Історія геологічного розвитку території СРСР розпадається на 2 великих етапу: архей — середній протерозой (більше 3 млрд. років), і верхній протерозой — кайнозой (ок. 1,5 млрд. років). Протягом першого етапу формувався фундамент Східно-європейської і Сибірської платформ, під час другого — їх чохол і тектонічні структури геосинклінальних складчастих поясів. У зв'язку з тим, що архейськие — среднепротерозойськие відкладення зазнали глибокі зміни в результаті подальшого сильного прогрівання і часткової переплавки, історія їх накопичення не піддається повній реконструкції. Позднепротерозойськая історія древніх платформ відома краще; починаючи з палеозою можна прослідити головні особливості зміни палеогеографічної обстановки на всій території СРСР.
На ранній стадії формування земна кора мала базальтовий склад; на її поверхні накопичувалися вулканічні породи, що виносяться з надр. Ця стадія інколи називається «місячною». Надалі, з появою водної оболонки, накопичення вулканогенних порід і первинних продуктів їх розкладання відбувалося в умовах, що нагадують сучасні океанічні. На пізніших етапах геологічної історії архея в обширних морських басейнах із слабо диференційованою тектонічною обстановкою накопичувалися карбонатні теригенні і осадочно-вулканогенниє товщі, незрідка збагачені залізом. В кінці архея (2,6 млрд. років) сталися ськладкообразовательниє рухи, що супроводилися інтенсивною гранітизацією і метаморфізмом. У Східному Сибіру утворилися крупні ядра континентальної земної кори з гранітно-метаморфічним шаром, обмежені глибинними розломами. Архейськая земна кора, ймовірно, була досить рухливою і у високій мірі прогрітої.
В ранньому протерозоє розрізнялися вже підведені блоки материкової кори і прогини, що розділяли їх, багато хто з яких мав кору океанічного типа. У прогинах, що мали форму трогов і обмежених глибинними розломами (відомі на Балтійському щиті, Українському масиві і Алданськом щиті), накопичувалися глинисто-карбонатні, крем'янисті, теригенні осідання, у тому числі основні еффузіви і залізовмісні породи. Прояв раннекарельськой складчастості (ок. 2 млрд. років) привів до складної деформації трогових опадів і розростанню ділянок кори з гранітно-метаморфічним шаром. Складчастість супроводилася впровадженням величезних мас кислої магми, формуванням крупних анортозітових комплексів. У середньому протерозоє загальний характер осадконакопленія, підлеглий раніше виниклим тектонічним структурам, зберігся.
Позднекарельськие процеси складчастості і гранітнзациі (1,7—1,6 млрд. років) привели до закінчать. оформленню сучасної структури фундаментів Східно-європейської і Сибірської платформ. Їх первинні розміри були більші сучасних, оскільки згодом краї платформ виявилися роздробленими і залученими в геосинклінальноє розвиток.
З пізнього протерозоя геологічний розвиток території СРСР визначався існуванням двох крупних блоків континентальної кори — Східно-європейського і Сибірського, що обрамували поясами розвитку океанічної («безгранітной») кори: Монгольським для Уралою, Середземноморським і Тихоокеанським. Геосинклінальниє пояси впродовж тривалих періодів часу, до перетворення їх в складчасті області і молоді платформи, були подібні до сучасних океанів і околичних морів з архіпелагами островів. Платформи в період загальних занурень були зайняті обширними шельфовими морями, а в орогенічеськие епохи вони перетворювалися на крупні ділянки суші з материковою корою і незрідка з розчленованим гірським рельєфом.
