сб. науч. тр. - К.:Укргипрониинефть, 1990. - С. 10-15.

15. Стовба С.Н., Старостенко В.И., Ляшкевич З.М., Сэйнтот А. Изучение динамики и геологических процессов Днепровско-Донецкого палеорифта // Строение и динамика литосферы Восточной Европы. Результаты исследований по программе EUROPROBE. - М.: ГЕОКАРТ: ГЕОС, 2006. - С. 307-314.

16. Стовба С. Н., Стифенсон Р.А. Сравнительный анализ строения и истории формирования юго-восточной части Днепровско-Донецкой впадины и Донецкого складчатого сооружения // Геофиз. журнал. - 2000. - Т. 22, №4. - С. 37-61.

17. Стовба С.Н., Толкунов А.П., Майстренко Ю.П., Стифенсон Р.А., Баер У., Гаевский Д., Раббель В., Старостенко В.И., Тибо Г. Глубинные исследования по профилю DOBRE методом ОГТ // Строение и динамика литосферы Восточной Европы. Результаты исследований по программе EUROPROBE. - М.: ГЕОКАРТ: ГЕОС, 2006. - С. 328-332.

18. Стовба С.Н., Толкунов А.П., Стифенсон Р.А., Байер У., Майстренко Ю.П. Глубинное строение Донецкого складчатого сооружения по данным региональных работ МОГТ на профиле ДОБРЕ-2000 // Науковий вісник НГАУ. - 2002. - № 4. - С. 81-84.

19. Стовба С.М., Толкунов А.П., Стифенсон Р. Регіональні дослідження геологічної будови і еволюції Донецької складчастої споруди (міжнародний проект “DOBRE”) // Проблеми нафтогазової промисловості: Зб. Наук. Праць. - 2005. - Вип. 1. - С. 21-34.

20. Стовба С.М., Хрящевська О.І., Попадюк І.В. Напрямки геологорозвідувальних робіт в акваторіях України // Проблеми нафтогазової промисловості: Зб. Наук. Праць. - 2006. - Вип. 4. - С. 41-51.

21. Стовба С.Н., Шимановский В.А. Количественная оценка амплитуды подъема осадочных бассейнов во время инверсий тектонического режима // Теоретичні та прикладні проблеми нафтогазової геології. - К.: Карбон Лтд, 2000. - Т. 2. - С. 63-69.

22. Толкунов А.П., Стовба С.Н., Войцицкий З.Я., Сирченко В.В., Тополюк В.В. Сейсмические исследования МОГТ, проводимые ГГП “Укргеофизика” на акваториях Украины // Мінеральні ресурси України. - 2001. - №4. - С. 15.

23. Тополюк В.В., Побєдаш М.С., Стовба С.М., Самойлюк О.П., Радул Р.К. Особливості будови поверхні підсольових девонських відкладів у Дніпровсько-Донецькій западині за даними сейсмічних досліджень МСГТ // Теоретичні та прикладні проблеми нафтогазової геології. - К.: Карбон Лтд, 2000. - Т. 2. - С. 84-90.

24. Хрящевская О.И., Стовба С.Н., Стифенсон Р.А., Одномерное моделирование истории тектонического погружения Азовского моря и северо-западного шельфа Черного моря в мел-неогеновое время // Геофизический журнал. - 2007. - Т. 29, № 5. - С. 28 - 49.

25. Чебаненко И.И., Дворянин Е.С., Савченко В.И., Лебедь В.П., Гладун В.В., Павленко П.Т., Куль А.И., Клочко В.П., Стовба С.Н., Демьянчук О.В., Куц В.Г. Геологическое обоснование к бурению параметрических и поисковых скважин на Скворцовско-Юльевском полигоне северного борта Днепровско-Донецкой впадины // Проблемы нефтегазоносности кристаллических пород фундамента Днепровско-Донецкой впадины. - К.: Наук. думка, 1991. - С. 40-49.

26. Чебаненко И.И., Пономаренко М.И. , Клочко В.П. , Дворянин Е.С. , Видиборец М.И. , Гладун В.В., Лебедь Н.С., Слышинский Б.И., Чайко Н.Н., Войцицикий З.Я., Демьянчук О.В., Куц В.Г., Стовба С.Н. Научное обоснование дальнейших поисков углеводородов в фундаменте Ахтырского нефтегазопромыслового района Днепровско-Донецкой впадины // Проблемы нефтегазоносности кристаллических пород фундамента Днепровско-Донецкой впадины. - К.: Наук. думка, 1991. - С. 98-113.

