Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5

Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5

Побудовано уточнювальну об' ємну сейсмічну тектонічну модель Скіфської плити; виявлено структурно-швидкісний елемент - похилу сейсмічну границю по профілю DOBRE-5, уточнено її положення та запропоновано можливі механізми утворення. Виявлена границя відповідає північному краю ранньопермського ак...

Повний опис

Збережено в:
Бібліографічні деталі
Дата:2015
Автор: Фарфуляк, Л.В.
Формат: Стаття
Мова:Russian
Опубліковано: Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2015
Назва видання:Геофизический журнал
Онлайн доступ:http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/103739
Теги: Додати тег
Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5 / Л.В. Фарфуляк // Геофизический журнал. — 2015. — Т. 37, № 1. — С. 64-85. — Бібліогр.: 87 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
id irk-123456789-103739
record_format dspace
spelling irk-123456789-1037392016-06-24T03:02:48Z Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5 Фарфуляк, Л.В. Побудовано уточнювальну об' ємну сейсмічну тектонічну модель Скіфської плити; виявлено структурно-швидкісний елемент - похилу сейсмічну границю по профілю DOBRE-5, уточнено її положення та запропоновано можливі механізми утворення. Виявлена границя відповідає північному краю ранньопермського активного підкидового або насувного фронту південного падіння та формування передового моласового прогину так званого Евксинського орогенно- го поясу або Північнокримській сутурі, що утворилася в результаті закриття Палеотетісу в пізньому палеозої-тріасі та субдукції Східноєвропейської платформи під Cкіфську плиту у південному напрямку та їх колізії. На поверхні докрейдяний фундамент Північнокримської сутури простежується у вигляді Голіцинської та Азовської зон розломів, які зазвичай розглядають як границю між Східноєвропейською платформою і Cкіфською плитою. Похила сейсмічна границя є лістричною поверхнею, яка падає на південний-південний схід, з кутами нахилу в меридіональному перетині α=17°, а в перетинах, перпендикулярних до границі між Східноєвропейською платформою і Скіфською плитою, α - від 22 до 38°. Такий нахил зазначеної границі близький до нахилу Північнокримської сутури, що раніше передбачав В.В. Юдін. Amplifying volumetric seismic tectonic model of the Scythian plate has been plotted; structural- high-speed element - sloping seismic boundary along the DOBRE-5 profile has been revealed. Its location has been defined more precisely and possible mechanisms of formation have been proposed: it corresponds to the northern border of the Early Permian active over-thrust or thrust edge of southern dip and of formation of front-rank molassa sag, the so-called Euxinian orogenic belt or the North Crimean suture formed by the closure of the Paleo-Tethys Ocean in the late Paleozoic-Triassic, subduction of the East-European platform under the Scythian plate southward and their collision. On the surface Pre-Cretaceuos basement of the North Crimean suture can be traced as Golitsyn and Azov fault zones usually considered as the border between East-European platform and Scythian plate. Dipping seismic border is a listric surface that falls to the south-southeast, with angles in the longitudinal intersection, α= 17°, and in sections perpendicular to the East-European platform and Scythian plate, α= 22 to 38°. This inclination of the DSB is close to the dip of the South-Crimean suture zone that was previously assumed by Yudin V.V. 2015 Article Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5 / Л.В. Фарфуляк // Геофизический журнал. — 2015. — Т. 37, № 1. — С. 64-85. — Бібліогр.: 87 назв. — рос. 0203-3100 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/103739 550.341 ru Геофизический журнал Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
institution Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection DSpace DC
language Russian
description Побудовано уточнювальну об' ємну сейсмічну тектонічну модель Скіфської плити; виявлено структурно-швидкісний елемент - похилу сейсмічну границю по профілю DOBRE-5, уточнено її положення та запропоновано можливі механізми утворення. Виявлена границя відповідає північному краю ранньопермського активного підкидового або насувного фронту південного падіння та формування передового моласового прогину так званого Евксинського орогенно- го поясу або Північнокримській сутурі, що утворилася в результаті закриття Палеотетісу в пізньому палеозої-тріасі та субдукції Східноєвропейської платформи під Cкіфську плиту у південному напрямку та їх колізії. На поверхні докрейдяний фундамент Північнокримської сутури простежується у вигляді Голіцинської та Азовської зон розломів, які зазвичай розглядають як границю між Східноєвропейською платформою і Cкіфською плитою. Похила сейсмічна границя є лістричною поверхнею, яка падає на південний-південний схід, з кутами нахилу в меридіональному перетині α=17°, а в перетинах, перпендикулярних до границі між Східноєвропейською платформою і Скіфською плитою, α - від 22 до 38°. Такий нахил зазначеної границі близький до нахилу Північнокримської сутури, що раніше передбачав В.В. Юдін.
format Article
author Фарфуляк, Л.В.
spellingShingle Фарфуляк, Л.В.
Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5
Геофизический журнал
author_facet Фарфуляк, Л.В.
author_sort Фарфуляк, Л.В.
title Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5
title_short Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5
title_full Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5
title_fullStr Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5
title_full_unstemmed Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5
title_sort природа наклонной сейсмической границы в земной коре скифской плиты вдоль профиля dobre-5
publisher Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
publishDate 2015
url http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/103739
citation_txt Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5 / Л.В. Фарфуляк // Геофизический журнал. — 2015. — Т. 37, № 1. — С. 64-85. — Бібліогр.: 87 назв. — рос.
series Геофизический журнал
work_keys_str_mv AT farfulâklv prirodanaklonnojsejsmičeskojgranicyvzemnojkoreskifskojplityvdolʹprofilâdobre5
first_indexed 2025-07-07T14:16:54Z
last_indexed 2025-07-07T14:16:54Z
_version_ 1836998003685064704
fulltext Л. В. ФарФуЛяк 64 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Введение. Cогласно международному про- екту «DOBRE», в последние годы проводятся исследования земной коры методом глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) (wide-angle refraction and reflection (WARR) [Artemieva, 2011] — закритические отражения/преломления) в пределах Украины и сопредельных регионов (в том числе морских акваторий). Работы на- прав лены на изучение строения основных гео- тектонических элементов территорий, уточ не- ние пространственного положения и ха рак тера глубинных сейсмических границ, а также особенностей геодинамического разви тия [DOBREfraction 99 Working Group, 2003; Sta ros- tenko et al., 2006—2008, 2012, 2013, 2015; Sta- rostenko, Stephenson, 2007; Tolkunov et al., 2011]. В настоящей статье в продолжение уже опубликованной геолого-тектонической ин- терпретации сейсмической модели по профи- лю DOBRE-5 [Starostenko et al., 2015] автором дополнена тектоническая схема (рис. 1) запад- ной части Скифской плиты (СП), уточнена ее геолого-тектоническая модель и выявлена на- клонная сейсмическая граница в земной коре СП. Предлагаемая статья посвящена анализу, уточнению положения и выяснению ее при- роды. УДК 550.341 Природа наклонной сейсмической границы в земной коре Скифской плиты вдоль профиля DOBRE-5 © Л. В. Фарфуляк, 2015 Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина Поступила 21 сентября 2015 г. Представлено членом редколлегии О. Б. Гинтовым Побудовано уточнювальну об’ємну сейсмічну тектонічну модель Скіфської плити; виявлено структурно-швидкісний елемент — похилу сейсмічну границю по профілю DOBRE-5, уточнено її положення та запропоновано можливі механізми утворення. Виявлена границя відповідає північному краю ранньопермського активного підкидового або насувного фронту південного падіння та формування передового моласового прогину так званого Евксинського орогенно- го поясу або Північнокримській сутурі, що утворилася в результаті закриття Палеотетісу в пізньому палеозої—тріасі та субдукції Східноєвропейської платформи під Cкіфську плиту у південному напрямку та їх колізії. На поверхні докрейдяний фундамент Північнокримської сутури простежується у вигляді Голіцинської та Азовської зон розломів, які зазвичай роз- глядають як границю між Східноєвропейською платформою і Cкіфською плитою. Похила сейсмічна границя є лістричною поверхнею, яка падає на південний-південний схід, з кутами нахилу в меридіональному перетині α=17°, а в перетинах, перпендикулярних до границі між Східноєвропейською платформою і Cкіфською плитою, — від 22 до 38°. Такий нахил зазначе- ної границі близький до нахилу Північнокримської сутури, що раніше передбачав В. В. Юдін. Ключові слова: Скіфська плита, швидкісна сейсмічна модель, земна кора, тектоніка, геодинаміка, похила сейсмічна границя. В тектоническом отношении профиль DOBRE-5 проходит вдоль пограничных струк- тур области сочленения Альпийско-Сре ди зем- номорского складчатого пояса с южным кра- ем Восточно-Европейской платформы (ВЕП). Основная тектоническая единица изучае- мого региона — Скифская плита (или Скиф- ская эпиорогенная зона, согласно работам [Тектонічна…, 2007; Гинтов и др., 2014, 2015]), которая в пределах Украины включает в себя Преддобруджинский прогиб, северо-западный шельф Черного моря, Крымский полуостров, ограниченный на юго-востоке Крымскими го- рами, и большую часть Азовского моря (рис. 1). К югу от СП глубоководная часть Черного моря состоит из двух суббассейнов с тонкой высокоскоростной субокеанической корой и глубиной до границы Мохо (М) 20—30 км [Starostenko et al., 2004; Yegorova, Gobarenko, 2010; Yegorova et al., 2013]. Современные представления о северной и южной границах западной части Скифской плиты, ее изученность методом ГСЗ. Скиф- ская плита с гетерогенным байкальско-ким- ме рийским складчатым основанием [Тек то- ника…, 1988; Хаин, 1977; Nikishin et al., 2011] примыкает с юга к древнему Восточно-Ев- ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 65 ро пейскому кратону. Ее фундамент принято считать деформированным на варисском этапе тектогенеза [Муратов и др., 1968; Геология…, 1969; Милановский, 1991; Nikishin et al., 1998, 2001, 2011; Natal’in, Sengör 2005]. Структурное и геодинамическое развитие региона связано с венд-фанерозойской активностью южной окраины кратона и развитием/эволюцией оке- анов Палео-, Мезо- и Неотетис [Тектоника…, 1988; Okay et al., 1994; Nikishin et al., 1998, 2001, 2011; Seghedi, 2001, 2012; Saintot et al., 2006; Юдин, 2008]. Точное положение, природа северной и южной границ СП, основные тектонические единицы, глубинная структура, а также ее возраст обсуждаются до сих пор. На севере сутурной/шовной зоной между древней ВЕП и молодой СП предлагается считать субширот- ную систему грабенов и полуграбенов вдоль Голицынской и Азовской зон разломов [Тек- тоника…, 1988; Khriachtchevskaia et al., 2010; Saintot et al., 2006; Yegorova, Gobarenko, 2010; Старостенко и др., 2005], которая практически полностью совпадает с Северо-Крымской су- турой, по В. В. Юдину [Юдин, 2008] (см. рис. 