Текст книги "Большая Советская Энциклопедия (СС)"

СССР. Основные черты геологической истории

  Основные черты геологической истории

  История геологического развития территории СССР распадается на 2 крупных этапа: архей – средний протерозой (более 3 млрд. лет), и верхний протерозой – кайнозой (ок. 1,5 млрд. лет). В течение первого этапа формировался фундамент Восточно-Европейской и Сибирской платформ, во время второго – их чехол и тектонические структуры геосинклинальных складчатых поясов. В связи с тем, что архейские – среднепротерозойские отложения претерпели глубокие изменения в результате последующего сильного прогрева и частичного переплавления, история их накопления не поддаётся полной реконструкции. Позднепротерозойская история древних платформ известна лучше; начиная с палеозоя можно проследить главные особенности изменения палеогеографической обстановки на всей территории СССР.

  На ранней стадии формирования земная кора имела базальтовый состав; на её поверхности накапливались вулканические породы, выносимые из недр. Эта стадия иногда называется «лунной». В дальнейшем, с появлением водной оболочки, накопление вулканогенных пород и первоначальных продуктов их разложения происходило в условиях, напоминающих современные океанические. На более поздних этапах геологической истории архея в обширных морских бассейнах со слабо дифференцированной тектонической обстановкой накапливались карбонатные, терригенные и осадочно-вулканогенные толщи, нередко обогащенные железом. В конце архея (2,6 млрд. лет) произошли складкообразовательные движения, сопровождавшиеся интенсивной гранитизацией и метаморфизмом. В Восточной Сибири образовались крупные ядра континентальной земной коры с гранитно-метаморфическим слоем, ограниченные глубинными разломами. Архейская земная кора, вероятно, была достаточно подвижной и в высокой степени прогретой.

  В раннем протерозое различались уже приподнятые блоки материковой коры и разделявшие их прогибы, многие из которых имели кору океанического типа. В прогибах, имевших форму трогов и ограниченных глубинными разломами (известны на Балтийском щите, Украинском массиве и Алданском щите), накапливались глинисто-карбонатные, кремнистые, терригенные осадки, в том числе основные эффузивы и железосодержащие породы. Проявление раннекарельской складчатости (ок. 2 млрд. лет) привело к сложной деформации троговых осадков и разрастанию участков коры с гранитно-метаморфическим слоем. Складчатость сопровождалась внедрением огромных масс кислой магмы, формированием крупных анортозитовых комплексов. В среднем протерозое общий характер осадконакопления, подчинённый ранее возникшим тектоническим структурам, сохранился.

  Позднекарельские процессы складчатости и гранитнзации (1,7—1,6 млрд. лет) привели к окончат. оформлению современной структуры фундаментов Восточно-Европейской и Сибирской платформ. Их первоначальные размеры были больше современных, т. к. впоследствии края платформ оказались раздробленными и вовлечёнными в геосинклинальное развитие.

  С позднего протерозоя геологическое развитие территории СССР определялось существованием двух крупных блоков континентальной коры – Восточно-Европейского и Сибирского, обрамленных поясами развития океанической («безгранитной») коры: Урало-Монгольским, Средиземноморским и Тихоокеанским. Геосинклинальные пояса на протяжении длительных периодов времени, до превращения их в складчатые области и молодые платформы, были подобны современным океанам и окраинным морям с архипелагами островов. Платформы в период общих погружений были заняты обширными шельфовыми морями, а в орогенические эпохи они превращались в крупные участки суши с материковой корой и нередко с расчленённым горным рельефом.

