Окское оледенение, достигавшее границы примерно на 52–54° с. ш. Оно, возможно, разделяется на две стадии. Сопоставляется с миндельским оледенением альпийской шкалы и Ольстером североевропейской шкалы.
Лихвинское межледниковье — наиболее значительное по времени и по теплым условиям, соответствует миндель-риссу альпийской шкалы и гольштейну североевропейской шкалы. В настоящее время его подразделяют на ряд более теплых и более холодных фаз (Разрезы отложений ледниковых районов центра Русской равнины, 1977).
Днепровское оледенение. Максимальное по площади распространение покровного льда, который двумя большими языками по Днепру и Дону доходил до широты г. Днепропетровска и г. Калача. Ему соответствует максимальная стадия рисского оледенения в Альпах и стадия дренте-заальского оледенения североевропейской шкалы.
Одинцовское межледниковье, или днепровско-московский интерстадиал. В пределах Восточной Европы у г. Рославля выделяют отложения с теплолюбивой флорой (почему иногда называют этот интерстадиал рославльским). Межледниковый характер этих отложений пока нельзя считать доказанным. На территории Центральной и Западной Европы на этом уровне также выделяют интерстадиал.
Московское оледенение размещалось в рамках окского оледенения, т. е. достигало южной границы примерно на 52–54° с. ш. Большинство исследователей считают его стадией максимального оледенения и сопоставляют со стадией варта североевропейской стратиграфической шкалы. Оно заканчивается с началом большого теплого межледниковья.
Микулинское (мгинское) межледниковье начинает верхний плейстоцен. В это время не существовало покровных ледников, общие годовые температуры были выше современных среднегодовых. Оно коррелируется с рисс-вюрмским межледниковьем в Центральной Европе и с эемским в Северной Европе.
Валдайское оледенение. Южная граница его проходила примерно на 54–55° с. ш., т. е. севернее г. Смоленска. Соответствует последнему вюрмскому оледенению в Альпах или вислинскому оледенению по североевропейской стратиграфической шкале. В пределах Восточной Европы А.И. Москвитиным расчленяется на два самостоятельных оледенения — калининское (раннее) и осташковское (позднее), разделенные молого-шекснинским межледниковьем. Однако преобладающее большинство геологов считают эти оледенения стадиями, а разделяющий их интервал потепления интерстадиалом, или меганитерстадиалом.
Помимо указанных ледниковых эпох, в Европе допускается существование более древних доокских эпох похолоданий, которые не сопровождались покровными оледенениями. Наличие таких эоплейстоценовых волн похолодания (бибер-претиглий, дунай-эбуроний, гюнц-менаний) доказывается по материалам западноевропейских исследователей. Указание на то, что эти эпохи были ледниковыми, не имеет пока надежного литологического и палеогеографического обоснования (Величко А.А., 1973, с. 7 и др.). Наиболее древним, убедительно доказанным покровным оледенением в Центральной и Западной Европе являлось миндельское (эльстерское), которое доходило до горных массивов на юге ГДР и ФРГ. Ему соответствует окское оледенение Восточной Европы.
Северная Азия изучена не так детально, как Восточная Европа. Однако и там выделяются ледниковые и межледниковые горизонты, или эпохи, которые можно сопоставлять с общеевропейскими (Лазуков Г.И., Чочиа Н.Г., Спасский Н.Я., 1976; Вангенгейм Э.А., 1977). Так, по-видимому, ледниковые отложения демьянского (байхинского) оледенения, относимые к нижнему плейстоцену, могут соответствовать времени окского (миндельского) оледенения. Вышележащие тобольские межледниковые осадки, представленные аллювиальными и озерными отложениями, можно сопоставлять с лихвинским межледниковьем. Самаровский и тазовский ледниковые горизонты соответствуют днепровской и московской стадиям максимального оледенения. Казанцевское межледниковье коррелируется с микулинским, а зырянское и сартанское оледенения (?) с двумя стадиями валдайского ледникового периода. Выделяемое между зырянским и сартанским оледенениями каргинское межледниковье (Кинд Н.В., 1974) не имеет строгих убедительных доказательств в качестве межледникового горизонта и должно рассматриваться как и молого-шекснинское в Восточной Европе, на уровне интерстадиала или мегаинтерстадиала.
Развитие ледниковых покровов на равнинах северной Евразии в главных чертах являлось, по-видимому, сходным. Максимальным по площади распространения было среднеплейстоценовое оледенение. По данным К.К. Маркова, Г.И. Лазукова и В.А. Николаева (1965), площадь, занятая в Европе ледником, достигала 5 764 000 кв. км. Последующие ледниковые покровы были значительно меньше. Последний верхнеплейстоценовый покров значительно слабее — его площадь не превышала 2 655 000 кв. км, т. е. более чем в два раза меньше максимальной.