В ріфєє значні ділянки Східно-європейської платформи були підведені; краї платформи і лінійні грабенообразниє прогини (Пачелмський, Крестцовсько-Валдайський, Среднерусський і ін.) заливалися мілководими морями, в яких накопичувалися теригенні сероцветниє і червоноколірні товщі опадів. У перікратонних прогинах і на всій Сибірській платформі в розрізі ріфея велика роль належить водоростевим вапнякам. В межах Монгольського для Уралою Середземноморського, Тихоокеанського поясів накопичувалися серії всіляких порід — від глибоководних крем'янисто-глинистих, крем'янисто-карбонатних і вулканогенних в прогинах до континентальних грубообломочних на поднятіях. З кінця раннього і до пізнього ріфея відбувалися ськладкообразовательного рухи, що супроводилися впровадженням мас кислої магми (Урал, Тянь-шань, Південний Сибір). Про горотворні рухи ріфея свідчить ритмічність відкладень, виражена чергуванням потужних пачок грубообломочних червоноколірних порід континентального походження і морських карбонатних відкладень. Кінець пізнього протерозоя (венд) на докембрійських платформах характеризувався накопиченням морських відкладень, що утворили нижні горизонти платформеного чохла. Повсюдно вендськие відкладення залягають трансгресивний по відношенню до ріфейським, складаючи крупні синеклізи. У геосинклінальних областях місцями сталися горотворного руху що супроводилися складчастістю і кислим магматізмом (байкальський орогенез), внаслідок чого тут сформувався фундамент молодих платформ (Тімано-печорськая плита, частина Західно-сибірської, кряж і ін. Енісейський). Вендськие відкладення в цих районах представлені молассой. У вендських відкладеннях на древніх платформах і в багатьох інших районах розвинені тілліти, що свідчать про існування холодного клімату.
Палеогеографія початку кембрійського періоду мало відрізняється від вендськой. Сибірська платформа була майже цілком зайнята морським басейном з карбонатними осіданнями; глибина його збільшувалася к В. Археоциатовиє рифові споруди раннього кембрію, мабуть, відгороджували південно-західна частина платформи, на якій відбувалося накопичення соленосних відкладень. Східно-європейська платформа в північній і центральній частинах була покрита морем лише в першу половину кембрію, коли накопичувалися піщані і глинисті осідання, що майже не зазнали вторинних змін. Одночасно в геосинклінальних поясах відбувалися активні диференційовані рухи, потужний підводний базальтовий вулканізм (Казахстан, Східні Саяни і ін.); окремі ділянки були підведені і були ланцюгами островів з багаточисельними вулканами; на мілинах накаплівамісь теригенні і карбонатні товщі. У пізньому кембрії великі простори геосинклінальних поясів були охоплені горотворними рухами (салаїрський орогенез), що супроводилися грацитним магматізмом (Забайкалля, Саяни, Тува, Алатау Коваля, Закавказзя, Далекий Схід і ін.). Салаїрський орогенез привів до розширення молодих платформ і збільшення площі геоантіклінальних зон в геосинклінальних областях. На платформах в пізньому кембрії теж відбувається омолоджування рельєфу, місцями накопичуються континентальні товщі (Юж. Сибір).
В ранньому ордовіке почався новий етап осадконакопленія на платформах і в геосинклінальних областях, що продовжувався в силурі. Морськими басейнами в ордовіке і силурі були зайняті західні райони Східно-європейської платформи і майже вся Сибірська платформа. У західних районах Східно-європейської платформи накопичувалися карбонатні осідання; у силурійському морі до Ю. від Балтійського щита утворювалися крупні коралові рифи. На Сибірській платформі велика роль належить карбонатно-теригенним осіданням, на Ю. — червоноколірним теригенним. На території сучасного Уралу, Казахстану, Тянь-шаня, Алтая і ін. мав місце активний підводний вулканізм, місцями накопичувалися флішевиє серії (Казахстан, Тянь-шань). У силурі на Уралі розвивається особливо інтенсивний вулканізм. Характерними були також крупні рифові коралові споруди на поднятіях морського дна. Теригенні і теригенно-карбонатні осідання відкладалися в морських басейнах З.-В.(північний схід) Азії; широкого поширення набули граптолітовиє сланці.
В пізньому ордовіке на Північному Тянь-шані, в силурі — в Центральному Казахстані, на Алтаї, в Саянах і інших районах почалися горотворні рухи (орогенез Каледонії), що супроводилися потужним гранітним магматізмом. Величезні маси кислої магми були виведені у верхній частині земної кори, утворивши крупні батоліти (Північний Тянь-шань). Шари, що накопичилися опадів зазнали складчастість і метаморфізм.