  В рифее значительные участки Восточно-Европейской платформы были приподняты; края платформы и линейные грабенообразные прогибы (Пачелмский, Крестцовско-Валдайский, Среднерусский и др.) заливались мелководными морями, в которых накапливались терригенные сероцветные и красноцветные толщи осадков. В перикратонных прогибах и на всей Сибирской платформе в разрезе рифея большая роль принадлежит водорослевым известнякам. В пределах Урало-Монгольского, Средиземноморского, Тихоокеанского поясов накапливались серии разнообразных пород – от глубоководных кремнисто-глинистых, кремнисто-карбонатных и вулканогенных в прогибах до континентальных грубообломочных на поднятиях. С конца раннего и до позднего рифея происходили складкообразовательного движения, сопровождавшиеся внедрением масс кислой магмы (Урал, Тянь-Шань, Южная Сибирь). О горообразовательных движениях рифея свидетельствует ритмичность отложений, выраженная чередованием мощных пачек грубообломочных красноцветных пород континентального происхождения и морских карбонатных отложений. Конец позднего протерозоя (венд) на докембрийских платформах характеризовался накоплением морских отложений, образовавших  нижние горизонты платформенного чехла. Повсеместно вендские отложения залегают трансгрессивно по отношению к рифейским, слагая крупные синеклизы. В геосинклинальных областях местами произошли горообразовательного движения, сопровождавшиеся складчатостью и кислым магматизмом (байкальский орогенез), в результате чего здесь сформировался фундамент молодых платформ (Тимано-Печорская плита, часть Западно-Сибирской, Енисейский кряж и др.). Вендские отложения в этих районах представлены молассой. В вендских отложениях на древних платформах и во многих других районах развиты тиллиты, свидетельствующие о существовании холодного климата.

  Палеогеография начала кембрийского периода мало отличается от вендской. Сибирская платформа была почти целиком занята морским бассейном с карбонатными осадками; глубина его увеличивалась к В. Археоциатовые рифовые постройки раннего кембрия, по-видимому, отгораживали юго-западная часть платформы, на которой происходило накопление соленосных отложений. Восточно-Европейская платформа в северной и центральной частях была покрыта морем только в первую половину кембрия, когда накапливались песчаные и глинистые осадки, почти не претерпевшие вторичных изменений. Одновременно в геосинклинальных поясах происходили активные дифференцированные движения, мощный подводный базальтовый вулканизм (Казахстан, Восточные Саяны и др.); отдельные участки были приподняты и представляли собой цепи островов с многочисленными вулканами; на отмелях накапливамись терригенные и карбонатные толщи. В позднем кембрии большие пространства геосинклинальных поясов были охвачены горообразовательными движениями (салаирский орогенез), сопровождавшимися грацитным магматизмом (Забайкалье, Саяны, Тува, Кузнецкий Алатау, Закавказье, Дальний Восток и др.). Салаирский орогенез привёл к расширению молодых платформ и увеличению площади геоантиклинальных зон в геосинклинальных областях. На платформах в позднем кембрии тоже происходит омоложение рельефа, местами накапливаются континентальные толщи (Юж. Сибирь).

  В раннем ордовике начался новый этап осадконакопления на платформах и в геосинклинальных областях, продолжавшийся в силуре. Морскими бассейнами в ордовике и силуре были заняты западные районы Восточно-Европейской платформы и почти вся Сибирская платформа. В западных районах Восточно-Европейской платформы накапливались карбонатные осадки; в силурийском море к Ю. от Балтийского щита образовывались крупные коралловые рифы. На Сибирской платформе большая роль принадлежит карбонатно-терригенным осадкам, на Ю. – красноцветным терригенным. На территории современного Урала, Казахстана, Тянь-Шаня, Алтая и др. имел место активный подводный вулканизм, местами накапливались флишевые серии (Казахстан, Тянь-Шань). В силуре на Урале развивается особенно интенсивный вулканизм. Характерными были также крупные рифовые коралловые постройки на поднятиях морского дна. Терригенные и терригенно-карбонатные осадки отлагались в морских бассейнах С.-В. Азии; широкое распространение получили граптолитовые сланцы.

  В позднем ордовике на Северном Тянь-Шане, в силуре – в Центральном Казахстане, на Алтае, в Саянах и других районах начались горообразовательные движения (каледонский орогенез), сопровождавшиеся мощным гранитным магматизмом. Огромные массы кислой магмы были выведены в верхней части земной коры, образовав крупные батолиты (Северный Тянь-Шань). Накопившиеся слои осадков претерпели складчатость и метаморфизм.

