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, �ркутская, 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, , 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. �ртыш, 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 мнад 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).

  �ные 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.