1). На юго-западе района исследований СП огра- ничена с юга Сфанту-Георгиевским разломом, отделяющим Преддобруджинский прогиб от Северной Добруджи [Seghedi, 2012], восточное продолжение разлома уходит в море. Далее на Рис. 1. Тектоническая схема западной части Скифской плиты, по [Starostenko et al., 2015] с изменениями: 1 — архей- раннепротерозойская Восточно-Европейская платформа (а — Украинский щит (УЩ), б — южный склон ВЕП); 2 — байкало-варисский (герцинский) фундамент Скифской плиты; 3 — палеозойская Мизийская платформа; 4 — альпий- ский складчатый пояс; 5 — наложенные прогибы (а — палеозой-среднемезозойские, б — альпийские); 6 — Скифская плита; 7 — локальные структуры осадочного чехла и фундамента; 8 — Восточно- и Западно-Черноморский бассейны (а — шельф, б — континентальный склон и глубоководная часть); 9 — южная граница Восточно-Европейской платформы; 10 — глубинные и региональные разломы (a — общепринятые, б — предполагаемые); 11 — зона смены структурного плана магнитных аномалий на границе ВЕП [Старостенко и др., 2005]; 12 — пункты взрыва вдоль профиля DOBRE-5 и других профилей; 13 — пункты наблюдения вдоль профиля DOBRE-5 и других профилей; 14 — положение донных станций OBS и OBH вдоль профиля 26 и других профилей; 15 — геотраверсы — предыдущие исследования ГСЗ; 16 — скважины. Сокращения: АВ — Азовский вал, АВп — Альминская впадина, ВЧБ — Восточно-Черноморский бассейн, ГВ — вал Губкина; ЗЧБ — Западно-Черноморский бассейн, ИВ — Истрийская впадина, ИКП — Индоло-Кубанский прогиб, КВ — Каламитский вал, КЗП — Килийско-Змеиное поднятие, КП — Каркинитский прогиб, КС — Краевая ступень, КТП — Керченско-Таманский прогиб, НПВ — Нижнепрутский выступ, НП — Новоселовское поднятие, ПП — Преддобруджинский прогиб, ППр — Предкарпатский прогиб, САП — Северо-Азовский прогиб, СВ — Сулинская впадина, СД — Северная Добруджа, СКП — Северо-Крымский прогиб, СНВ — Симферопольско-Новоцарицынский выступ, СТП — Сарата-Тузлинский прогиб, ЦД — Центральная Добруджа, ЦКП — Центрально-Крымское поднятие, ЮД — Южная Добруджа. Вставка в правом нижнем углу: А — зона раздела «толстой» (>40 км, белое) и «тонкой» (<40 км, серое) коры, по [Grad et al., 2008]; А1 — линеамент А, по [Структура…, 1978; Соллогуб, 1986] . Л. В. ФарФуЛяк 66 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 восток южная граница СП простирается вдоль континентального склона глубоководного бас- сейна Черного моря. Существует и несколько иное представ- ление о продолжении южной границы СП в пределах Черного моря [Гинтов и др., 2014]. Со- гласно этому представлению, южная граница СП совпадает в акватории с границей «толстой» и «тонкой» коры — линеаментом А, по [Струк- тура…, 1978; Соллогуб, 1986] (см. вставку на рис. 1), поскольку, по данным ГСЗ, толщина коры СП не отличается от таковой ВЕП. Эта граница проходит несколько южнее показан- ной на основном рис. 1 и совпадет с Крымско- Кавказской полосой сейсмогенных зон. Значительная часть северной границы СП прослеживается под водами Черного моря в пределах Одесского (северо-западного) шель- фа. Здесь кристаллический фундамент южного склона ВЕП постепенно погружается в южном направлении на глубины нескольких сотен ме- тров — 2÷5 км и больше [Тектоника…, 1988; Соллогуб, 1986; Yegorova, Gobarenko, 2010]. Развитие пермских красноцветных комплек- сов вдоль южной окраины континентального склона, возможно, указывает на существо- вание Предскифского краевого прогиба, ко- торый простирается от Каспийского моря до южного края Преддобруджья более чем на 2000 км при ширине около 50—100 км [Юдин, 2008]. Однако наличие карбон-раннепермских отложений кордильерского орогенеза может также свидетельствовать о пермском передо- вом прогибе молассового комплекса южного края древней платформы [Nikishin et al., 2011]. В пределах СП из серии профилей проекта «DOBRE» были отработаны четыре профиля. Профиль DOBRE’99 пересекает структуры Донбасса [Grad et al., 2003, DOBREfraction’99 Working Group, 2003]; DOBRE-2 [Starostenko et al., 2006—2008, 2012; Starostenko, Stephenson, 2007 и др.] проходит вдоль линии, начинаю- щейся на Приазовском массиве, пересекаю- щей Азовское море, Керченский полуостров и заканчивающейся в Черном море; профиль DOBRE-4 пересекает Преддобруджинский прогиб, Южно-Украинскую моноклиналь и значительную часть Украинского щита (УЩ) [Starostenko et al., 2013]; профиль DOBRE-5 широтно сечет Скифскую плиту [Starostenko et al., 2015]. Западная часть СП исследована румынски- ми и немецкими коллегами, выполнившими на территории Румынии сейсмический экс- перимент методом ГСЗ «VRANCHEA-99» и «VRANCHEA 2001». Первый профиль прохо- дит через очаговую зону Вранча вкрест про- стирания СП [Hauseret et al., 2001], второй — южнее профиля DOBRE-5 в районе Добруджи [Hauseret et al., 2007]. Ранее (1970—1980) в пределах СП были про- ведены сейсмические исследования методом ГСЗ, сопровождавшиеся комплексом других геофизических методов. Геотраверс V прохо- дит в субширотном направлении и пересекает с востока на запад СП, северный склон складча- того сооружения Добруджи, Предкарпатский передовой прогиб, зону сочленения Восточных и Южных Карпат, Трансильванскую впадину [Геология…, 1969; Соллогуб, 1986]. Геотраверс ІІІ, отработанный Институтом геофизики АН УССР в 1962 г., состоит из наземного (в Кры- му — профиль Белогорск—Новоалексеевка) и морского профиля 17 [Краснопевцева и др., 1993]. Геотраверс VІ (участок Николаев — Черноморская впадина) [Соллогуб, 1986] и профиль ГСЗ 25 с новой интерпретацией [Баранова и др., 2008, 2011] пересекают Кар- кинитский прогиб, СП, Горный Крым (геотра- верс VI) и Западно-Черноморскую впадину. Переинтерпретированные профили ГСЗ 28 и 29 [Баранова и др., 2008] пересекают южную часть Приазовского мегаблока УЩ, Азовское море, Керченский полуостров (как и профиль DOBRE-II) и восточную часть Черноморской впадины (профили 28, 29) (см. рис. 1). Достаточно большой объем работ методом ГСЗ, выполненных в пределах СП и смежных регионов, позволяет в комплексе с другими гео- физическими методами выяснить положение южной границы ВЕП на контакте с СП. Однако сложность геолого-тектонического строения зоны сочленения данных структур обусловлена неоднократной перестройкой тектонического плана в процессе эволюции литосферы [Хаин, 1977, 1991; Зоненшайн и др., 1990; Юдин, 2008; Гинтов и др., 2014, 2015]. Это в значительной мере является причиной того, что тектоника и история формирования региона остаются предметом дискуссий, а границы тектониче- ских элементов и разломы картируются по- разному. Существует более десятка вариантов положения современной южной границы ВЕП в полосе субширотного простирания шириной более 150 км. На рис. 2 представлены только некоторые из них. Наибольшие расхождения в положении южной границы ВЕП отмечаются в пределах Преддобруджинского сегмента, что связано, как представляется автору, с относи- тельно малым объемом выполненных здесь ГСЗ ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 67 и геологическими условиями — огромными ам- плитудами надвигов эпиорогенной зоны (СП) на ВЕП, при общей мощности зоны надвигов 60 км и мощности надвиговых пластин до 10 км [Гинтов и др., 2014]. По данным румынских геологов и геофизиков, северная граница СП в Преддобруджье проходит по разлому Вислу или Быстрийскому разлому, южная — по за- падной части разлома Тротус и восточнее по Сфанту-Георгиевскому разлому (см. рис. 1, 2) [Seghedi, 2012; Hauser et al., 2001]. Далее на восток в основном все сходятся во мнении, что южная граница ВЕП трассируется в райо- не Перекопского перешейка до Геническа и по зоне Азовского разлома, разделяющего Северо-Азовский прогиб и Азовский вал. Некоторую «зигзагообразность» совре- менной южной границы, установленную на основании дистанционного зондирования и представленную в работе [Котляр, Верховцев, 2009], авторы объясняют влиянием субмери- диональных глубинных разломов, которые также отдешифрированы на космических снимках. Подобная «зигзагообразность» юж- ной границы ВЕП отмечается также, согласно [Старостенко и др., 2005], в пределах Карки- нитского прогиба, на что указывают призна- ки проявления нарушений в земной коре в потенциальных полях (смена структурного плана магнитных аномалий и зон высоких градиентов гравитационного поля). Для дальнейшей тектонической интерпре- тации результатов ГСЗ по профилю DOBRE-5 важно подчеркнуть, что установленная в преде- лах Крымско-Азовского сегмента южная гра- ница ВЕП полностью совпадает с выделенной В. В. Юдиным [Юдин, 2008] уже упоминав- шейся позднепалеозойской Северо-Крымской сутурой южного наклона, выходящей здесь к домеловой поверхности. Также важно отме- тить, что границы между ВЕП и СП, а также между СП и герцинско-альпийским складча- тым обрамлением не являются вертикальными, а относительно полого погружаются на юг и юго-запад, о чем свидетельствует смещение в этом направлении границы «толстой» коры, характерной для ВЕП и СП, по отношению к близповерхностным геологическим границам [Grad et al., 2008; Гинтов и др., 2014]. Сейсмический профиль DOBRE-5. Сейс- мический профиль DOBRE-5 был отработан с основной целью выяснения структуры ли- тосферы и особенностей геодинамического развития юго-запада ВЕП. Общая протяжен- ность профиля составила более 600 км. Начало профиля (в районе г. Рени) имеет координаты 45°27’05”N, 28°21’12”E; окончание (г. Керчь, Крым) — 45°27’05”N, 28°21’12”E (см. рис. 1, 2) [Starostenko et al., 2015]. В результате вдоль про- филя DOBRE-5 была получена качественная 2D сейсмическая скоростная модель (Vp — в коре, глубины до границы Мохо и до отражающих границ внутри коры) [Starostenko et al., 2015] (рис. 3). Рис. 2. Положение южной границы Восточно-Европейской платформы на тектонической схеме западной части Скифской плиты: 1 — по [Nikishin et al., 2015]; 2 — по [Okay, Nikishin, 2015]; 3 — по [Artemieva, Thybo, 2013]; 4 — по [Bogdanova et al., 2006]; 5 — по [Okay, Tuysuz, 1999]; 6 — по [Котляр, Верховцев, 2009]; 7 — Северокрымская (на севере) и Предгорная (на юге) сутуры, по [Юдин, 2008]; 8 — северная граница надвигового фронта пермского передового прогиба молассового комплекса на южный край ВЕП [Nikishin et al., 2011], 9 — Скифская плита. Л. В. ФарФуЛяк 68 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Одним из важнейших структурно-ско рост- ных элементов полученной модели является наклонная граница, прослеживаемая от пун- кта взрыва (ПВ) ОВН1+20 км на глубине 2 км до ПВ 15205+30 км на глубине 47 км (см. рис. 3). Эта структура протяженностью вдоль профи- ля около 400 км имеет явную тектоническую природу. Ниже ей уделено основное внимание. Профиль DOBRE-5 был проложен субпа- ралельно и в непосредственной близости от Рис. 3. Двумерная сейсмическая модель: а — по скоростям распространения продольных волн вдоль профиля DOBRE-5 в осадочном чехле: цифры в кружках: 1 — Преддобруджинский сегмент; 2 — Крымско-Азовский сегмент Скифской пли- ты); полученная по методу лучевого (ray-tracing) моделирования коры и верхней мантии с использованием програмного пакета SEIS83 [Starostenko et al., 2015]. Черными линиями обозначены скоростные границы, толстыми черными линиями — преломленные или/и отраженные границы. Тонкими линиями показаны изолинии скоростей и их значения (в км/с) в белых прямоугольниках, черными стрелками — положение пунктов взрывов; голубыми стрелками — пересечения с другими профилями. Вертикальный масштаб: ~14,5:1 — для осадочного чехла модели; ~2,4:1 — для полной модели. Скважины (данные производственных организаций): SVR-4 — Суворовская (13,2 км на север от профиля); FMR1 — Фурмановская (5,7 км на север); S-TR-1 — Старотрояновская (28,5 км на север); KLS-5 — Килийская (16,0 км на север); OLN-6 — Оленевская (2,8 км на юг); RDN-2 Родниковская (0,8 км на юг); W-OCT-31 — Западно-Октябрьская (1,6 км на юг); GLB-27 — Глебовская (9,6 км на север); OCT-2 — Октябрьская (2,8 км на юг); DNZ-1 — Донузлавская (5,0 км на север); ELZ-2 — Елизаветинская (0,6 км на юг); SVR-1 — Северская (7,2 км на север); KSN-3 — Красновская (5,8 км на север); KRG-1 — Красногвардейская (12,6 км на север); SHB-7 — Шубинская (1,6 км на север); KMN-1 — Каменская (1,4 км на север); SLZ-2 — Селезневская (2,0 км на север); SLS-2 — Слюсаревская (1,6 км на юг); GOR-4 — Горностаевская (3,1 км на север); FNT-12 — Фонтановская (0,4 км на север); ALK-7 — Алексеевская (0,4 км на север). ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 69 геотраверса V, выполненного в 1982 г. Однако рекогносцировочные работы ГСЗ вдоль геотра- верса V выполнялись по системе наблюдений, которая не могла обеспечить получение увя- занных систем годографов как на суше (Крым- ский полуостров), так и в пределах акватории Черного моря. Поэтому тогда была построена лишь генерализованная скоростная модель земной коры (О результатах работ ГСЗ вдоль геотраверсов V и VI, выполненных сейсмораз- ведочными партиями. Отчет № 96/81, 98/81, в 1981—1984 гг., Киев, 1984). Важно также отметить, что по материалам ГСЗ вдоль геотраверсов 1970—1980-х годов вы- делялись в основном сейсмические фазы от- раженных волн. Поэтому в материалах тех лет отсутствует информация о распределении ско- ростных характеристик внутри разреза, как и данных, необходимых для геодинамических построений. Рассмотрим вкратце скоростную модель осадочного чехла и кристаллической коры с самой верхней частью верхней мантии, полу- ченную вдоль профиля DOBRE-5. По сейсмическим данным верхняя земная кора СП условно (граница не везде четкая) под- разделяется на осадочный слой и кристалличе- ский фундамент со скоростями соответственно меньше и больше Vp=5,72 км/с. Осадочный слой в пределах СП представ- лен толщей осадков разного возраста и лито- логии мощностью от 2 до 12 км. До глубины 4—5,5 км литология и структура осадочного слоя изучены сейсморазведкой и бурением, глубже — сейсморазведкой и частично локаль- ной сейсмотомографией. Значения скорости распространения p-волны варьируют от 1,9 до 4,65 км/с. Глубина до фундамента колеблется от 1 до 5 км на поднятиях (Килийско-Змеином и Центрально-Крымском), разделяющих три главных района осадконакопления: в Преддо- бруджинском прогибе мощность осадков коле- блется от 4 до 12 км, в Каркинитском и Индоло- Кубанском прогибах — от 4 до 10—12 км (см. рис. 2, 3). Характер осадочного слоя изменяет- ся как вкрест простирания СП (в направлении от ВЕП к альпийскому обрамлению), так и по простиранию. Поэтому рассмотрим сейсмогео- логическую модель по сегментам. Преддобруджинский прогиб (дистанция 20—120 км) (см. рис. 3) изучен скважинами до глубины 5,5 км [Patrut et al., 1983; Слюсарь, 1984; Papanikolaou et al., 2004]. Осадочный че- хол характеризуется сложной литологией и стратиграфией (рис. 3, 4) [Слюсарь 1984; Dinu et al., 2002, 2005; Seghedi 2012]. Скоростная характеристика его следующая, км/с: миоцен- четвертичные осадки — Vp=2,05; олигоцен- эоценовые — 2,24; юрско-меловые — Vp=2,90 (общая мощность 500—700 м); триасовый теригенно-глинистый комплекс — Vp=4,65; пермские красноцветые вулканические обло- мочные породы — Vp=5,45; среднедевонский карбонатный комплекс — 5,60 (общая мощ- ность около 4 км). Платформенные комплексы верхнепалео- зойских осадочных толщ Преддобруджинского прогиба могут соответствовать одновозрастной толще Северной Добруджи, которая сформи- ровалась на протяжении байкало-варисского этапов коллизии [Ермаков и др., 1985; Тектони- ка…, 1988]. Однако граница между Северной Добруджей и Преддобруджинским прогибом не выражена в скоростных моделях обоих профилей — как DOBRE-5 (см. рис. 3), так и DOBRE-4 [Starostenko et al., 2013]. Нижняя часть осадочной толщи на глубине от 4—5 до 10—12 км не исследована скважина- ми и ее структура известна только по геофизи- ческим данным. Предположительно [Слюсарь, 1984] она состоит из карбонатов и терриген- ных образований венда—нижнего девона, перекрытых мигматитами, плагиогранитами и сланцами рифейского фундамента. Скорост- ная модель показывает отсутствие разницы между девонскими породами и рифейским фундаментом (см. рис. 3) с Vp=5,72÷5,80 км/с. каркинитский прогиб (дистанция 220— 360 км) изучен бурением на Одесском шельфе до глубины 4 км [Атлас…, 1998; Khriachevskaia et al., 2010; данные Крымской производствен- ной организации]. Верхняя часть осадочной толщи (700—800 м) со скоростью Vp≈2,05 км/с представлена в основном среднемиоценовы- ми—четвертичными мелководными морскими карбонатно-теригенными отложениями, ниже — глинами майкопского комплекса (олигоцен— ранний миоцен) со скоростью Vp=2,24 км/с (см. рис. 3). Глубже слои со скоростями Vp=3,0÷4,0 (мощность 3 км) и 5,55—5,70 км/с (мощность 6—7 км) представлены, скорее всего, соответ- ственно эоцен-верхнемеловыми известняками и мергелями, нижнемеловыми обломочными комплексами, а также вулканитами [Плахотный и др., 1971; Тектоника…, 1981] (см. рис. 3, 4). центрально-крымское поднятие (дистан- ция 380—505 км) имеет осадочный чехол тол- щиной около 2—4 км, представленный эоцен- верхнемеловыми известняками и мергелями со скоростями Vp=2,70÷3,0 км/с (см. рис. 1, 3). Л. В. ФарФуЛяк 70 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Несколько скважин вскрыли фундамент, сло- женный метаморфическими породами, в основ- ном зелеными сланцами, метаморфизованными 410—470 млн лет назад [Белов, 1981], а также черными сланцами, известняками и песчани- ками девона и карбона [Зоненшайн и др., 1990]. На востоке профиль DOBRE-5 пересекает западную часть индоло-кубанского прогиба (505—620 км), который условно относится (вмес те с Терско-Каспийским прогибом) к передовому прогибу Большого Кавказа, сфор- мированному на фундаменте СП (см. рис. 1). В пределах профиля Индоло-Кубанский про- гиб заполнен осадочной толщей мощностью до 10 км, представленной главным образом гли ной и молассовыми комплексами майкопа (Vp=2,70 км/с), а также эоцен-верхнемеловыми известняками и мергелями (Vp=3,50÷4,50 км/с). Кристаллическая кора. Кровля кристал- ли ческого фундамента маркируется сейс ми - ческой поверхностью со скоростью Vp=6,2÷ ÷6,4 км/с, которая ассоциируется с кровлей рифейских комплексов. В районе профи- ля кровля залегает на разных глубинах: под Килийско-Змеиным поднятием — от 3 до 5 км, под Индоло-Кубанским прогибом — 20÷22 км, Рис. 4. Объемная схема геолого-тектонической интерпретации сейсмической модели по профилю DOBRE-5 и части сейсмической модели профиля DOBRE-2 (от точки пересечения с DOBRE-5 и до OBH 7028 [Starostenko et al., 2006, 2007, 2012]), на поверхности — с физической картой района исследований (рис. 2 из работы [Starostenko et al., 2015]). земная кора: 1 — осадочные толщи, Vр=2,0÷5,6 км/с; 2 — фундамент Преддобруджинского прогиба (ПДП), Vp=5,7÷5,9 км/с и Скифской плиты (СП), Vp=5,74÷6,05 км/с; 3 — верхняя кора ПДП, Vp=6,23÷6,35 км/с и СП/ВЕП, Vp=6,3÷6,4 км/с; 4 — гранитные интрузии в фундаменте СП, Vp=6,22÷6,3 км/с; середняя кора кратона, Vp=6,6÷6,7 км/с; 5 — нижняя кора для ПДП, Vp=6,5÷6,7 км/с и для ВЕП/СП, Vp=6,8÷7,1 км/с); высокоскоростной слой нижней коры (HVLC) — тело ниже Кар- кинитского прогиба, Vp=7,16 км/с) 8 — верхняя мантия, Vp=8,15÷8,25 км/с; 9 — глубинные разломы (а — подтвержденные данными изменений сейсмического волнового поля и связанные с поверхностным разломом (Западно-Крымским), б — неподтвержденный в сейсмическом разрезе, но обозначен на поверхности [Morosanu, 2007] (Истрийский разлом)); 10 — красный жирный штрих указывает зону разломов земной коры между СП и ВЕП, образованную Голицынским (ГР) и Азовским разломами на поверхности. На вставке показан угол погружения 17° между ВЕП и СП на перпендикулярном срезе к ГР. Основные условные обозначения см. на рис. 1. ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 71 под Центрально-Крымским поднятием ста- новится приповерхностным слоем. Неодно- родность скоростей p-волн свидетельствует о сложной внутренней структуре фундамена СП, который может быть представлен байкаль- скими, а также варисскими и киммерийскими комплексами разной степени метаморфизма. Полученная скоростная модель по про- филю DOBRE-5 (см. рис. 3, 4) содержит три слоя кристаллической коры: верхняя (Vp= =6,20÷6,40 км/с), средняя (Vp=6,50÷6,70 км/с) и нижняя кора (Vp=6,80÷7,20 км/с). Верхняя со- стоит из двух слоев со скоростями 5,55—5,9 и 6,2—6,38 км/с и характеризуется сильно вол- нистыми поверхностями. Поднятия этих слоев на глубине от 1 до 4 км образуют фундамент Килийско-Змеиного поднятия на Одесском шельфе и Центрально-Крымское поднятие в пределах Равнинного Крыма. Средняя и ниж- няя кора толщиной 10—20 км включает высо- коскоростное тело (Vp~7,15 км/с) максималь- ной толщиной 15 км на расстояниях от 160 до 440 км длины профиля (под Каркинитским прогибом). Были обнаружены вариации во внутренней структуре коры и топографии границы Мохо. В западной части модели глубина до границы Мохо достаточно постоянная — около 38 км. На дистанции 160—340 км граница подымается до глубин 33 км. В восточной части профиля погружается до глубины 47 км (на дистанции 520 км). Скорости под границей Мохо около Рис. 5. Сейсмогеологические разрезы по профилям 25 (а) и 28—29 (б), по [Ермаков, Пийп, 2005]. Сечение изолиний скорости (тонкие линии) 0,25 км. Красные сплошные линии — тектонические нарушения, черные толстые линии — границы слоев, красная штриховая штриховая линия — граница Мохо, белая штрихпунктирная — зона сочленения коры Черного моря и Скифской плиты. Л. В. ФарФуЛяк 72 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 8,15 км/с. Была также определена субгоризон- тальная отражающая граница в верхней ман- тии на глубине около 60 км. Мощность неоднородного основания Центрально-Крымского поднятия увеличива- ется от 10 до 20 км с запада на восток. Струк- тура коры этого поднятия сходна со структу- рой коры ВЕП, которая состоит из трех слоев со скоростями Vp равными 5,8—6,4 (верхняя кора), 6,5—6,6 (средняя кора) и 6,7—7,0 км/с (нижняя кора), определенных для ВЕП в це- лом [Чекунов, 1972; Белоусов, Павленкова, 1984; Соллогуб, 1986; Pavlenkova 1996; Grad et al., 2006; Janik et al., 2009a,b, 2011; Artemieva, Thybo, 2013], а также на Балтийском и Украин- ском щитах [BABEL Working Group, 1993; Thybo 2000; EUROBRIDGE’95 Seismic Working Group, 2001; Janik et al., 2007, 2009b]. В целом необходимо отметить, что по дан- ным профиля DOBRE-5 разницы между струк- турой земной коры СП и южной частью ВЕП не наблюдается, что согласуется с моделями, в соответствии с которыми СП можно представ- лять как переработанную кору ВЕП в течение позднего протерозоя и фанерозоя [Saintot et al., 2006; Гинтов и др., 2014]. Высокоскоростная нижняя кора (Вснк) от- ражена на сейсмическом профиле как асимме- тричное тело с максимальной толщиной ~10— 15 км в западной части Каркинитского проги- ба (дистанция 240 км), где глубина до верхней границы ВСНК уменьшается до ~21 км. Это подтверждается надежными преломлениями и отражениями от ее кровли до подошвы (грани- цы Мохо). ВСНК может быть частью нижней коры, измененной в результате магматическо- го либо структурного андерплейтинга либо ма- фической интрузивной деятельности [Lyngsie et al., 2007; Artemieva, Thybo, 2013]. Наклонная сейсмическая граница (НСГ) — важный структурно-скоростной элемент двумерной модели по профилю DOBRE-5 [Starostenko et al., 2015]. Граница прослежива- ется от ПВ ОВН1+20 км на глубине 2 км до ПВ 15205+30 км на глубине 47 км (рис. 3, 4) и пред- ставляет собой достаточно гладкую поверх- ность протяженностью не менее 400 км. НСГ пересекает скоростные слои с Vp=5,6; 5,9—6,0; 6,3; 6,6; 7,0 км/с, т. е. верхнюю и нижнюю кору, и далее около 200 км прослеживается вдоль на- клонной (~6° на восток) поверхности раздела М. Визуализации НСГ способствует то, что, во-первых, в ее пределах коровые изолинии Vp изменяют свой наклон от субгоризонталь- Рис. 6. Юго-восточная часть VI геотраверса (Николаев—Крым—Черное море): 1 — осадочный слой; 2 — дислоцированные породы молодого фундамента; 3 — поверхность дорифейского фундамента; 4 — «гранитный» слой; 5 — породы основного состава (Vp=7,0 км/с); 6 — поверхность коромантийного слоя (Vp=7,5÷7,6 км/с); 7 — раздел Мохо; 8 — глубинные разломы; 9 — очаги землетрясений; 10 — изоскорости, км/с; 11 — значение пластовой скорости [Соллогуб, 1986; Гинтов и др., 2014]. ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 73 ного до субпараллельного границе Мохо; во- вторых, почти везде в коре в районе НСГ уве- ренно прослеживаемые изолинии отраженных и преломленных волн прерываются (проведе- ны условно). Это свидетельствует о том, что НСГ представляет собой достаточно мощную зону дезинтеграции, т. е. имеет явную текто- ническую природу. На рис. 4 она показана как элемент объемной структурно-тектонической модели региона. Тектоническая природа НСГ может рассма- триваться в нескольких аспектах. 1. Как полого падающий на восток субме- ридиональный Истрийский разлом, согласно [Morosanu, 2007] (см. рис. 1). 2. Как северная граница надвигового фрон- та пермского передового прогиба молассового комплекса на южный край древней платформы (см. рис. 2) [Nikishin et al., 2011]. 3. Как элемент Северо-Крымской сутуры, по [Юдин, 2008], образовавшейся в резуль- тате закрытия Палеотетиса в позднем палео- зое—триасе, субдукции ВЕП под CП в южном направлении и их коллизии. На поверхности домелового фундамента Северо-Крымская сутура прослеживается в виде Голицынской и Азовской зон разломов, которые обычно рас- сматриваются как граница между ВЕП и СП (см. рис. 2). Как следствие литосферного складко- образования (folding/buckling) и последую- щего разломообразования в земной коре зоны сочленения южной окраины ВЕП и СП [Stephenson, Cloetingh, 1991; Burov et al., 1993; Cobbold et al., 1993; Cloetingh et al., 1999, 2002, 2008; Sokoutis et al., 2005; Matenco et al., 2007; Cloetingh, Burov, 2011; Starostenko et al., 2013]. Анализ вариантов тектонической интерпре- тации НСГ приведен в разделе «Дискуссия». Здесь же отметим два важных момента: а) западная верхняя точка НСГ на профиле DOBRE-5 находится у о-ва Змеиный в пункте пересечения профиля с южной границей ВЕП, трассируемой Голицынской и Азовской зона- ми разломов (см. рис. 1, 4); б) в большинстве своем профили ГСЗ, пере- секающие СП, субмеридиональные — профи- ли 25, 28 и 29, в интерпретации [Ермаков, Пийп, 2005] (рис. 5), геотраверс VI [Соллогуб, 1986] (рис. 6), профиль DOBRE-2 [Starostenko et al., 2006, 2007, 2012] (рис. 7) показывают наклон скоростных границ в коре СП, ее подошвы и Рис. 7. Южная часть двумерной сейсмической модели по скоростям распространения продольных волн вдоль профиля DOBRE-2 до ПВ 15002 на севере вкрест простирания Скифской плиты [ Starostenko et al., 2006, 2007, 2012, 2015]. Черными линиями обозначены скоростные границы, толстыми черными линиями — преломленные или/и отраженные границы, тонкими линиями — изолинии скоростей и их значения (в км/с) в белых прямоугольниках. Черными стрелками по- казано положение пунктов взрывов на суше, серыми (ОBSs) и незалитыми (OBHs) стрелками — в море. Вертикальный масштаб: ~6,7:1 — для осадочного чехла модели, ~2,4:1 — для полной модели. Л. В. ФарФуЛяк 74 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 поверхности раздела М в южном направлении. Это приводит к уверенному выводу, что профиль DOBRE-5 пересекает НСГ под острым углом и ее истинный наклон имеет юго-юго- восточное направление, субперпендикулярное к границе ВЕП и СП. Имея азимуты ориента- ции профиля DOBRE-5 и границы ВЕП и СП, а также углы наклона НСГ в сечении профиля, нетрудно рассчитать ее истинные углы накло- на α. В меридиональном сечении, показанном на рис. 4, α=17°, а в сечениях, перпендикуляр- ных к границе ВЕП и СП, α изменяется от 22 до 38° в зависимости от расстояния между профи- лем и следом НСГ на поверхности (чем ближе к поверхности, тем наклон НСГ круче). Другими словами, НСГ — поверхность листрического типа: более крутая в верхних горизонтах коры и более пологая в нижних. Дискуссия. На основании вышеизложен- ного можно сделать следующий вывод, что два известных разлома — Азовский и Голи- цынский — определяют переход от ВЕП к СП по предполагаемой наклонной сейсмической гра нице. Согласно полученной сейсмиче- ской модели (см. рис. 1, 3, 4), предполагается, что Голицынский разлом пересекает Одес- ский шельф, проходит вблизи о-ва Змеиный и Килийско-Змеиного поднятия, а на западе продолжается в Преддобруджинском прогибе как разлом Тротус или, упираясь в Одесский разлом [Атлас…, 1998; Старостенко и др., 2005; Тектонічна…, 2007], смещается на север и пере- ходит в Быстрийский разлом или разлом Вислу в Преддобруджинском прогибе. Голицынский разлом может трассироваться на глубину вдоль западного фланга фундамента депрессии Кар- Рис. 8. Геолого-геофизические разрезы, по [Юдин, 2008]: а — северо-западный шельф Черного моря, 25 профиль ГСЗ; б — по северу Азовского моря. Кружками обозначены скважины Голицынская-4 и Матросская-1; 1 — надвиги; 2, 3 — стратиграфические контакты (2 — согласные, 3 — несогласные); 4 — отражающий горизонты по данным сейсморазведки. ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 75 кинитского прогиба (ниже глубины ~12 км) и в нижней коре — вдоль границы отражения/ преломления на восточном склоне высокоско- ростного тела под Каркинитским прогибом (см. рис. 1, 4). Далее на восток он может продол- жаться вдоль границы Мохо и углубляться с 32 км под Каркинитским прогибом до 47 км на восток под Центрально-Крымским поднятием (520 км) общей длиной 370 км вдоль профиля DOBRE-5 (см. рис. 1, 2). Возле о-ва Змеиный Голицынский разлом упирается в субмеридиональный Истрийский (см. рис. 1), от чего и возникает возможная ин- терпретация [Morosanu, 2007], в соответствии с которой НСГ ассоциируется с Истрийским раз- ломом, который выходит на поверхность возле Килийско-Змеиного поднятия и, как предпо- лагается, полого погружается на восток, что и отражает профиль DOBRE-5. Эта интерпрета- ция предполагает субширотное растяжение в Каркинитском прогибе, о чем утверждалось также в некоторых интерпретациях раскрытия Восточно-Черноморского бассейна [Finetti et al., 1998; Okay et al., 1999; Shillington et al., 2009]. Однако такая трактовка НСГ может быть сразу исключена, так как выше доказано ее южное, а не восточное погружение. В работах, основанных на анализе потен- циальных полей, в частности [Старостенко и др., 2005], Голицынский разлом ассоциировал- ся с тектоническим растяжением (рифтингом) вдоль южного края ВЕП. Он рассматривался как коровый делитель между корой ВЕП на севере и переработанной корой СП на юге. В принципе, это отчасти согласуется и с вы- водом, приведенным в начале раздела, одна- ко представлению о связи НСГ с рифтингом противоречит ее пологое (<45°) падение, обу- словленное, скорее, надвигом или поддвигом, т. е. сжатием, а не растяжением. В частности, как указано ранее в работе [Nikishin et al., 2011], с Голицынским и Азов- ским разломами связываются северная грани- ца раннепермского активного взбросового или надвигового (thrust) фронта южного падения и основание передового молассового проги- ба так называемого Эвксинского орогенного пояса. К такому выводу авторов приводит раз- витие карбон-раннепермских отложений кор- дильерского орогенеза в пределах СП (Одес- ский шельф — Равнинный Крым — северная часть Азовского моря). Однако представлению о передовом прогибе может несколько проти- воречить слишком глубокое погружение НСГ и совпадающий с ней южный наклон поверх- ности раздела М. В пределах Предкарпатского и Преддобруджинского передовых прогибов граница Мохо горизонтальная [Starostenko et al., 2013]. В отличие от предыдущих авторов, В. В. Юдин [Юдин, 2008] эту же границу рас- сматривает как сутуру (Северо-Крымскую) позднепалеозойского—ранне мезо зойского возраста, имеющую южный наклон и образо- ванную в результате закрытия океана Палео- тетис, который отделял Евразийскую плиту от Гондваны и нескольких террейнов — Крым- ского, Скифского, Туранского и др. В перми— триасе произошла субдукция с севера под эти террейны, коллизия их с ВЕП (входившей тогда в состав Евроамерики), в результате которой образовались Донецкая складчато-надвиговая область и Донецкая, Таганрогская и Северо- Крымская коллизионные сутуры. Севернее Северо-Крымской сутуры расположен Пред- скифский передовой прогиб, выполненный молассой перми—триаса [Юдин, 2001]. Прогиб протягивается вдоль сутуры полосой шириной в 50—100 км на расстояние более 2 тыс. км и состоит из вытянутых впадин, разделенных по- перечными поднятиями. В присутурных зонах автором обнаружены фрагменты субдуциро- ванной палеоокеанической коры — радио- ляриты в гальках трех коллизионных моласс, а также меланжированные гипербазиты во фрагментах серпентинитового меланжа и ба- зиты [Юдин, 1993, 1995, 2001, 2008]. Это сви- детельствует о субдукции значительной части океанической коры Палеотетиса и о коллизии в раннем—среднем триасе. На рис. 8 показаны построенные В. В. Юди- ным разрезы СП и Предскифийского передо- вого прогиба, на которых изображена Северо- Крымская сутура. В скв. Голицынская-4 (см. рис. 1, 8, а), на глубине 4 км под породами мелового возраста вскрыты дислоцирован- ные протерозойские метаморфические об- разования. Ниже, согласно авторской ин- терпретации материалов сейсморазведки (на глубине до 2 с), расположена четкая слоистая толща, полого наклоненная на юг, которая мо- жет быть наклонной сейсмической границей вдоль Голицынского разлома. Под тонким ал- лохтоном из динамометаморфических пород предполагается слабодислоцированный па- леозойский комплекс перекрытого надвигом краевого Предскифийского прогиба [Юдин, 2001]. Восточнее, в акватории Азовского моря, Северо-Крымская сутура и Предскифийский краевой прогиб трассируются севернее скв. Л. В. ФарФуЛяк 76 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Матросская-1 (см. рис. 1, 8, б), где под мел- кайнозойским чехлом на глубине 1950—2074 м вскрыты граниты и плагиограниты с изотоп- ным возрастом среднего карбона. Изображенная на рис. 8 Северо-Крымская сутура падает на юг под углом 15—20°. Это хо- рошо согласуется с приведенными выше рас- четами наклона НСГ, хотя палеогеодинамиче- ские построения выполнялись В. В. Юдиным еще задолго до проведения ГСЗ по профилю DOBRE-5. Рассмотренная палеогеодинамическая ин- терпретация согласуется с палинспастической реконструкцией территории СССР для поздне- го девона, выполненной в работе [Зоненшайн и др., 1990], а также подтверждается тектоно- физическими и сейсмотомографическими дан- ными [Гинтов и др., 2014]. В частности, палео- субдукция ВЕП под СП четко прослеживается на меридиональных сейсмотмографических сечениях 27—29° и 44° в.д., на которых видны следы слэбов относительно высокоскорост- ной литосферы, погружающихся на глубину 300—500 км от 47—48° до 44—45° с.