  Каледонский орогенез завершил раннепалеозойский этап формирования континентальной коры. При смыкании блоков континентальной коры по разломам на поверхность были выведены породы т. н. офиолитовой ассоциации – океаническая кора геологического прошлого, включающая блоки мантии. К концу раннепалеозойского этапа существенно увеличилась площадь блока материковой коры в Сибири за счёт причленения каледонских складчатых структур; образовался крупный материковый массив на месте современного Центрального Казахстана и Северного Тянь-Шаня. Многочисленные участки суши возникли на территориях современного Урала, Алтая, Казахстана, Киргизии, Саян, Тувы, Забайкалья и других районов.

  Со среднего девона начался следующий этап общих погружений, с которыми связаны заложение новых и обновление ранее существовавших систем геосинклинальных прогибов на Урале, Алтае, Кавказе, в Тянь-Шане, Забайкалье и на Дальнем Востоке. Обширные океанические бассейны на месте Урало-Монгольского, Средиземноморского и Тихоокеанского поясов были глубоко погружены; только отдельные гряды островов в зонах раннепалеозойской складчатости располагались выше уровня океана. На платформах начинается обособление главнейших современных прогибов (синеклиз) и поднятий (антеклиз), накапливаются преимущественно морские терригенно-карбонатные, карбонатные и соленосные отложения среднего и верхнего девона. Образование структур сопровождалось внедрением по разломам основной и щелочной магмы. В ряде районов проявился активный базальтовый магматизм. В горных областях Казахстана, Южной Сибири, С.-В. Азии (на месте некоторых участков платформ, байкалид, салаирид и каледонид) сформировались крупные наложенные впадины и унаследованные прогибы, которые заполнялись продуктами разрушения горных хребтов – красно-цветной вулканогенно-обломочной и обломочной молассой (Минусинские, Рыбинская, Тувинская котловины и др.). Образование межгорных впадин и подъём разделяющих их хребтов сопровождались излияниями кислой и основной магмы повышенной щёлочности. Девонские щелочные интрузии известны также на Восточно-Европейской и Сибирской платформах, в областях байкальской, салаирской и каледонской складчатости. Вулканогенные породы накапливались во многих геосинклинальных девонских прогибах. В разрезе девонских отложений на платформах и во впадинах широко распространены соленосные и пестроцветные терригенные толщи, свидетельствующие об аридных условиях.

  В начале каменноугольного периода унаследованно развивались структурные элементы, заложившиеся в девоне. Однако климат становился гумидным, о чём свидетельствуют распространённые на обширных площадях углесодержащие серии (Восточно-Европейская платформа, Урал, Казахстан).

  Большая часть Сибирской платформы (Тунгусская синеклиза) представляла собой озёрно-болотную равнину; подобные условия, сохранявшиеся здесь до конца пермского периода, привели к формированию огромных запасов углей в верхнепалеозойских отложениях Сибирской платформы. В позднем палеозое здесь начинаются вулканические извержения. На Восточно-Европейской платформе сохранялись морские условия и накапливались белые известняки и доломиты. Обломочные толщи появляются по краям платформы – в Приуралье, Донбассе.

  В пермском периоде происходило постепенное сокращение площади морского бассейна на платформе. Благодаря аридному климату широкое распространение получили гипсы, доломиты, каменная соль, пестроцветные глины и песчаники. Дальнейшие поднятия в конце пермского периода привели к смене хемогенных осадков обломочными красноцветными. Обломочный материал поступал на платформу с территории смежных геосинклинальных поясов (Урало-Монгольского, Средиземноморского), испытавших в это время общее поднятие. Происходило внедрение крупных массивов гранитоидов на Урале, Кавказе, Тянь-Шане, в Казахстане, на Алтае и в других районах. Внутри геосинклинальных областей и по их внешним краям обособились крупные впадины (межгорные и предгорные), которые заполнялись угленосными толщами большой мощности (впадины Предуральского прогиба, Карагандинская, Кузнецкая и др.). Одновременно оформился особый тип платформенных впадин – глубоко прогнутых, с крутыми краями и плоским днищем (Тунгусская, Прикаспийская).