27. Alexandre P., Chalot-Prat F., Saintot A., Wijbrans J., Stephenson R., Wilson M., Kitchka A., Stovba S. 40Ar/39Ar Dating of magmatic activity in the Donbas Foldbelt and the Scythian Platform (Eastern European Craton) // Tectonics. - 2004. - Vol. 23(TC5002): doi:10.1029/2003TC001582.

28. DOBREflection-2000 and Dobrefraction'99 Working Groups: Grad M., Gryn D., Guterch A., Janik T., Keller R., Lang R., Lyngsie S.B., Omelchenko V., Starostenko V.I., Stephenson R.A., Stovba S.M., Thybo H., Tolkunov A.P., Bayer U., Gajewski D., Hьbscher C., Maistrenko Yu.P., Rabbel W., Roy-Chowdhury K., Saintot A. DOBRE studies evolution of inverted intra-cratonic rifts in Ukraine // EOS (Transactions, American Geophysical Union). - 2002. - Vol. 83, № 30. - P. 323, 326-327.

29. Grad M., Gryn D., Guterch, A., Janik, T., Keller, Lang, R., Lyngsie, S.B., Omelchenko, V., Starostenko V.I., Stephenson R.A., Stovba S.M., Thybo H., Tolkunov A. “DOBREfraction`99” - velocity model of the crust and upper mantle beneath the Donbas Foldbelt (East Ukraine) // Tectonophysics. - 2003. - Vol. 371. - P. 81-110.

30. Izart A., Nindre Y.L., Stephenson R., Vaslet D., Stovba S. Quantification of the control of sequences by tectonics and eustacy in the Dniepr-Donets Basin and on the Russian Platform during Carboniferous and Permian // Bull. Soc. Geol. Fr. - 2003. - Vol. 174, № 1. - P. 93-100.

31. Izart A., Stephenson R.A., Vai G.B., Vachard D., Nindre Y.L., Vaslet D., Fauvel P.J., Suss P., Kossovaya O., Chen Z., Maslo A., Stovba S. Sequence stratigraphy and correlation of late Carboniferous and Permian in the CIS, Europe, Tethyan area, North Africa, Arabia, China, Gondwanaland and the USA // Palaeogeography, palaeoclimatology, Palaeoecology. - 2003. - Vol. 196. - P. 59-84.

32. Kabyshev B., Krivchenkov B., Stovba S., Ziegler P.A. Hydrocarbon habitat of the Dniepr-Donets Depression // Marine and Petroleum Geology. - 1998. - Vol. 15. - P. 177-190.

33. Kusznir N. I., Stovba S., Stephenson R.A., Poplavsky K.N. The formation of the N.W. Dnieper-Donets Basin: 2D forward and reverse syn-rift and post-rift modelling. // Tectonophysics. - 1996. - Vol. 270. - P. 156- 173.

34. Maystrenko Yu., Stovba S., Stephenson R., Bayer U., Menyoli E., Gajewski D., Huebscher Ch., Rabbel W., Saintot A., Starostenko V., Thybo H., Tolkunov A. Crustal-scale pop-up structure in cratonic lithosphere: DOBRE deep seismic reflection study of the Donbas Foldbelt, Ukraine // Geology. - 2003. - V. 31, No. 8. - P. 733-736.

35. Saintot A., Stephenson R., Brem A., Stovba S., Privalov V. Paleostress field reconstruction and revised tectonic history of the Donbas fold and thrust belt (Ukraine and Russia) // Tectonics. - 2003. - Vol. 22, № 5. - P. 13-39.

36. Saintot A., Stephenson R. A., Stovba S., Brunet M.-F., Yegorova T., Starostenko V. The evolution of the southern margin of Eastern Europe (Eastern European and Scythian platforms) from the latest Precambrian-Early Palaeozoic to the Early Cretaceous // European Lithosphere Dynamics - London: Geological Society, 2006. - Memoirs 32. - P. 481-505.