орогенез Каледонії завершив раннепалеозойський етап формування континентальної кори. При зімкненні блоків континентальної кори по розломах на поверхню були виведені породи т.з. офіолітової асоціації — океанічна кора геологічного минулого, що включає блоки мантії. До кінця раннепалеозойського етапу істотно збільшилася площа блоку материкової кори в Сибіру за рахунок прічлененія складчастих структур Каледоній; утворився крупний материковий масив на місці сучасного Центрального Казахстану і Північного Тянь-шаня. Багаточисельні ділянки суші виникли на територіях сучасного Уралу, Алтая, Казахстану, Киргизії, Саян, Туви, Забайкалья і інших районів.
З середнього девона почався наступний етап загальних занурень, з якими пов'язано заставляння нових і оновлення раніше існуючих систем геосинклінальних прогинів на Уралі, Алтаї, Кавказі, в Тянь-шані, Забайкалля і на Далекому Сході. Обширні океанічні басейни на місці Монгольського для Уралою, Середземноморського і Тихоокеанського поясів були глибоко занурені; лише окремі гряди островів в зонах раннепалеозойськой складчастості розташовувалися вище за рівень океану. На платформах починається відособлення найголовніших сучасних прогинів (синекліз) і поднятій (антекліз), накопичуються переважно морські теригенно-карбонатні, карбонатні і соленосні відкладення середнього і верхнього девона. Утворення структур супроводилося впровадженням по розломах основної і лужної магми. У ряді районів виявився активний базальтовий магматізм. У гірських областях Казахстану, Південного Сибіру, З.-В.(північний схід) Азії (на місці деяких ділянок платформ, байкалід, салаїрід і каледонід) сформувалися крупні накладені западини і успадковані прогини, які заповнювалися продуктами руйнування гірських хребтів, — червоно-кольоровий вулканогенно-уламковою і уламковою молассой (Мінусинськие, Рибінська, Тувинська улоговини і ін.). Утворення міжгірських западин і підйом хребтів, що розділяють їх, супроводилися виявленнями кислої і основної магми підвищеній лужності. Девонські лужні інтрузії відомі також на Східно-європейській і Сибірській платформах, в областях байкальською, салаїрськой і складчастості Каледонії. Вулканогенниє породи накопичувалися в багатьох геосинклінальних девонських прогинах. У розрізі девонських відкладень на платформах і в западинах широко поширені соленосні і пестроцветниє теригенні товщі, що свідчать про арідних умови.
На початку кам'яновугільного періоду успадкований розвивалися структурні елементи, що заклалися в девоне. Проте клімат ставав гумідним, про що свідчать поширені на обширних площах вуглевмісні серії (Східно-європейська платформа, Урал, Казахстан).
Велика частина Сибірської платформи (Тунгуська синекліза) була озерно-болотяною рівниною; подібні умови, що зберігалися тут до кінця пермського періоду, привели до формування величезних запасів вугілля у верхнепалеозойських відкладеннях Сибірської платформи. У пізньому палеозої тут починаються вулканічні виверження. На Східно-європейській платформі зберігалися морські умови і накопичувалися білі вапняки і доломіт. Уламкові товщі з'являються по краях платформи — в Пріуралье, Донбасі.
В пермському періоді відбувалося поступове скорочення площі морського басейну на платформі. Завдяки арідному клімату широкого поширення набули гіпс, доломіт, кам'яна сіль, пестроцветниє глини і піщаники. Подальші піднімання в кінці пермського періоду привели до зміни хемогенних опадів уламковими червоноколірними. Уламковий матеріал поступав на платформу з території суміжних геосинклінальних поясів (Монгольського для Уралою, Середземноморського), що випробували в цей час загальне піднімання. Відбувалося впровадження крупних масивів гранітоїдов на Уралі, Кавказі, Тянь-шані, в Казахстані, на Алтаї і в інших районах. Усередині геосинклінальних областей і по їх зовнішніх краях відокремилися крупні западини (міжгірські і предгірні), які заповнювалися вугленосними товщами великої потужності (западини Передуральського прогину, Карагандинська, Коваль і ін.). Одночасно оформився особливий тип платформених западин — глибоко прогнутих, з крутими краями і плоским днищем (Тунгуська, Прикаспійська).