  В конце палеозоя на площади Урало-Монгольского пояса замыкаются океанические бассейны, следы которых сохранились в виде зон с зажатыми в разломах блоками океанической коры (офиолитовые зоны) на Урале, в Восточном Казахстане, Южном Тянь-Шане и др. Отдельные блоки материковой коры на территории современной Восточной Европы, Сибири, Казахстана и Киргизии объединились в единый материковый массив. Вдоль его южного края, на границе с Палеотетисом, развился широтный окраинно-материковый вулканический пояс. В это время области каледонид, салаирид, байкалид испытали повторное горообразование в результате тектонической активизации; в их пределах развиты впадины с молассой среднего карбона – перми. Многие позднепалеозойские впадины унаследовали положение девонских впадин. В геосинклинальных областях Тихоокеанского пояса в среднем карбоне – перми господствовали морские условия. Поднятиями в перми были охвачены небольшие участки.

  В начале триаса большая часть территории СССР представляла собой сушу. На Сибирской платформе, в Кузбассе, в Печорской впадине, на Западно-Сибирской плите и в других областях характерно проявление активного раннесреднетриасового вулканизма, приведшего к образованию сибирских траппов. На Восточно-Европейской платформе (в Московской, Прикаспийской синеклизах и Днепровско-Донецкой впадине) происходило накопление красноцветных континентальных толщ. Морские бассейны занимали Предкавказье, Ю. Прикаспийской синеклизы, З. Туранской плиты, северо-восточные районы материка (Таймыр, Верхоянье, Чукотку). В позднем триасе начался новый этап погружений, который привёл к обособлению геосинклинальных прогибов в Крымско-Кавказской области, обновлению прогибов в Сихотэ-Алине, на Памире; началось общее прогибание на платформах.

  На Восточно-Европейской платформе в юрский и меловой периоды формируется несколько новообразованных впадин, наложенных на более древние палеозойские прогибы и поднятия. Относительно устойчивый морской режим сохранялся в южных областях, затопленных водами океана Тетис; северные районы современной Европейской части страны были погружены под уровнем моря в позднеюрскую эпоху. Несколько трансгрессий бореального моря произошло в меловом периоде в Московскую синеклизу, в Печорскую впадину. Западно-Сибирская плита в юрский и меловой периоды была занята огромным заливом бореального моря, в котором накапливались песчано-глинистые и глинисто-кремнистые толщи. Внешними шельфовыми морями океана Тетис были затоплены Скифская и Туранская плиты, на которых наряду с терригенными были широко распространены карбонатные осадки (верхняя юра, верхний мел). Наибольшим погружением характеризовалась южная часть Туранской плиты; северные районы плиты к В. от Аральского озера в юрское – раннемеловое время развивались в условиях суши. Только в результате наиболее крупной позднемеловой трансгрессии была затоплена северо-восточная часть Туранской плиты и через Тургайский пролив установилась связь Северного и Южного бассейнов. Северо-восточные и восточные районы территории СССР в это время были заняты бореальными морями с песчано-глинистым типом осадконакопления. Сибирская платформа по северо-восточному краю омывалась морем, которое проникало в Вилюйскую синеклизу. Южный и центральный районы платформы, складчатые области Южной Сибири, Алтая, Казахстана, Тянь-Шаня, Забайкалья представляли собой сушу, в отдельных впадинах которой накапливались юрские угленосные толщи. Местами они достигают огромной мощности и содержат большие запасы углей (Чульманская, Иркутская, Канская и др.). На рубеже юрского и мелового периодов на С.-В. территории СССР, в Забайкалье, на Алданском щите, на Памире проявлялись горообразовательные движения, сопровождавшиеся кислым интрузивным магматизмом. В конце позднеюрской – в раннемеловую эпоху существенно увеличивается площадь материкового блока на С. Евразии за счёт замыкания геосинклинальных прогибов на территории современной С.-В. Азии и причленения к Сибирской платформе крупных срединных массивов – Охотского, Омолонского, Колымского и др. Перед фронтом воздымающихся мезозоид оформился Предверхоянский прогиб, заполненный угленосной молассой. Многочисленные межгорные прогибы с угленосными толщами образовались внутри мезозоид. После общих поднятий в конце раннего мела область современной Камчатки, Корякского нагорья, Сахалина испытала активное погружение; по восточному краю бывшего континента, сохранившего приподнятое положение, по зонам крупнейших глубинных разломов в меловом периоде происходили активные излияния андезитовой магмы, внедрение кислых интрузий вдоль т. н. Охотско-Чукотского окраинно-материкового вулканического пояса.