ш. Следует также упомянуть, что в современ- ной междунароной практике одним из основ- ных направлений в изучении литосферы раз- ными геофизическими методами считается исследование литосферного складкообра- зования и разломообразования [Burov et al., 1993; Ziegler et al., 1995; Cloetingh et al., 1999, 2002, 2008; Matenco et al., 2007; Cloetingh, Burov 2011; Starostenko et al., 2013]. Обзоры, в кото- рых всесторонне описан комплекс термоме- ханических аспектов складкообразования ли- тосферного масштаба, его топографические проявления и влияние на формирование оса- дочных бассейнов и их эволюциию, представ- лены в работах [Cloetingh et al., 1999; Cloetingh, Burov, 2011]. Полагают, что литосферное проги- бание и складкообразование — эффективный механизм для распространения тектонической деформации от активных границ плит далеко во внутриплитные домены [Burov et al., 1993; Ziegler et al., 1995]. Длина волны литосферных деформаций/склад кообразования наблюдается в различных масштабах и зависит от возрас- та литосферы, а также его реологического и теплового состояния. Другой важный аспект литосферного склад- кообразования — его взаимосвязь с хрупкими деформациями. Коровые и мантийные разло- мы могут формироваться как результат склад- кообразования и оба процесса могут сосуще- ствовать в течение нескольких миллионов лет [Burov, Molnar, 1998]. Один из примеров складкообразования земной коры/верхней мантии по данным со- временного ГСЗ — складки границы Мохо с длиной волны порядка 150 км и амплитудой 8—17 км, обнаруженные в пределах юж- ной окраины ВЕП на профиле ГСЗ DOBRE-4 [Starostenko et al., 2013]. Волнистость сейсми- ческих границ в коре и верхней мантии авторы объясняют литосферным масштабным склад- кообразованием путем сжатия как результат коллизии в поздней юре и/или в конце мела при закрытии океанов Палеотетис и Неотетис [Starostenko et al., 2013]. Волнистость сейсмиче- ских горизонтов хорошо проявляется и на про- филе DOBRE-5 (см. рис. 3). Однако в отличие от профиля DOBRE-4, пересекающего крупные геологические структуры вкрест простирания, профиль DOBRE-5 проходит вдоль основного структурного элемента — Скифской плиты. Пример НСГ показывает, что геометрия фик- сируемых на профиле структур (длина волны и амплитуда) может отличаться от истинной. Поэтому в данном случае трудно делать кон- кретные выводы, опираясь на представления о литосферном складкообразовании. К тому же, как следует из этих представлений, а также ре- зультатов работ на профиле DOBRE-4, крупно- масштабное литосферное складкообразование является одним из элементов геодинамическо- го процесса и в конечном итоге приводит к тем же геодинамическим следствиям, к которым геологи и геофизики приходят другими мето- дами. Эти геодинамические следствия кратко рассмотрены выше. Выводы. Обнаруженная на профиле DOBRE-5 наклонная сейсмическая граница, прослеженная на расстоянии до 400 км, пере- секающая под мел-кайнозойским чехлом всю кору и на значительном своем отрезке совпа- дающая с наклонной поверхностью раздела М, является важным структурно-тектоническим элементом, образованным в результате позд- непалеозойского—раннемезозойского геоди- намического процесса. Анализ возможных механизмов образова- ния НСГ приводит к выводу, что эта граница может отражать северное окончание ранне- пермского активного взбросового или над- вигового (thrust) фронта южного падения и основание передового молассового прогиба так называемого Эвксинского орогенного по- яса [Nikishin et al., 2011] либо соответствовать Северо-Крымской сутуре, образовавшейся в результате закрытия Палеотетиса в позднем ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 77 палеозое — триасе, субдукции ВЕП под CП в южном направлении и их коллизии [Юдин, 2008]. На поверхности домелового фундамен- та Северо-Крымская сутура прослеживается в виде Голицынской и Азовской зон разломов, которые обычно рассматриваются как граница между ВЕП и СП. Автор данной статьи склоняется ко второй точке зрения, которая основана на деталь- но изученных геологических фактах [Юдин, 1993, 1995, 2008] и подтверждается данными тектонофизики и сейсмотомографии [Гинтов и др., 2014]. Расчеты направления и угла накло- на НСГ, выполненные на основании анализа материалов профиля DOBRE-5, показали, что НСГ является листрической поверхностью, па- атлас родовищ нафти і газу України. Південний нафтогазоносний регіон. Т. VI. Львів: Центр Європи, 1998, 224 с. Баранова е. П., егорова Т. П., Омельченко В. д. Обнаружение волновода в фундаменте северо- западного шельфа Черного моря по результатам переинтерпретации материалов ГСЗ профилей 26 и 25. Геофиз. журн. 2011. Т. 33. № 6. С. 15—29. Баранова е. П., егорова Т. П., Омельченко В. д. Переинтерпретация сейсмических материалов ГСЗ и гравитационное моделирование по профилям 25, 28 и 29 в Черном и Азовском морях. Геофиз. журн. 2008. Т. 30. № 5. С. 1—20. Белов а. а. Тектоническое развитие альпийской склад чатой зоны в палеозое, Москва: Наука, 1981, 212 с. Белоусов В. В., Павленкова н. и. Типы земной коры. Геотектоника. 1985. № 1. С. 167—183. Геология ссср. Т. 8. Крым. Ч. 1. Геологическое опи- сание. Под. ред. А. В. Сидоренко, М. В. Му ра то ва. Москва: Госгеолиздат, 1969. 575 с. Гинтов О. Б., егорова Т. П., цветкова Т. а., Буга- енко и. В., муровская а. В. Геодинамические особенности зоны сочленения Евразийской плиты и Альпийско-Гималайского пояса в пределах Украины и прилегающих территорий. Геофиз. журн. 2014. Т. 36. № 5. С. 26—63. Гинтов О. Б., муровская а. В., егорова Т. П., Вольфман Ю. м., цветкова Т. а., Бугаенко и. В., колесникова е. е., Островной а. м., Бубняк и. н., Фарфуляк Л. В., амашукели Т. а. Глубинная дающей на юго-юго-восток, с углами наклона от 38° (в верхах) до 22° (в нижних горизонтах). Такой наклон НСГ близок к наклону Северо- Крымской сутуры, предполагавшемуся ранее В. В. Юдиным. Полученные данные вносят новую инфор- мацию в понимание роли Скифской плиты (или эпиорогенной зоны, по [Тектонічна…, 2007]) как важного элемента геодинамических процессов в Черноморско-Каспийском регио- не. Для более детального изучения глубинного строения западной части Скифской плиты ав- тором работы предлагается более детально из- учить области пересечения профиля DOBRE-5 с профилями DOBRE-4 и DOBRE-2, профилями ГСЗ 25, 29 и геотраверсами V, VI и III. Список литературы сейсмогенная зона Вранча как индикатор геодинамического процесса. Геофиз. журн. 2015. Т. 37. № 3. С. 22—49. ермаков а. П., Пийп В. Б. Глубинное строение Черноморской впадины по результатам новой интерпретации сейсмических данных. ежегод. науч. конф. «Ломоносовские чтения». Москва: Изд-во Моск. гос. ун-та, 2005. ермаков Ю. Г., кирикилица с. и., Вольфман Ю. м., Щербакова Л. н. Структурные формы венд- раннемезозойской тектонической активизации Приднестровской части Русской плиты. Геолог. журн. 1985. Т. 45. № 4. С. 117—127. зоненшайн Л. П., кузьмин м. и., натапов Л. м. Тектоника литосферных плит территории СССР: в 2-х томах. Москва: Недра, 1990, Т. 1, 325 с., Т. 2, 334 с. котляр О. Ю., Верховцев В. Г. Виявлення критеріїв сучасного положення південно-західної межі Східноєвропейської платформи за даними дис- танційного зондування Землі. Геолог. журн. 2009. № 3. С. 58—63. краснопевцева Г. В., Щукин Ю. к. Строение литосфе- ры вдоль геотраверса III. В кн.: Литосфера цен- тральной и Восточной европы. Геотраверсы III, VII, IX. Киев: Наук. думка, 1993. С. 8—77. милановский е. е. Геология СССР. Ч. 3. Москва: Изд- во Моск. гос. ун-та, 1991, 273 с. муратов м. В., Бондаренко В. Г., Плахотный Л. Г. Строение складчатого основания Равнинного Крыма. Геотектоника. 1968. № 4. С. 54—70. Л. В. ФарФуЛяк 78 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Плахотный Л. Г., апостолова м. я., Бондаренко В. Г., Гордиевич В. а. Меловой вулканизм Равнинного Крыма. Бюлл. мОиП. Отд. геологии. 1971. T. 48, вып. 4. С. 102—112. слюсарь В. с. Структуры горизонтального сжатия в северном Преддобруджье. Геотектоника. 1984. № 4. С. 90—105. соллогуб В. Б. Литосфера Украины. Киев: Наук. дум- ка, 1986. 184 с. старостенко В. и., Пашкевич и. к., макаренко и. Б., русаков О. м., кутас р. и., Легостаева О. В. Раз- ломная тектоника консолидированной коры северо-западного шельфа Черного моря. Геофиз. журн. 2005. Т. 27. № 2. С. 195—207. структура земной коры и верхней мантии Цен- тральной и Восточной Европы. Под ред. В. Б. Сол- логуба, А. Гутерха, Д. Просена. Киев: Наук. дум- ка, 1978. 271 с. Тектоника и история развития северо-западного шельфа Черного моря. Отв. ред. В. Е. Хаин. Мо- сква: Наука, 1981, 244 с. Тектоника украины. Под ред. С. С. Кругловa, А. К. Цып ко. Москва: Недра, 1988, 254 с. Тектонічна карта України. 1:1 000 000. Гол. ред. С. С. Круглов, Д. С. Гурський. Київ: УкрДГРІ, 2007. чекунов а. В. Структура земной коры и тектоника юга европейской части СССР. Киев: Наук. дум- ка, 1972, 176 с. Хаин В. е. Региональная геотектоника. Внеальпий- ская Европа и западная Азия. Москва: Недра, 1977. 359 с. Хаин В. е., сеславинский к. Б. Историческая гео- тектоника. Палеозой. Москва: Недра, 1991. 398 с. Юдин В. В. Геодинамика Черноморско-Каспийского региона. Киев: УкрГГРИ, 2008. 117 с. Юдин В. В. Предгорная сутура Крыма. Геолог. журн. 1995. № 3-4. С. 56—61. Юдин В. В. Предскифийский краевой прогиб. сб. докл. ІІІ междунар. конф. «крым-2001»: Геодина- мика и нефтегазоносные системы черноморско- каспийского региона. Симферополь: Таврия- Плюс, 2001. С. 177—183. Юдин В. В. Симферопольский меланж. докл. ран. 1993. Т. 333. № 2. С. 250—252. Artemieva I. M., 2011. The Lithosphere: An Interdisci- plinary Approach. Cambridge Univ. Press, 794 p. Artemieva I. M., Thybo H., 2013. EUNAseis: A seismic model for Moho and crustal structure in Europe, Greenland, and the North Atlantic region. Tectono- physics 609, 97—153. Bogdanova S., Gorbatschev R., Grad M., Guterch A., Janik T., Kozlovskaya E., Motuza G., Skridlaite G., Starostenko V., Taran L. & EUROBRIDGE and pO- LONAISE Working Groups, 2006. EUROBRIDGE: New insight into the geodynamic evolution of the East European Craton. In: European Lithosphere Dynamics. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. P. 599—624. BABEL Working Group, 1993. Deep seismic reflection/ refraction interpretation of crustal structure along BABEL profiles A and B in the southern Baltic Sea. Geophys. J. Int. 112, 325—343. Burov E. B., Molnar p., 1998. Gravity anomalies over the Ferghana Valley (central Asia) and intracontinental deformation. J. Geophys. Res. 103, 18,137—18, 152. Burov E. B., Nikishin A. M., Cloetingh S., Lobkovsky L. I., 1993. Continental lithosphere folding in central Asia (Part II): constraints from gravity and tectonic mo- delling. Tectonophysics 226, 73—87. Cloetingh S., Beekman F., Van Wees J. D., Ziegler p. A., Sokoutis D., 2008. Post-rift compressional reactiva- tion potential of passive margins and extensional basins. In: Compressional Deformation within pas- sive Margins: Nature, Causes and Effects. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 306, P. 27—70. Cloetingh S., Burov E. B., 2011. Lithospheric folding and sedimentary basin evolution: a review and analysis of formation mechanisms. Basin Res. 23, 257—290. Cloetingh S., Burov E., Beekman F., Andriessen p., Garcia- Castellanos D., De Vicente G., Vegas R., 2002. Litho- spheric folding in Iberia. Tectonics 21, 1041—1067. Cloetingh S., Burov E., poliakov A., 1999. Lithosphere folding: primary response to compression? 