В кінці палеозою на площі Монгольського для Уралою поясу замикаються океанічні басейни, сліди яких збереглися у вигляді зон із затиснутими в розломах блоками океанічної кори (офіолітовиє зони) на Уралі, в Східному Казахстані, Південному Тянь-шані і ін. Окремі блоки материкової кори на території сучасної Східної Європи Сибіру, Казахстану і Киргизії об'єдналися в єдиний материковий масив. Уздовж його південного краю, на кордоні з Палеотетісом, розвинувся широтний околично-материковий вулканічний пояс. В цей час області каледонід, салаїрід, байкалід випробували повторне горотворення в результаті тектонічної активізації; у їх межах розвинені западини з молассой середнього карбону — пермі. Багато позднепалеозойськие западин успадкували положення девонських западин. У геосинклінальних областях Тихоокеанського поясу в середньому карбоні — пермі панували морські умови. Поднятіямі в пермі були охоплені невеликі ділянки.
На початку тріаса велика частина території СРСР була сушею. На Сибірській платформі, в Кузбасі, в западині Печорськой, на Західно-сибірській плиті і в інших областях характерний прояв активного раннесреднетріасового вулканізму, що привів до утворення сибірських траппів. На Східно-європейській платформі (у Московській, Прикаспійській синеклізах і Дніпровсько-донецькій западині) відбувалося накопичення червоноколірних континентальних товщ. Морські басейни займали Предкавказье, Ю. Прікаспійськой синеклізи, З. Туранськой плити, північно-східні райони материка (Таймир, Верхоянье, Чукотку). У пізньому тріасі почався новий етап занурень, який привів до відособлення геосинклінальних прогинів в Кримсько-кавказької області, оновленню прогинів в Сихоте-Аліне, на Памірі; почалося загальне прогинання на платформах.
На Східно-європейській платформі в юрський і крейдяний періоди формується декілька новоутворених западин, накладених на більш древні палеозойські прогини і піднімання. Відносно стійкий морський режим зберігався в південних областях, затоплених водами океану Тетіс; північні райони сучасної Європейської частини країни були занурені під рівнем морить в позднеюрськую епоху. Декілька трансгрессий бореального моря сталося в крейдяному періоді в Московську синеклізу, в западину Печорськую. Західно-сибірська плита в юрський і крейдяний періоди була зайнята величезною затокою бореального моря, в якому накопичувалися піщано-глинисті і глинисто-крем'янисті товщі. Зовнішніми шельфовими морями океану Тетіс були затоплені Скіфська і Туранськая плити, на яких поряд з теригенними були широко поширені карбонатні осідання (верхня юра, верхня крейда). Найбільшим зануренням характеризувалася південна частина Туранськой плити; північні райони плити к В. від Аральського озера в юрське — раннемеловоє час розвивалися в умовах суші. Лише в результаті найбільш крупній позднемелової трансгресії була затоплена північно-східна частина Туранськой плити і через Тургайський протока встановився зв'язок Північного і Південного басейнів. Північно-східні і східні райони території СРСР в цей час були зайняті бореальними морями з піщано-глинистим типом осадконакопленія. Сибірська платформа по північно-східному краю омивалася морем, яке проникало у Вілюйськую синеклізу. Південний і центральний райони платформи, складчасті області Південного Сибіру, Алтая, Казахстану, Тянь-шаня, Забайкалья були сушею, в окремих западинах якої накопичувалися юрські вугленосні товщі. Місцями вони досягають величезної потужності і містять великі запаси вугілля (Чульманськая, Іркутська, Канськая і ін.). На рубежі юрського і крейдяного періодів на З.-В.(північний схід) території СРСР, в Забайкаллі, на Алданськом щиті, на Памірі виявлялися горотворні рухи, що супроводилися кислим інтрузивним магматізмом. В кінці позднеюрськой — в раннемеловую епоху істотно збільшується площа материкового блоку на С. Евразії за рахунок замикання геосинклінальних прогинів на території сучасної З.-В.(північний схід) Азії і прічлененія до Сибірської платформи крупних серединних масивів — Охотського, Омолонського, Колимського і ін. Перед фронтом мезозоїд, що здіймаються, оформився прогин Предверхоянський, заповнений вугленосною молассой. Багаточисельні міжгірські прогини з вугленосними товщами утворилися усередині мезозоїд. Після загальних поднятій в кінці ранньої крейди область сучасної Камчатки, Коряцького нагір'я, Сахаліну випробувала активне занурення; по східному краю колишнього континенту, що зберіг підведене положення, по зонах найбільших глибинних розломів в крейдяному періоді відбувалися активні виявлення андезітової магма, впровадження кислих інтрузій уподовж т.з. Охотсько-чукотського околично-материкового вулканічного поясу.