  Палеогеновый период для территории СССР в общем характеризовался относительно спокойной тектонической обстановкой. Морское осадконакопление сохранилось в южных областях Восточно-Европейской платформы, на Скифской и Туранской плитах, в Альпийской геосинклинальной области. Западно-Сибирская плита была занята морем. Накопление морских осадков в условиях геосинклинальных структур характерно для крайних восточных районов Тихоокеанского пояса (Камчатка, Сахалин, Курильские острова). В геосинклинальных областях морское осадконакопление сопровождалось вулканизмом, активный палеогеновый вулканизм проявился на территории Малого Кавказа, где существовала система прогибов, разделённых Кордильерами. По краям прогибов располагались вулканические аппараты. На Кавказе во многих прогибах происходило накопление флишевых серий. Полоса участков флишенакопления опоясывала с Ю. (Кавказ) и с З. (Карпаты) блок континентальной коры Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты. Рельеф суши платформенных областей, вероятно, был относительно выровненным, о чём свидетельствуют сохранившиеся палеогеновые коры выветривания.

  С концом палеогенового периода связано начало поднятий, обусловленное альпийским орогенезом, которое достигло наибольшей активности в неогеновом периоде и антропогене. В сферу действия горообразовательных процессов оказались вовлечёнными не только геосинклинальные области (Карпаты, Крым, Кавказ, Копетдаг), но и области, тектонический режим которых на протяжении мезозоя и палеогена приближался к типично платформенному (Тянь-Шань, горы Южной Сибири, юг Сибирской платформы). Площадь горных систем, возникших на месте областей, завершивших геосинклинальное развитие задолго до неогена, во много раз превышает площадь горных систем, образовавшихся на месте альпийских геосинклиналей. Альпийское горообразование сопровождалось формированием крупных внутренних впадин, занятых морскими бассейнами (Чёрное море, южная часть Каспийского) и озёрами (Аральское, Балхаш, Байкал и др.). Некоторые впадины являются типичными рифтовыми структурами. Большие площади окраинных морей – Японского, Берингова, Охотского тоже являются новообразованными. В восточных районах Тихоокеанского пояса продолжается геосинклинальное развитие, сопровождаемое активным вулканизмом (Курильские острова, Камчатка); мощные серии антропогеновых андезитовых лав сплошным панцирем перекрывают палеогеновые и неогеновые структуры Камчатки. Вулканические аппараты расположены цепочками по зонам разломов. См. также статьи о соответствующих системах (периодах), например, Меловая система (период), и геологических группах (эрах).

  В. М. Цейслер.

  Палеогеография антропогенового периода. Антропогеновый период характеризуется наряду с активизацией тектонических движений изменением природной среды в направлении похолодания и усилением степени континентальности климата. Поднятие континентов, формирование возрожденных эпиплатформенных гор, а также замыкание геосинклиналей Средиземноморского пояса привело к изоляции полярного бассейна и усилению широтной дифференциации климата и сопровождалось появлением широтной зональности, близкой к современной.