1166 (from Central Asia to Paris Basin). Tectonics 18, 1064—1083. Cobbold p. R., Davy p., Gapais D., Rossello E. A., Sady- bakasov E., Thomas J. C., Tondji Biyo J. J., De Ur- reiztieta M., 1993. Sedimentary basins and crustal shortening. Sediment. Geol. 86, 77—89. DOBREfraction’99 Working Group: Grad M., Grin D., Guterch A., Janik T., Keller G. R., Lang R., Lyng- sie S. B., Omelchenko V., Starostenko V. I., Stephen- son R. A., Stovba S. M., Thybo H., Tolkunov A., 2003. «DOBREfraction’99» — velocity model of the crust and upper mantle beneath the Donbas Foldbelt (East Ukraine). Tectonophysics 371, 81—110. Dinu C., Wong H. K., Tambrea D., 2002. Stratigraphic and tectonic syntheses of the Romanian Black Sea shelf and correlation with major land structures. Bu- charest Geoscience Forum, Spec. Vol. 2, 101—117. Dinu C., Wong H. K., Tambrea D., Matenco L., 2005. Stratigraphic and structural characteristics of the Romanian Black Sea shelf. Tectonophysics 410, 417—435. ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 79 EUROBRIDGE’95 seismic working group Yliniemi J., Ti- ira T., Luosto U., Komminaho K., Giese R., Motuza G., Nasedkin V., Jacyna J., Seckus R., Grad M., Czu- ba W., Janik T., Guterch A., Lund C. E., Doody J. J., 2001. EUROBRIDGE’95: deep seismic profiling within the East European Craton. Tectonophysics 339, 153—175. Finetti I., Bricchi G., Del Ben A., papin M., Xuan Z., 1988. Geophysical study of the Black Sea area. Boll. Geo- fis. Teor. Appl. 30, 197—234. Grad M., Jensen S. L., Keller G. R., Guterch A., Thybo H., Janik T., Tiira T., Yliniemi J., Luosto U., Motuza G., Nasedkin V., Czuba W., Gaczyński E., Środa p., Miller K. C., Wilde-piórko, Komminaho K., Jacyna J., Korabliova L., 2003. Crustal structure of the Trans- European suture zone region along POLONAISE’97 seismic profile P4. J. Geophys. Res. 108, B11. doi: 10.1029/2003JB002426. Grad M., Guterch A., Keller R. G., Janik T., Hegedüs E., Vozár J., Ślączka A., Tiira T., Yliniemi J., 2006. Litho- spheric structure beneath trans-Carpathian transect from Precambrian platform to Pannonian basin: CELEBRATION 2000 seismic profile CEL05. J. Geo- phys. Res. 111, B03301. doi: 10.1029/2005JB003647. Grad M., Tiira T. and ESC Working Group, 2008. The Moho depth map of the European Plate. Geophys. J. Int. 176, 279—292. Hauser F., Raileanu V., Fielitz W., Dinu C., Landesa M., Bala A., prodehl C., 2007. Seismic crustal structure between the Transylvanian Basin and the Black Sea, Romania. Tectonophysics 430, 1—25. Hauser F., Raileanu V., Fielitz W., Bala A., prodehl C., polonic G., Schulze A., 2001. VRANCEA99 — the crustal structure beneath the southeastern Car- pathians and the Moesian Platform from a seismic refraction profile in Romania. Tectonophysics 340, 233—256. Janik T., Grad M., Guterch A. and CELEBRATION 2000 Working Group, 2009а. Seismic structure of the lith- osphere between the East European Craton and the Carpathians from the net of CELEBRATION 2000 profiles in SE Poland. Geological Quarterly 53(1), 141—158. Janik T., Grad M., Guterch A., Vozár J., Bielik M., Vozáro- va A., Hegedüs E., Kovács C. S., Kovács I., Keller G. R. & CELEBRATION 2000 Working Group, 2011. Crust- al structure of the Western Carpathians and Pan- nonian Basin: seismic models from CELEBRATION 2000 data and geological implications. J. Geodynam- ics 52, 97—113. doi:10.1016/j.jog.2010.12.002. Janik T., Kozlovskaya E., Heikkinen p., Yliniemi Ju., Sil- vennoinen H., 2009b. Evidence for preservation of crustal root beneath the Proterozoic Lapland-Kola orogen (northern Fennoscandian shield) derived from P and S wave velocity models of POLAR and HUKKA wide-angle reflection and refraction pro- files and FIRE4 reflection transect. J. Geophys. Res. 114, B06308. doi:10.1029/2008JB005689. Janik T., Kozlovskaya E., Yliniemi J., 2007. Crust- mantle boundary in the central Fennoscandian shield: Constraints from wide-angle P and S wave velocity models and new results of reflection pro- filing in Finland. J. Geophys. Res. 112, B04302. doi:10.1029/2006JB004681. Khriachtchevskaia O., Stovba S., Stephenson R. Creta- ceous-Neogene tectonic evolution of the northern margin of the Black Sea from seismic reflection data and tectonic subsidence analysis. Geol. Soc., Lon- don, Spec. Publ. 2010, Vol. 340, P. 137—157. Lyngsie S. B., Thybo H., Lang R., 2007. Rifting and lower crustal reflectivity: A case study of the intracratonic Dniepr-Donets rift zone, Ukraine. J. Geophys. Res. 112, B12402. doi:12410.11029/12006JB004795. Matenco L., Bertotti G., Leever K., Cloetingh S., Schmid S., Tărăpoancă M., Dinu C., 2007. Large- scale deformation in a locked collisional boundary: interplay between subsidence and uplift, intraplate stress, and inherited lithospheric structure in the late stage of the SE Carpathians evolution. Tecton- ics 26, 1—29. Morosanu I., 2007. Romanian Continental Plateau of the Black Sea. Oscar Print, Bucureşti, 176 p. Natal’in B. A., Şengör A. M. C., 2005. Late Palaeozoic to Triassic evolution of the Turan and Scythian plat- forms: the pre-history of the Palaeo-Tethyan closure. Tectonophysics 404, 175—202. Nikishin A. M., Cloetingh S., Brunet M. F., Stephen- son R. A., Bolotov S. N., Ershov A. V., 1998. Scythian Platform, Caucasus and Black Sea region: Mesozo- ic-Cainozoic evolution tectonic and dynamics. In: peri-Tethys Memoir 3: Stratigraphy and evolution of peri-Tethys platforms. Mémoires du Musée National d’Histoire Naturelle. P. 163—176. Nikishin A., Okay A., Tuysuz O., Demirer A., Amelin N., petrov E., 2015. The Black Sea basins structure and history: New model based on new deep penetration regional seismic data. Part 1: Basins structure and fill. Marine and petroleum Geology 59, 638—655. Nikishin A., Ziegler p., Bolotov S., Fokin p., 2011. Late Palaeozoic to Cenozoic Evolution of the Black Sea- Southern Eastern Europe Region: A View from the Russian Platform. Turkish J. Earth Sci. 20, 571—634. Nikishin A. M., Ziegler p. A., panov D. I., Nazarevich B. p., Brunet M.-F., Stephenson R. A., Bolotov S. N., Koro- taev M. V., Tikhomirov p., 2001. Mesozoic and Ceno- zoic evolution of the Scythian Platform-Black Sea- Caucasus domain. In: Wrench Basins and passive Л. В. ФарФуЛяк 80 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Margins. Mémoires du Musée National d’Histoire Naturelle, 186, 296—346. Okay A., Nikishin A., 2015. Tectonic evolution of the southern margin of Laurasia in the Black Sea re- gion. Int. Geol. Rev. 57(5-8), 1051—1076. doi: 10.1080/00206814.2015.1010609 Okay A. I., Şengör A. M. C., Görür N., 1994. Kinematic history of the opening of the Black Sea and its effect on the surrounding regions. Geology 22, 267—270. Okay A. I., Tüysüz O., 1999. Tethyan sutures of northern Turkey. In: The Mediterranean Basins: Tertiary Ex- tension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 156, 475—515. papanikolaou D., Barghathi H., Dabovski Ch., Dimitriu R., El-Hawat A., Ioane D., Seghedi A., Zagorchev I., 2004. Transect VII: East European Craton—Scythian Plat- form—Dobrogea—Balkanides—Rhodope Massif— Hellenides—East Mediterranean—Cyrenaica. In: The TRANSMED Atlas. The Mediterranean Region from Crust to Mantle. Geological and Geophysical Framework. Springer. (CDROM content). patrut I., paraschiv C., Danet T., 1983. The geological constitution of the Danube Delta. An. Inst. Geol. Geof. LIX, 55—62. pavlenkova N. I., 1996. Сrust and Upper Mantle Struc- ture in Northern Eurasia from Seismic Data. In: Ad- vances in Geophysics. Academic Press Inc. Vol. 37. P. 3—133. Saintot A., Stephenson R. A., Stovba S., Brunet M.-F., Yegorova T., Starostenko V., 2006. The evolution of the southern margin of Eastern Europe (Eastern European and Scythian platforms) from the latest Precambrian-Early Palaeozoic to the Early Creta- ceous. In: European Lithosphere Dynamics. Geol. Soc., London, Memoirs, 32, 481—505. Seghedi A., 2012. Palaeozoic formations from Dobrogea and Pre-Dobrogea — An Overview. Turkish J. Earth Sci. 21, 669—721. Seghedi A., 2001. The North Dobrogea orogenic belt (Romania): a review. In: Wrench Basins and pas- sive Margins. Memoires du Museum national d’Histoirenaturelle, 186, P. 237—257. Shillington D. J., Scott C. L., Minshull T. A., Edwards R. A., Brown p. J., White N., 2009. Abrupt transition from magma-starved to magma-rich rifting in the eastern Black Sea. Geology 37(1), 7—10. Sokoutis D., Burg J. p., Bonini M., Corti G., Cloetingh S., 2005. Lithospheric-scale structures 1483 from the perspective of analogue continental collision. Tec- tonophysics 406, 1—15. Starostenko V., Buryanov V., Makarenko I., Rusakov O., Stephenson R., Nikishin A., Georgiev G., Gera- simov M., Dimitriu R., Legostaeva O., pchelarov V., Sava C., 2004. Topography of the crust-mantle boundary beneath the Black Sea Basin. Tectonophys- ics 381, 211—233. Starostenko V. I., Grad M., Gryn D. N., Guterch A., Dan- novski A., Kolomiyets K. V, Legostaeva O. V., Lysyn- chuk D. V., Omelchenko V. D., Stephenson R. A., Strat- ford W., Thybo H., Tolkunov A. p., Flyuh E., Czuba W., Środa p., Shulgin A., Janik T., 2008. Seismic studies of the lithosphere by the DSS and CDP methods at the junction between the East European Platform and the Scythian plates (Project DOBRE-2). Tenth Geoph. Reading by Fedynsky V. V., Abstr., Moscow, 41. Starostenko V., Janik T., Lysynchuk D., Środa p., Czu- ba W., Kolomiyets K., Gintov O., Omelchenko В., Komminaho K., Guterch A., Tiira T., Gryn D., Legos- taeva O., Thybo H., Tolkunov A., 2013. Mesozoic(?) lithosphere-scale buckling of the East European Craton in southern Ukraine: DOBRE-4 deep seismic profile. Geophys. J. Int. 195, 740—766. Starostenko V., Janik T., Stephenson R., Gryn D., Tolku- nov A., Czuba W., Sroda p., Lysynchuk D., Omelchen- ko V., Grad M., Kolomiyets K., Thybo H., Legostae- va O., 2012. Integrated seismic studies of the crust and upper mantle at the southern margin of the East European Craton (Azov Sea—Crimea—Black Sea area), DOBRE-2 & DOBRE’99 transect. The 15th Intrnational Symposium on Deep Seismic profiling of the Continents and Their Margins. Programme and Abstracts. Beijing, China, September 16—20, 2012, P. 85. Starostenko V. I., Janik T., Yegorova T., Farfuliak L., Czuba W., Środa p., Thybo H., Artemieva I., Sos- son M., Volfman Yu., Kolomiyets K., Lysynchuk D., Omelchenko V., Gryn D., Guterch A., Komminaho K., Legostaeva O., Tiira T., Tolkunov A., 2015. Seismic model of the crust and upper mantle in the 675 Scythian Platform: the DOBRE-5 profile across the northwestern Black Sea and the 676 Crimean Pen- insula. Geophys. J. Int. 201, 406—428. doi:10.1093/ gji/ggv018. Starostenko V. I., Omelchenko V. D., Yegorova T. p., Tolkunov A. p., Tchjoha O. G., Baranova E. p., Sirch- enko V. V., Legostaeva O. V., Stephenson R. A., 2006. DOBRE-2: integrated geophysical studies of the crust and upper mantle on the southern margin of the East European Craton (Azov Sea—Crimea— Black Sea area). 