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).