Палеогеновий період для території СРСР загалом характеризувався відносно спокійною тектонічною обстановкою. Морське осадконакопленіє збереглося в південних областях Східно-європейської платформи, на Скіфській і Туранськой плитах, в Альпійської геосинклінальной області. Західно-сибірська плита була зайнята морем. Накопичення морських опадів в умовах геосинклінальних структур характерний для крайніх східних районів Тихоокеанського поясу (Камчатка, Сахалін, Курильські острови). У геосинклінальних областях морське осадконакопленіє супроводилося вулканізмом, активний палеогеновий вулканізм виявився на території Малого Кавказу, де існувала система прогинів, розділених Кордільєрами. По краях прогинів розташовувалися вулканічні апарати. На Кавказі в багатьох прогинах відбувалося накопичення флішевих серій. Смуга ділянок флішенакопленія опоясувала з Ю. (Кавказ) і із З. (Карпати) блок континентальної кори Східно-європейської платформи і Скіфської плити. Рельєф суші платформених областей, ймовірно, був відносно вирівняним, про що свідчить палеогеновиє кора вивітрювання, що збереглася.
З кінцем палеогенового періоду пов'язаний початок поднятій, обумовлене альпійським орогенезом, яке досягло найбільшої активності в неогеновому періоді і антропогене. У сферу дії горотворних процесів виявилися залученими не лише геосинклінальниє області (Карпати, Крим, Кавказ, Копетдаг), але і області, тектонічний режим яких впродовж мезозою і палеогену наближався до типово платформеному (Тянь-шань, гори Південного Сибіру, південь Сибірської платформи). Площа гірських систем, виниклих на місці областей, що завершили геосинклінальноє розвиток задовго до неогена, у багато разів перевищує площа гірських систем, що утворилися на місці альпійських геосинкліналей. Альпійське горотворення супроводилося формуванням крупних внутрішніх западин, зайнятих морськими басейнами (Чорне море, південна частина Каспійського) і озерами (Аральське, Балхаш, Байкал і ін.). Деякі западини є типовими рифтовими структурами. Великі площі околичного Морея — Японського, Берінг, Охотського теж є новоутвореними. У східних районах Тихоокеанського поясу продовжується геосинклінальноє розвиток, що супроводжується активним вулканізмом (Курильські острови, Камчатка); потужні серії антропогенових андезітових лав суцільним панциром перекривають палеогеновиє і неогенові структури Камчатки. Вулканічні апарати розташовані ланцюжками по зонах розломів. Див. також статті про відповідні системи (періодах), наприклад, Крейдяна система (період), і геологічних групах (ерах).
Ст М. Цейслер.
Палеогеографія антропогенового періоду. період Антропогеновий характеризується поряд з активізацією тектонічних рухів зміною природного середовища у напрямі похолодання і посиленням міри континентальності клімату. Піднімання континентів, формування відроджених епіплатформенних гір, а також замикання геосинкліналей Середземноморського поясу привело до ізоляції полярного басейну і посилення широтної диференціації клімату і супроводилося появою широтної зональності, близької до сучасної.
Поряд з цими межами на пізніх етапах кайнозою виявляється ще одна особливість — ритмічні (що коливають) зміни клімату. Ці зміни фіксуються в розрізах кайнозойських відкладень ще до початку антропогена, будучи добре вираженими, починаючи з еоплейстоцена, але лише власне в плейстоцене вони досягають такої амплітуди, що викликають виникнення покривних заледенінь, що поширювалися на рівнинних територіях СРСР в епохи похолодань і що деградували в теплих, — міжльодовикові — епохи.