12th International Symposium on Deep Seismic profiling of Continents and their Mar- gins. Abstr., Hayama, Japan, 108. Starostenko V. I. on behalf of the DOBRE-2 Working Group, 2007. Integrated geophysical studies of the crust and upper mantle on the southern margin of the East European Craton (Azov Sea—Crimea— ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 81 Black Sea area). In: Models of the Earth’s crust and upper mantle. St. Petersburg: VSEGEI Publ., P. 206—207. Starostenko V. I., Stephenson R. A., 2007. DOBRE-2: geo- physical studies of the crust and upper mantle of the Azov Sea—Crimea—Black Sea area. International Symposium on Middle East basins evolution, MEBE, Abstr., U. pierre et Marie Curie, paris, 62. Stephenson R., Cloetingh S., 1991. Some examples and mechanical aspects of continental lithospheric fold- ing. Tectonophysics 188, 27—37. Thybo H., 2000. Crustal structure and tectonic evolution of the Tornquist Fan region as revealed by geophysi- cal methods. Bull. Geol. Soc. Denmark 46, 145—160. Tolkunov A., Sydorenko G., Voitsytskyi Z., Srarostenko V., Yegorova T., Stephenson R., Omelchenko V., pobe- dash N., polyvach N., 2011. Geological structure of the north-western terminus of the Eastern Black Sea Rift from new regional CDP profile DOBRE-2, 43. 3rd International Symposium on the Geology of the Black Sea Region. Abstr., Supplement to GEO-ECO-MA- RINA No.17/2011, Bucharest, Romania, 187—189. Yegorova T., Gobarenko V., Yanovskaya T., 2013. Litho- sphere structure of the Black Sea from 3D gravity analysis and seismic tomography. Geophys. J. Int. 193, 287—303. Yegorova T., Gobarenko V., 2010. Structure of the Earth’s crust and upper mantle of West- and East-Black Sea Basins revealed from geophysical data and its tec- tonic implications. In: Sedimentary Basin Tectonics from the Black Sea and Caucasus to the Arabian plat- form. Geol. Soc., London, Spec. Publ. 340, P. 23—42. Ziegler p. A., Cloetingh S., van Wees J-D., 1995. Dynam- ics of intraplate compressional deformation: the Al- pine foreland and other examples. Tectonophysics 252, 7—59. The nature of inclined seismic boundary in the Earth crust of the Scythian plate along the DOBRE-5 profile © L. V. Farfulyak, 2015 Amplifying volumetric seismic tectonic model of the Scythian plate has been plotted; structural- high-speed element — sloping seismic boundary along the DOBRE-5 profile has been revealed. Its location has been defined more precisely and possible mechanisms of formation have been proposed: it corresponds to the northern border of the Early Permian active over-thrust or thrust edge of south- ern dip and of formation of front-rank molassa sag, the so-called Euxinian orogenic belt or the North Crimean suture formed by the closure of the Paleo-Tethys Ocean in the late Paleozoic—Triassic, subduction of the East-European platform under the Scythian plate southward and their collision. On the surface Pre-Cretaceuos basement of the North Crimean suture can be traced as Golitsyn and Azov fault zones usually considered as the border between East-European platform and Scythian plate . Dipping seismic border is a listric surface that falls to the south-southeast, with angles in the longitudinal intersection, α = 17o, and in sections perpendicular to the East-European platform and Scythian plate , α = 22 to 38°. This inclination of the DSB is close to the dip of the South-Crimean suture zone that was previously assumed by Yudin V. V. Key words: Scythian plate, high-speed model, the Earth crust, tectonics, geodynamics, inclined seismic boundary. Referenses Atlas Oil and Gas Fields of Ukraine. Southern Oil-and Gas Bearing Region, 1998. Vol. VI. Lviv: Tsentr Ev- ropy, (in Ukrainian). Baranova E. p., Yegorova T. p., Omelchenko V. D., 2011. Detection of the waveguide in the basement of the north-western shelf of the Black Sea as a result of the DSS re-interpretation of 26, 25 profiles materials. Geofizicheskiy zhurnal 33(6), 15—29 (in Russian). Baranova E. p., Yegorova T. p., Omelchenko V. D., 2008. Reinterpretation of DSS seismic materials and grav- ity modeling along the profiles 25, 28 and 29 in the Black Sea and the Sea of Azov. Geofizicheskiy zhur- nal 30(5), 1—20 (in Russian). Belov A. A., 1981. Tectonic Development of the Alpine Folded Zone in the Paleozoic. Moscow: Nauka, 212 p. (in Russian). Belousov V. V., pavlenkova N. I., 1984. Types of the Earth’s crust. Geodinamika 1, 167—183 (in Russian). Geology of the USSR. Crimea. Geological description, Л. В. ФарФуЛяк 82 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 Starostenko V. I., pashkevich I. K., Makarenko I. B., Rusakov O. M., Kutas R. I., Legostaeva O. V., 2005. Faulting crust northwest shelf of the Black Sea. Geo- fizicheskiy zhurnal 27(2), 195—207 (in Russian). The structure of the crust and upper mantle of the Cen- tral and Eastern Europe, 1978. Ed. V. B. Sollogub, A. Guterkh, D. Prosen. Kiev: Naukova Dumka, 271 p. (in Russian). Tectonic and history of development of the North-West- ern Shelf of the Black Sea, 1981. Ed. V. E. Khain. Moscow: Nauka, 244 p. (in Russian). Tectonic of Ukraine, 1988. Eds. S. S. Kruglov, A. K. Tsyp- ko. Moscow: Nedra, 254 p. (in Russian). Tektonіc map of Ukraine, 2007. 1:1 000 000. Eds. S. S. Kruglov, D. S. Gurskyy. Kiev: UkrDGRІ Publ. (in Ukrainian). Chekunov A. V., 1972. Structure of the Earth Crust and Tectonics of the Europeian Part of the USSR. Kiev: Naukova Dumka, 176 p. (in Russian). Khain V. E., 1977. Regional Geotectonics. Europe Out- side the Alps and Western Asia. Moscow: Nedra, 59 p. (in Russian). Khain V. E., Seslavinskiy K. B., 1991. Historical Geotec- tonics. Paleozoic. Moscow: Nedra, 398 p. (in Rus- sian). Yudin V. V., 2008. Geodynamics of the Black Sea-Caspi- an Region. Kiev: UkrDGRI Publ., 117 p. (in Russian). Yudin V. V., 1995. The foothill suture of the Crimea. Geologicheskiy zhurnal (3-4), 56—61 (in Russian). Yudin V. V., 2001. Pre-Scythian foredeep. The proceed- ings of the III Int. Conf. «Crimea-2001»: Geodynam- ics and the oil and system-Black Sea-Caspian region. Simferopol: Tavria-Plus, P. 177—183 (in Russian). Yudin V. V., 1993. Simferopol melange. Doklady RAN 333(2), 250—252 (in Russian). Artemieva I. M., 2011. The Lithosphere: An Interdisci- plinary Approach. Cambridge Univ. Press, 794 p. Artemieva I. M., Thybo H., 2013. EUNAseis: A seismic model for Moho and crustal structure in Europe, Greenland, and the North Atlantic region. Tectono- physics 609, 97—153. Bogdanova S., Gorbatschev R., Grad M., Guterch A., Janik T., Kozlovskaya E., Motuza G., Skridlaite G., Starostenko V., Taran L. & EUROBRIDGE and pO- LONAISE Working Groups, 2006. EUROBRIDGE: New insight into the geodynamic evolution of the East European Craton. In: European Lithosphere Dynamics. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. P. 599—624. BABEL Working Group, 1993. Deep seismic reflection/ refraction interpretation of crustal structure along 1969. Eds. A. V. Sidorenko, M. V. Muratov. Moscow: Gosgeolizdat, 575 p., (in Russian). Gintov O. B., Yegorova T. p., Tsvetkova T. A., Bugay- enko I. V., Murovskaya A. B., 2014. Geodynamic features of joint zone of the Eurasian plate and the Alpine-Himalayan belt within the limits of Ukraine and adjacent areas. Geofizicheskiy zhurnal 36(5), 26—63 (in Russian). Gintov O. B., Murovskaya A. B., Yegorova T. p., Volf- man Yu. м., Tsvetkova T. A., Bugayenko I. V., Kole- snikova е. е., Ostrovnoy а. м., Bubnyak I. N., Far- fulyak L. V., Amashukeli Т. а., 2015. Deep seismo- genic zone Vrancea as an indicator of geodynamic processes. Geofizicheskiy zhurnal 37(3), 22—49 (in Russian). Ermakov A. p., piyp V. B., 2005. Deep structure of the Black Sea basin as a result of a new interpretation of the seismic data. The annual scientific confer- ence «Lomonosov readings». Moscow: MSU Publ. (in Russian). Ermakov Yu. G., Kirikilitsa S. I., Volfman Yu. M., Shcherba- kovа L. N., 1985. Structural forms of Vendian-Early Mesozoic tectonic activity of the Transnistrian Rus- sian Plate. Geologicheskiy zhurnal 45(4), 117—127 (in Russian). Zonenshain L. p., Kuzmin M. I., Natapov L. M., 1990. Plate tectonics of the USSR. Moscow: Nedra, Vol. 1, 325 p., Vol. 2, 334 p. (in Russian). Kotlyar O. Yu., Verkhovtsev V. G., 2009. Identification criteria of modern provisions southwestern boundar- ies of the East European platform according to earth remote sensing. Geologicheskiy zhurnal (3), 58—63 (in Ukrainian). Krasnopevtseva G. V., Schukin Yu. K., 1993. The struc- ture of the lithosphere along geotraverse III. In: Lith- osphere of Central and East Europe. Geotraverse III, VII, IX. Kiev: Naukova Dumka, P. 8—77 (in Russian). Milanovsky E. E., 1991. Geology of the USSR. Part 3. Moscow: MSU Publ., 273 p. (in Russian). Muratov M. V., Bondarenko V. G., plakhotnyy L. G., 1968. The structure of the folded basement of the plain Crimea. Geotectonica (4), 54—70 (in Russian). plakhotnyy L. G., Apostolova M. Ya., Bondarenko V. G., Gordievich V. A., 1971. Cretaceous volcanic of the Crimean Plain. Bulleten MOIp. Otdeleniye geologii 46(4), 102—112 (in Russian). Slyusar B. S., 1984. Structures of the horizontal compres- sion in the northern Fore-Dobrudja. Geotektonika (4), 90—105 (in Russian). Sollogub V. B., 1986. Lithosphere of the Ukraine. Kiev: Naukova Dumka, 184 p. (in Russian). ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 83 BABEL profiles A and B in the southern Baltic Sea. Geophys. J. Int. 112, 325—343. Burov E. B., Molnar p., 1998. Gravity anomalies over the Ferghana Valley (central Asia) and intracontinental deformation. J. Geophys. Res. 103, 18,137—18, 152. Burov E. B., Nikishin A. M., Cloetingh S., Lobkovsky L. I., 1993. Continental lithosphere folding in central Asia (Part II): constraints from gravity and tectonic mo- delling. Tectonophysics 226, 73—87. Cloetingh S., Beekman F., Van Wees J. D., Ziegler p. A., Sokoutis D., 2008. Post-rift compressional reactiva- tion potential of passive margins and extensional basins. In: Compressional Deformation within pas- sive Margins: Nature, Causes and Effects. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 306, P. 27—70. Cloetingh S., Burov E. B., 2011. Lithospheric folding and sedimentary basin evolution: a review and analysis of formation mechanisms. Basin Res. 23, 257—290. Cloetingh S., Burov E., Beekman F., Andriessen p., Garcia- Castellanos D., De Vicente G., Vegas R., 2002. Litho- spheric folding in Iberia. Tectonics 21, 1041—1067. Cloetingh S., Burov E., poliakov A., 1999. Lithosphere folding: primary response to compression? 