  Наряду с этими чертами на поздних этапах кайнозоя выявляется ещё одна особенность – ритмичные (колебательные) изменения климата. Эти изменения фиксируются в разрезах кайнозойских отложений ещё до начала антропогена, будучи хорошо выраженными, начиная с эоплейстоцена, но только собственно в плейстоцене они достигают такой амплитуды, что вызывают возникновение покровных оледенений, распространявшихся на равнинных территориях СССР в эпохи похолоданий и деградировавших в тёплые – межледниковые – эпохи.

  В течение плейстоцена для равнин характерны 3 крупные волны похолодания, разделённые эпохами потепления. В раннем плейстоцене выделяется древнейшее достоверно установленное оледенение – окское. В Европейской части оно распространялось на юг до 52—54° с. ш., в Сибири (где оно выделяется под названием демьянского) границы его не установлены. Сменившее его лихвинское межледниковье характеризовалось более тёплым, чем современный, климатом и большим распространением широколиственных лесов; в южной половине Восточно-Европейской равнины господствовали почвы, близкие к почвам субтропиков.

  Средний плейстоцен был временем наибольшего развития оледенения. Центр формирования Европейского ледникового щита был расположен на Скандинавском полуострове за пределами территории СССР. В максимальную – днепровскую – ледниковую эпоху льды продвинулись далеко на юг по долинам Днепра и Дона. Мощность льда достигала 2—2,5 км.

  На большие расстояния распространялись и льды с островов Новой Земли (Новоземельский центр), достигая Печоры и северного побережья Кольского полуострова. В Сибири в среднем плейстоцене льды также достигали максимального распространения, хотя и не продвигались к югу так далеко, как в Европейской части СССР. Граница самаровского оледенения в Западной Сибири проходила несколько южнее устья р. Иртыш, а восточнее Оби смещалась дальше к С. В области Урало-Сибирских ледниковых покровов выделяется несколько центров оледенения – на Полярном Урале, в горах Путорана и Бырранга, на Северной Земле, на Анабарском щите. Мощность ледников Сибири не превышала 1 км. Отличительной особенностью среднеплейстоценовой ледниковой эпохи в Западной Сибири было её совпадение по времени с трансгрессией моря, вызванной локальным тектоническим прогибанием. В течение среднего плейстоцена отчётливо выделяются 2 волны похолодания, разделённые тёплым промежутком. Второе продвижение льдов в среднем плейстоцене – московское в Европейской части, тазовское в Западной Сибири, было менее значительным, чем первое; граница ледника на Восточно-Европейской равнине располагалась несколько севернее и западнее Москвы.

  Последовавшее за среднеплейстоценовым оледенением межледниковье – микулинское, или мгинское, отличалось от современной эпохи более высокими температурами и большим количеством осадков, но было менее тёплым, чем предыдущее – лихвинское. Микулинское время ознаменовалось трансгрессией относительно тёплых морских вод в пределы северных равнинных областей территории СССР (т. н. бореальная трансгрессия); отложения этой трансгрессии встречаются на С. Восточно-Европейской равнины до высоты 80—100 м над современным уровнем моря.

  Поздний плейстоцен также ознаменовался оледенением, носившим в Европейской части (где граница его распространения совпадала с Валдайской возвышенностью) название валдайского, а в Сибири – зырянского. Размеры этого оледенения были значительно меньше, чем среднеплейстоценового, хотя климатические условия валдайской эпохи были очень суровыми (что даёт основания считать её «главным климатическим минимумом» плейстоцена). В пределах позднего плейстоцена, кроме того, выделяется 2 похолодания, разделённых потеплением. Последнее похолодание и продвижение льдов в Европейской части произошло 20 тыс. лет назад. После этого ледник в пределах равнинной части отступал до полного исчезновения (около 10 тыс. лет назад).