Протягом плейстоцена для рівнин характерні 3 крупних хвилі похолодання, розділені епохами потепління. У ранньому плейстоцене виділяється прадавнє достовірно встановлене заледеніння — окськоє. У Європейській частині воно поширювалося на південь до 52—54° с. ш.(північна широта), у Сибіру (де воно виділяється під назвою демьянського) кордону його не встановлені. Що змінило його ліхвінськоє межледниковье характеризувалося теплішим, ніж сучасний, кліматом і великим поширенням широколистяних лісів; у південній половині Східно-європейської рівнини панували грунти, близькі до грунтів субтропіків.
Середній плейстоцен був часом найбільшого розвитку заледеніння. Центр формування Європейського льодовикового щита був розташований на Скандінавському півострові за межами території СРСР. У максимальну — дніпровську — льодовикову епоху льоди просунулися далеко на південь по долинах Дніпра і Дона. Потужність льоду досягала 2—2,5 км.
На великі відстані поширювалися і льоди з островів Нової Землі (Новоземельський центр), досягаючи Печори і північного побережжя Кольського півострова. У Сибіру в середньому плейстоцене льоди також досягали максимального поширення, хоча і не просувалися на південь так далеко, як в Європейській частині СРСР. Кордон самаровського заледеніння в Західному Сибіру проходіла декілька на південь від гирла р. Іртиш, а на схід від Обі зміщувалася далі до С. В області Сибірських для Уралою льодовикових покривів виділяється декілька центрів заледеніння — на Полярному Уралі, в горах Путорана і Бирранга, на Північній Землі, на Анабарськом щиті. Потужність льодовиків Сибіру не перевищувала 1 км. Відмітною особливістю среднеплейстоценової льодовикової епохи в Західному Сибіру був її збіг за часом з трансгресією морить, викликаною локальним тектонічним прогинанням. Протягом середнього плейстоцена виразно виділяються 2 хвилі похолодання, розділені теплим проміжком. Друге просування льодів в середньому плейстоцене — московське в Європейській частині, тазовськоє в Західному Сибіру, було менш значним, чим перше; кордон льодовика на Східно-європейській рівнині розташовувалася декілька північніше і на захід від Москви.
що Послідувало за среднеплейстоценовим заледенінням межледниковье — мікулінськоє, або мгинськоє, відрізнялося від сучасної епохи вищими температурами і великою кількістю опадів, але було менш теплим, чим попереднє — ліхвінськоє. Мікулінськоє час ознаменувався трансгресією відносно теплих морських вод в межі північних рівнинних областей території СРСР (т.з. бореальна трансгресія); відкладення цієї трансгресії зустрічаються на С. Восточно-Европейськой рівнини до висоти 80—100 м-коду над сучасним рівнем морить.
Пізній плейстоцен також ознаменувався заледенінням, що носило в Європейській частині (де кордон його поширення збігався з піднесеністю Валдайськой) назву валдайського, а в Сибіру — зирянського. Розміри цього заледеніння були значно менші, ніж среднеплейстоценового, хоча кліматичні умови валдайськой епохи були дуже суворими (що дає підстави вважати її «головним кліматичним мінімумом» плейстоцена). В межах пізнього плейстоцена, крім того, виділяється 2 похолодання, розділених потеплінням. Останнє похолодання і просування льодів в Європейській частині сталося 20 тис. років назад. Після цього льодовик в межах рівнинної частини відступав до повного зникнення (близько 10 тис. років назад).