1166 (from Central Asia to Paris Basin). Tectonics 18, 1064—1083. Cobbold p. R., Davy p., Gapais D., Rossello E. A., Sady- bakasov E., Thomas J. C., Tondji Biyo J. J., De Ur- reiztieta M., 1993. Sedimentary basins and crustal shortening. Sediment. Geol. 86, 77—89. DOBREfraction’99 Working Group: Grad M., Grin D., Guterch A., Janik T., Keller G. R., Lang R., Lyng- sie S. B., Omelchenko V., Starostenko V. I., Stephen- son R. A., Stovba S. M., Thybo H., Tolkunov A., 2003. «DOBREfraction’99» — velocity model of the crust and upper mantle beneath the Donbas Foldbelt (East Ukraine). Tectonophysics 371, 81—110. Dinu C., Wong H. K., Tambrea D., 2002. Stratigraphic and tectonic syntheses of the Romanian Black Sea shelf and correlation with major land structures. Bu- charest Geoscience Forum, Spec. Vol. 2, 101—117. Dinu C., Wong H. K., Tambrea D., Matenco L., 2005. Stratigraphic and structural characteristics of the Romanian Black Sea shelf. Tectonophysics 410, 417—435. EUROBRIDGE’95 seismic working group Yliniemi J., Ti- ira T., Luosto U., Komminaho K., Giese R., Motuza G., Nasedkin V., Jacyna J., Seckus R., Grad M., Czu- ba W., Janik T., Guterch A., Lund C. E., Doody J. J., 2001. EUROBRIDGE’95: deep seismic profiling within the East European Craton. Tectonophysics 339, 153—175. Finetti I., Bricchi G., Del Ben A., papin M., Xuan Z., 1988. Geophysical study of the Black Sea area. Boll. Geo- fis. Teor. Appl. 30, 197—234. Grad M., Jensen S. L., Keller G. R., Guterch A., Thybo H., Janik T., Tiira T., Yliniemi J., Luosto U., Motuza G., Nasedkin V., Czuba W., Gaczyński E., Środa p., Miller K. C., Wilde-piórko, Komminaho K., Jacyna J., Korabliova L., 2003. Crustal structure of the Trans- European suture zone region along POLONAISE’97 seismic profile P4. J. Geophys. Res. 108, B11. doi: 10.1029/2003JB002426. Grad M., Guterch A., Keller R. G., Janik T., Hegedüs E., Vozár J., Ślączka A., Tiira T., Yliniemi J., 2006. Litho- spheric structure beneath trans-Carpathian transect from Precambrian platform to Pannonian basin: CELEBRATION 2000 seismic profile CEL05. J. Geo- phys. Res. 111, B03301. doi: 10.1029/2005JB003647. Grad M., Tiira T. and ESC Working Group, 2008. The Moho depth map of the European Plate. Geophys. J. Int. 176, 279—292. Hauser F., Raileanu V., Fielitz W., Dinu C., Landesa M., Bala A., prodehl C., 2007. Seismic crustal structure between the Transylvanian Basin and the Black Sea, Romania. Tectonophysics 430, 1—25. Hauser F., Raileanu V., Fielitz W., Bala A., prodehl C., polonic G., Schulze A., 2001. VRANCEA99 — the crustal structure beneath the southeastern Car- pathians and the Moesian Platform from a seismic refraction profile in Romania. Tectonophysics 340, 233—256. Janik T., Grad M., Guterch A. and CELEBRATION 2000 Working Group, 2009a. Seismic structure of the lith- osphere between the East European Craton and the Carpathians from the net of CELEBRATION 2000 profiles in SE Poland. Geological Quarterly 53(1), 141—158. Janik T., Grad M., Guterch A., Vozár J., Bielik M., Vozáro- va A., Hegedüs E., Kovács C. S., Kovács I., Keller G. R. & CELEBRATION 2000 Working Group, 2011. Crust- al structure of the Western Carpathians and Pan- nonian Basin: seismic models from CELEBRATION 2000 data and geological implications. J. Geodynam- ics 52, 97—113. doi:10.1016/j.jog.2010.12.002. Janik T., Kozlovskaya E., Heikkinen p., Yliniemi Ju., Sil- vennoinen H., 2009b. Evidence for preservation of crustal root beneath the Proterozoic Lapland-Kola orogen (northern Fennoscandian shield) derived from P and S wave velocity models of POLAR and HUKKA wide-angle reflection and refraction pro- files and FIRE4 reflection transect. J. Geophys. Res. 114, B06308. doi:10.1029/2008JB005689. Janik T., Kozlovskaya E., Yliniemi J., 2007. Crust- mantle boundary in the central Fennoscandian shield: Constraints from wide-angle P and S wave velocity models and new results of reflection pro- Л. В. ФарФуЛяк 84 Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 filing in Finland. J. Geophys. Res. 112, B04302. doi:10.1029/2006JB004681. Khriachtchevskaia O., Stovba S., Stephenson R. Creta- ceous-Neogene tectonic evolution of the northern margin of the Black Sea from seismic reflection data and tectonic subsidence analysis. Geol. Soc., Lon- don, Spec. Publ. 2010, Vol. 340, P. 137—157. Lyngsie S. B., Thybo H., Lang R., 2007. Rifting and lower crustal reflectivity: A case study of the intracratonic Dniepr-Donets rift zone, Ukraine. J. Geophys. Res. 112, B12402. doi:12410.11029/12006JB004795. Matenco L., Bertotti G., Leever K., Cloetingh S., Schmid S., Tărăpoancă M., Dinu C., 2007. Large- scale deformation in a locked collisional boundary: interplay between subsidence and uplift, intraplate stress, and inherited lithospheric structure in the late stage of the SE Carpathians evolution. Tecton- ics 26, 1—29. Morosanu I., 2007. Romanian Continental Plateau of the Black Sea. Oscar Print, Bucureşti, 176 p. Natal’in B. A., Şengör A. M. C., 2005. Late Palaeozoic to Triassic evolution of the Turan and Scythian plat- forms: the pre-history of the Palaeo-Tethyan closure. Tectonophysics 404, 175—202. Nikishin A. M., Cloetingh S., Brunet M. F., Stephen- son R. A., Bolotov S. N., Ershov A. V., 1998. Scythian Platform, Caucasus and Black Sea region: Mesozo- ic-Cainozoic evolution tectonic and dynamics. In: peri-Tethys Memoir 3: Stratigraphy and evolution of peri-Tethys platforms. Mémoires du Musée National d’Histoire Naturelle. P. 163—176. Nikishin A., Okay A., Tuysuz O., Demirer A., Amelin N., petrov E., 2015. The Black Sea basins structure and history: New model based on new deep penetration regional seismic data. Part 1: Basins structure and fill. Marine and petroleum Geology 59, 638—655. Nikishin A., Ziegler p., Bolotov S., Fokin p., 2011. Late Palaeozoic to Cenozoic Evolution of the Black Sea- Southern Eastern Europe Region: A View from the Russian Platform. Turkish J. Earth Sci. 20, 571—634. Nikishin A. M., Ziegler p. A., panov D. I., Nazarevich B. p., Brunet M.-F., Stephenson R. A., Bolotov S. N., Koro- taev M. V., Tikhomirov p., 2001. Mesozoic and Ceno- zoic evolution of the Scythian Platform-Black Sea- Caucasus domain. In: Wrench Basins and passive Margins. Mémoires du Musée National d’Histoire Naturelle, 186, 296—346. Okay A., Nikishin A., 2015. Tectonic evolution of the southern margin of Laurasia in the Black Sea re- gion. Int. Geol. Rev. 57(5-8), 1051—1076. doi: 10.1080/00206814.2015.1010609 Okay A. I., Şengör A. M. C., Görür N., 1994. Kinematic history of the opening of the Black Sea and its effect on the surrounding regions. Geology 22, 267—270. Okay A. I., Tüysüz O., 1999. Tethyan sutures of northern Turkey. In: The Mediterranean Basins: Tertiary Ex- tension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 156, 475—515. papanikolaou D., Barghathi H., Dabovski Ch., Dimitriu R., El-Hawat A., Ioane D., Seghedi A., Zagorchev I., 2004. Transect VII: East European Craton—Scythian Plat- form—Dobrogea—Balkanides—Rhodope Massif— Hellenides—East Mediterranean—Cyrenaica. In: The TRANSMED Atlas. The Mediterranean Region from Crust to Mantle. Geological and Geophysical Framework. Springer. (CDROM content). patrut I., paraschiv C., Danet T., 1983. The geological constitution of the Danube Delta. An. Inst. Geol. Geof. LIX, 55—62. pavlenkova N. I., 1996. Сrust and Upper Mantle Struc- ture in Northern Eurasia from Seismic Data. In: Ad- vances in Geophysics. Academic Press Inc. Vol. 37. P. 3—133. Saintot A., Stephenson R. A., Stovba S., Brunet M.-F., Yegorova T., Starostenko V., 2006. The evolution of the southern margin of Eastern Europe (Eastern European and Scythian platforms) from the latest Precambrian-Early Palaeozoic to the Early Creta- ceous. In: European Lithosphere Dynamics. Geol. Soc., London, Memoirs, 32, 481—505. Seghedi A., 2012. Palaeozoic formations from Dobrogea and Pre-Dobrogea — An Overview. Turkish J. Earth Sci. 21, 669—721. Seghedi A., 2001. The North Dobrogea orogenic belt (Romania): a review. In: Wrench Basins and pas- sive Margins. Memoires du Museum national d’Histoirenaturelle, 186, P. 237—257. Shillington D. J., Scott C. L., Minshull T. A., Edwards R. A., Brown p. J., White N., 2009. Abrupt transition from magma-starved to magma-rich rifting in the eastern Black Sea. Geology 37(1), 7—10. Sokoutis D., Burg J. p., Bonini M., Corti G., Cloetingh S., 2005. Lithospheric-scale structures 1483 from the perspective of analogue continental collision. Tec- tonophysics 406, 1—15. Starostenko V., Buryanov V., Makarenko I., Rusakov O., Stephenson R., Nikishin A., Georgiev G., Gera- simov M., Dimitriu R., Legostaeva O., pchelarov V., Sava C., 2004. Topography of the crust-mantle boundary beneath the Black Sea Basin. Tectonophys- ics 381, 211—233. Starostenko V. I., Grad M., Gryn D. N., Guterch A., Dan- novski A., Kolomiyets K. V, Legostaeva O. V., Lysyn- chuk D. V., Omelchenko V. D., Stephenson R. A., Strat- ПрирОда накЛОннОй сейсмическОй Границы В земнОй кОре скиФскОй ... Геофизический журнал № 6, Т. 37, 2015 85 ford W., Thybo H., Tolkunov A. p., Flyuh E., Czuba W., Środa p., Shulgin A., Janik T., 2008. Seismic studies of the lithosphere by the DSS and CDP methods at the junction between the East European Platform and the Scythian plates (Project DOBRE-2). Tenth Geoph. Reading by Fedynsky V. V., Abstr., Moscow, 41. Starostenko V., Janik T., Lysynchuk D., Środa p., Czu- ba W., Kolomiyets K., Gintov O., Omelchenko В., Komminaho K., Guterch A., Tiira T., Gryn D., Legos- taeva O., Thybo H., Tolkunov A., 2013. Mesozoic(?) lithosphere-scale buckling of the East European Craton in southern Ukraine: DOBRE-4 deep seismic profile. Geophys. J. Int. 195, 740—766. Starostenko V., Janik T., Stephenson R., Gryn D., Tolku- nov A., Czuba W., Sroda p., Lysynchuk D., Omelchen- ko V., Grad M., Kolomiyets K., Thybo H., Legostae- va O., 2012. Integrated seismic studies of the crust and upper mantle at the southern margin of the East European Craton (Azov Sea—Crimea—Black Sea area), DOBRE-2 & DOBRE’99 transect. The 15th Intrnational Symposium on Deep Seismic profiling of the Continents and Their Margins. Programme and Abstracts. Beijing, China, September 16—20, 2012, P. 85. Starostenko V. I., Janik T., Yegorova T., Farfuliak L., Czuba W., Środa p., Thybo H., Artemieva I., Sos- son M., Volfman Yu., Kolomiyets K., Lysynchuk D., Omelchenko V., Gryn D., Guterch A., Komminaho K., Legostaeva O., Tiira T., Tolkunov A., 2015. Seismic model of the crust and upper mantle in the 675 Scythian Platform: the DOBRE-5 profile across the northwestern Black Sea and the 676 Crimean Pen- insula. Geophys. J. Int. 201, 406—428. doi:10.1093/ gji/ggv018. Starostenko V. I., Omelchenko V. D., Yegorova T. p., Tolkunov A. p., Tchjoha O. G., Baranova E. p., Sirch- enko V. V., Legostaeva O. V., Stephenson R. A., 2006. DOBRE-2: integrated geophysical studies of the crust and upper mantle on the southern margin of the East European Craton (Azov Sea—Crimea— Black Sea area). 12th International Symposium on Deep Seismic profiling of Continents and their Mar- gins. Abstr., Hayama, Japan, 108. Starostenko V. I. on behalf of the DOBRE-2 Working Group, 2007. Integrated geophysical studies of the crust and upper mantle on the southern margin of the East European Craton (Azov Sea—Crimea— Black Sea area). In: Models of the Earth’s crust and upper mantle. St. Petersburg: VSEGEI Publ., P. 206—207. Starostenko V. I., Stephenson R. A., 2007. DOBRE-2: geo- physical studies of the crust and upper mantle of the Azov Sea—Crimea—Black Sea area. International Symposium on Middle East basins evolution, MEBE, Abstr., U. pierre et Marie Curie, paris, 62. Stephenson R., Cloetingh S., 1991. Some examples and mechanical aspects of continental lithospheric fold- ing. Tectonophysics 188, 27—37. Thybo H., 2000. Crustal structure and tectonic evolution of the Tornquist Fan region as revealed by geophysi- cal methods. Bull. Geol. Soc. Denmark 46, 145—160. Tolkunov A., Sydorenko G., Voitsytskyi Z., Srarostenko V., Yegorova T., Stephenson R., Omelchenko V., pobe- dash N., polyvach N., 2011. Geological structure of the north-western terminus of the Eastern Black Sea Rift from new regional CDP profile DOBRE-2, 43. 3rd International Symposium on the Geology of the Black Sea Region. Abstr., Supplement to GEO-ECO-MA- RINA No.17/2011, Bucharest, Romania, 187—189. Yegorova T., Gobarenko V., Yanovskaya T., 2013. Litho- sphere structure of the Black Sea from 3D gravity analysis and seismic tomography. Geophys. J. Int. 193, 287—303. Yegorova T., Gobarenko V., 2010. Structure of the Earth’s crust and upper mantle of West- and East-Black Sea Basins revealed from geophysical data and its tec- tonic implications. In: Sedimentary Basin Tectonics from the Black Sea and Caucasus to the Arabian platform. Geol. Soc., London, Spec. 340, P. 23—42. Ziegler p. A., Cloetingh S., van Wees J-D., 1995. Dynam- ics of intraplate compressional deformation: the Al- pine foreland and other examples. Tectonophysics 252, 7—59.

Схожі ресурси