  Иные закономерности развития оледенения были свойственны горным районам В. и Ю. СССР. На С.-В. СССР в течение всего плейстоцена наиболее характерным типом оледенения был горно-долинный; в максимальные фазы льды выходили в краевые части равнин, образуя ледники подножий, например в западных предгорьях Верхоянского хребта. Наиболее четко выражены следы позднеплейстоценового оледенения, особенно его заключительной – сартанской стадии (12—14 тыс. лет назад). В развитии оледенения горного пояса, расположенного у южных границ СССР, проявилось влияние тектонических и климатических факторов. Оледенение в столь южных широтах стало возможным благодаря тектоническому поднятию территорий и, однажды возникнув, существовало на большей части горных массивов в течение всего плейстоцена; колебания размеров ледников были связаны в основном с климатическими ритмами.

  Влияние ледниковых эпох и в особенности самих оледенений на современную природную обстановку было разнообразным. Оледенения оставили следы в рельефе в виде хорошо выраженных конечных моренных гряд (на линии таяния ледника), сплошного покрова ледниковых образований к С. от границ таяния – область, обладающая холмисто-западинным рельефом, а также в виде особого типа обработки поверхности суши вблизи центров оледенения (например, на Кольском полуострове), где огромная масса движущегося льда уничтожила более древние рыхлые отложения и отшлифовала поверхность выходов коренных пород. Талые воды ледников стекали по понижениям рельефа, частично используя долины рек, заложившиеся ещё в доледниковое время. На пониженных участках блуждание потоков талых вод, переотлагавших принесённый ледником материал, создало плоские обводнённые зандровые равнины. Там, где рельеф препятствовал стоку вод, образовались обширные приледниковые бассейны (например, на Западно-Сибирской равнине).

  С формированием ледниковых щитов и покровов связаны колебания уровня Мирового океана. В ледниковые эпохи этот уровень значительно снижался, в первую очередь потому, что огромные массы воды образовывали ледниковые щиты и покровы и были тем самым на длительный срок выведены из влагооборота. Подобное гляциоэвстатическое снижение уровня океана в позднеплейстоценовую ледниковую эпоху составляло около 100—110 м; при таянии ледников в межледниковья уровень океана снова повышался. Изменения циркуляции атмосферы, связанные с возникновением ледниковых щитов, а также колебания испаряемости с поверхности водоёмов вызвали существенные изменения увлажнённости внеледниковых территорий. В частности, в Средней Азии отчётливо устанавливаются эпохи несколько большей увлажнённости, называемые плювиальными и приблизительно синхронизируемые с оледенениями равнин. Похолоданиям климата в основном соответствовали и трансгрессивные фазы Каспийского бассейна.

 В плейстоценовой истории Чёрного моря также отчётливо выделяется чередование трансгрессивных и регрессивных фаз, сопровождавшихся изменением солёности; в эпохи трансгрессии его уровень был на 10—20 м выше современного, при этом происходил сброс вод через проливы Босфор и Дарданеллы в Средиземное море. Похолодания, вызывавшие оледенения, оказывали влияние на весь ход природных процессов далеко за пределами распространения ледников. Одно из выражений этого влияния – формирование зоны многолетнемёрзлых пород (многолетней криолитозоны). Увеличение её размеров в холодные эпохи плейстоцена существенно влияло на весь ход экзогенных процессов и привело к расширению площади криогенной морфоскульптуры, реликты которой наблюдаются далеко к югу за пределами современного распространения многолетнемёрзлых пород. Резко возраставшая в эпохи похолоданий континентальность климата, вызывавшая расширение криолитозоны, приводила к перестройке структуры природной зональности, характерной для межледниковых эпох. На большей части современного умеренного пояса господствовали обширные открытые пространства со значительным участием ксерофитных элементов в растительном покрове, в пределах которых происходило интенсивное накопление лёссовых отложений. Эти условия существовали на Восточно-Европейской равнине до начала голоцена, а возможно и несколько позже. Последний этап развития природной среды – голоцен – характеризовался потеплением, сопровождавшимся отступанием границы распространения многолетней криолитозоны на С. В течение относительно короткого промежутка времени – около 5—6 тыс. лет назад – климатические условия были более тёплыми и влажными, чем современные (климатический оптимум голоцена), вследствие чего значительно продвинулась к С. древесная растительность.