Інші закономірності розвитку заледеніння були властиві гірським районам Ст і Ю. СРСР. На З.-В.(північний схід) СРСР протягом всього плейстоцена найбільш характерним типом заледеніння був гірничо-долинний; у максимальні фази льоди виходили в краєві частини рівнин, утворюючи льодовики подножій, наприклад в західних передгір'ях хребта Верхоянського. Найчіткіше виражені сліди позднеплейстоценового заледеніння, особливо його завершальною — сартанськой стадії (12—14 тис. років назад). У розвитку заледеніння гірського поясу, розташованого в південних кордонів СРСР, виявився вплив тектонічних і кліматичних чинників. Заледеніння в настільки південних широтах стало можливим завдяки тектонічному підніманню територій і, одного дня виникнувши, існувало на більшій частині гірських масивів протягом всього плейстоцена; коливання розмірів льодовиків були пов'язані в основному з кліматичними ритмами.
Вплив льодовикових епох в е р б особливості самих заледенінь на сучасну природну обстановку було всіляким. Заледеніння залишили сліди в рельєфі у вигляді добре виражених кінцевих моренних гряд (на лінії танення льодовика), суцільного покриву льодовикових утворень до С. від кордонів танення — область, що володіє холмісто-западінним рельєфом, а також у вигляді особливого типа обробки поверхні суші поблизу центрів заледеніння (наприклад, на Кольському півострові), де величезна маса рухомого льоду знищила більш древні рихлі відкладення і відшліфувала поверхню виходів корінних порід. Талі води льодовиків стікали по пониженнях рельєфу, частково використовуючи долини річок, що заклалися ще в дольодовиковий час. На знижених ділянках блукання потоків талих вод, переотлагавших принесений льодовиком матеріал, створило плоскі зандровиє рівнини, що обводнювали. Там, де рельєф перешкоджав стоку вод, утворилися обширні пріледниковиє басейни (наприклад, на Західно-сибірській рівнині).
З формуванням льодовикових щитів і покривів пов'язані коливання рівня Світового океану. У льодовикові епохи цей рівень значно знижувався, в першу чергу тому, що величезні маси води утворювали льодовикові щити і покриви і були тим самим на тривалий термін виведені з вологообороту. Подібне гляциоевстатічеськоє зниження рівня океану в позднеплейстоценовую льодовикову епоху складало близько 100—110 м-код; при таненні льодовиків в межледниковья рівень океану знову підвищувався. Зміни циркуляції атмосфери, пов'язані з виникненням льодовикових щитів, а також коливання випаровуваності з поверхні водоймищ викликали істотні зміни зволоженості внеледникових територій. Зокрема, в Середній Азії виразно встановлюються епохи декілька більшої зволоженості, звані плювіальними і що приблизно синхронізуються із заледеніннями рівнин. Похолоданням клімату в основному відповідали і трансгресивні фази Каспійського басейну.
В плейстоценовій історії Чорного моря також виразно виділяється чергування трансгресивних і регресивних фаз, що супроводилися зміною солоності; у епохи трансгресії його рівень був на 10—20 м-коду вище сучасного, при цьому відбувалося скидання вод через протоки Босфор і Дарданелли в Середземне море. Похолодання, що викликали заледеніння, робили вплив на весь хід природних процесів далеко за межами поширення льодовиків. Один з виразів цього впливу — формування зони багаторічномерзлих порід (багатолітньою кріолітозони ) . Збільшення її розмірів в холодні епохи плейстоцена істотно впливало на весь хід екзогенних процесів і привело до розширення площі криогенної морфоськульптури, релікти якої спостерігаються далеко на південь за межами сучасного поширення багаторічномерзлих порід. Континентальність клімату, що різко зростала в епохи похолодань, викликала розширення кріолітозони, приводила до перебудови структури природної зональності, характерної для міжльодовикових епох. На більшій частині сучасного помірного поясу панували обширні відкриті простори із значною участю ксерофітних елементів в рослинному покриві, в межах яких відбувалося інтенсивне накопичення лесових відкладень. Ці умови існували на Східно-європейській рівнині до початку голоцену, а можливо і декілька пізніше. Останній етап розвитку природного середовища — голоцен — характеризувався потеплінням, відступанням кордону поширення багатолітньої кріолітозони, що супроводилося, на С. Протягом відносний короткого проміжку часу — біля 5 — 6 тис. років назад — кліматичні умови були теплішими і вологішими, чим сучасні (кліматичний оптимум голоцену), унаслідок чого значно просунулася до С. деревна рослинність.