Развитие и таяние древних ледниковых покровов сказывалось также на колебании уровня Мирового океана, на развитии трансгрессий и регрессий морей, а также на развитии речных долин.
Вопросы развития южных морей СССР, Черного, Азовского и Каспийского, тесно связаны с такими большими проблемами, как эволюция оледенений и колебания уровня Мирового океана. Не случайно, что данной проблеме посвящены классические работы Н.И. Андрусова (1965), А.Д. Архангельского и Н.М. Страхова (1938), М.В. Муратова (1976) и др. В последние годы этими вопросами специально занимался П.В. Федоров (1977). По истории развития Черного моря в плейстоцене особенно много сделано А.Б. Островским, который широко использует результаты бурения на побережье (Островский А.Б., Измайлов Я.А. и др., 1977). Вместе с тем многие вопросы остаются до сих пор дискуссионными. Последнее нашло свое яркое отражение на специальном симпозиуме в 1974 г., посвященном литологии, стратиграфии четвертичных отложений и палеогеографии южных морей СССР, по результатам которого опубликован сборник «Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей» (1977). Одни авторы считают основной причиной изменения в бассейнах стока оледенения и изменение орогидрографии, другие связывают колебания уровней с тектоническими движениями, третьи — с изменением климата. Указанные точки зрения, казалось бы, противоречат, но на самом деле они дополняют друг друга, поскольку в разные периоды антропогена основные факторы развития морей менялись. Все они должны учитываться при реконструкции истории южнорусских морей.
Мы не будем здесь останавливаться на апшеронском и куяльницких бассейнах, относящихся к эоплейстоцену и не имевших отношения к истории ископаемого человека на территории СССР. Отметим только, что в начале антропогена ингрессия Каспия по Манычской впадине привела к образованию Азовского залива апшеронского бассейна, а затем раннебакинского пролива, достигавшего 60 км (Попов Г.И., 1970). Бакинское море, соединенное с чаудинским по Манычскому проливу, образовывало с ним единое море-озеро, с фауной каспийского типа, в которой ведущими являлись дреиссены и дидакны (Попов Г.И., 1972). Морские отложения этого времени известны на Кавказе, где они связаны с хорошо выдержанными морфологически террасами Каспийского и Черноморского побережья, а также на Керченском полуострове и в Приазовье.
В конце нижнего плейстоцена бакинско-чаудинский бассейн испытал регрессию, характер которой пока не вполне выяснен. Затем произошло новое повышение уровня морей — древнеэвксинская в Черном море и в Каспийской нижнехазарская трансгрессии.
Соединение Черного и Средиземного морей произошло, по-видимому, во второй половине древнеэвксинского времени. Проникновение фауны, способной переносить значительные колебания степени солености (эвригалинной), во впадину Черного моря фиксируется морскими отложениями, которые А.Д. Архангельский предложил назвать узунларскими.
Никаких признаков сколько-нибудь значительных похолоданий в бассейнах Каспийского и Черного морей не фиксируется вплоть до конца узунларского времени. Поэтому корреляция нижнеплейстоценовых этапов развития этих морей с ледниковыми событиями остается предположительной. Пока такие сопоставления обосновываются лишь по фауне млекопитающих (Праслов Н.Д., 1968).
Послеузунларская регрессия Черного моря была, по-видимому, вызвана гляцио-эвстатическими причинами, т. е. концентрацией и консервацией воды в материковом оледенении максимального днепровского ледника. В это время в Крыму и на Кавказе, а также в долине Маныча происходит резкое переуглубление речных долин, вырабатываются террасовые уступы, что, несомненно, указывает на значительное понижение базиса эрозии (Муратов М.В., 1962; Попов Г.И., 1977; Горецкий Г.И., 1964, 1966, 1970).
В среднем плейстоцене сток Каспийских вод в бассейн Черного моря возобновляется по Манычскому проливу дважды. Разделяющая их регрессия была неглубока и не продолжительна (Попов Г.И., 1977, с. 164).
Начало верхнего плейстоцена характеризуется теплой карангатской трансгрессией, которая единодушно сопоставляется с тирренской в Средиземном море и с эемом в Северной Европе. В это время Черное море вновь соединялось со Средиземным через Босфор и Дарданеллы, на что указывает широкое развитие в карангатском бассейне солоноватоводной фауны моллюсков со средиземноморскими формами. Данная трансгрессия как будто бы не была единой. В некоторых разрезах Керченского полуострова фиксируется небольшой континентальный перерыв в осадконакоплении этой террасы. На Черноморском побережье Кавказа прослеживаются два уровня карангатских террас, что, по-видимому, подтверждает некоторый перерыв в развитии трансгрессии. Наиболее высокого уровня карангатская трансгрессия достигала во второй своей половине, когда были подтоплены устья рек, впадающих в бассейн Черного моря, и даже устья рек, впадающих в Азовское море. Следы этой трансгрессии можно наблюдать в виде лиманно-морских осадков на северном берегу Азовского моря (