Четвертинні освіти
Четвертичні утворення сформувалися протягом останнього, відносно короткого (1,8 млн років) незавершеного відрізку геологічної історії – квартера, який характеризувався багаторазовими загальнопланетарними коливаннями клімату, що проявилися в середніх широтах періодичною появою та зникненням великих материкових обмерзань, значними. активністю, що супроводжувалася у низці гірських регіонів вулканічною діяльністю.
Четвертинні освіти внаслідок їхньої молодості поширені практично повсюдно. Серед них переважають континентальні відкладення, морські мають на суші обмежений розвиток поблизу узбережжя. Відкладення квартера зазвичай не утворюють правильно напластованих товщ, а складають роз'єднані тіла, що знаходяться в складних взаєминах прислонення і латеральних переходів, найчастіше розташовуючись на різновисотних рівнях. Іншими їх особливостями є відсутність або слабке прояв процесів літіфікації, переважання первинних форм залягання, тісний зв'язок з рельєфом, хороша збереження сингенетичних форм акумуляції, строкатість і невитриманість як по латералі, так і розрізу літолого-фаціального складу, порівняно невелика потужність десятки метрів), що зростає до кількох кілометрів лише в вулканічних будівлях та найбільш опущених частинах тектонічних депресій. Загалом у будові четвертинного покриву переважають осадові теригенні породи, переважно дрібноуламкові в межах платформних рівнин та грубоуламкові — у гірських регіонах.
У межах української та Західно-Сибірської рівнин найбільш широко розвинені відкладення пізнього та середнього еоплейстоцену, у гірських регіонах — нерозчленовані за віком схилові.освіти.
На формування четвертинного покриву країни найбільш істотно вплинули зледеніння.
Сліди найдавніших еоплейстоценових заледенінь встановлені в поодиноких розрізах похованих долин на півночі української та Західно-Сибірської рівнин, а також в Алтаї-Саянській гірській країні. У ранньому неоплейстоціні встановлено до трьох зледенінь. У межах української рівнини найбільш значним було донське заледеніння, що залишило у басейні річки. Дона добре збереглася рельєфоутворюючу основну морену, перекриту малопотужним покривом лісоподібних відкладень. У середньому неоплейстоцені як гірські, і платформні регіони двічі піддавалися експансії льодовиків. У Сибірських регіонах перше з цих зледенінь перевищувало за розмірами друге. Залишені льодовиками морени переважно перекриті чохлом полігенетичних супісків та суглинків. У пізньому неоплейстоцені мали місце два заледеніння (два великі мегастадіали). Пов'язані з ними морени, позбавлені покривних відкладень, відрізняються гарним збереженням гляціального рельєфу і крайових утворень. Щодо меж цих заледенінь у північних регіонах країни існують різні уявлення.
Підпружування плейстоценовими покривними льодовиками річок Арктичного басейну призводило до неодноразового виникнення великих підпрудних басейнів, опади яких (озерно-льодовикові, озерні, озерно-алювіальні) займають значні площі на території української та Західно-Сибірської рівнин. Наземні заледеніння супроводжувалися експансією багаторічної мерзлоти. Найбільший її ареал, що практично охопив всю територію країни, за винятком південної околиці Східно-Європейської платформи, існував в епоху останнього (сартанського, залишківського) заледеніння (термічний мінімум)плейстоцену), під час якого сформувався верхній обгортаючий горизонт лесових відкладень. Сліди цієї експансії у вигляді реліктових кріогенних структур поширені в розрізах і на поверхні рівнин як платформних, так і гірських регіонів. Полігональні житлові льоди, в даний час збереглися тільки в лесових товщах (їдом), розвинених на крайній півночі Республіки Саха (Якутія), в приморських низовинах в області суцільної багаторічної мерзлоти та суворого клімату.
Поряд з льодовиковою ритмікою на суші в квартері мала місце регресивно-трансгресивна ритміка в окраїнних басейнах України, що найвиразніше проявилася в Прикаспії. Морські відкладення апшеронської трансгресії (еоплейстоцен), бакинської (ранній неоплейстоцен), ранньохазарської (середній неоплейстоцен) та верхньоха-зарської (початок пізнього неоплейстоцену) в Прикаспійській низовині поховані. Вони виходять на поверхню в розрізах високих терас на східній периферії Кавказького гірського підняття. Основну частину низовини утворюють морські рівнини, пов'язані з нижньою та верхньою хвалинськими трансгресіями. Більшість морських трангресій у північних регіонах країни мають гляциоевстатическую природу. Особливо широкого поширення мала тут пізньонеоплейстоценова бореальна (мікулінська) трансгресія, що глибоко інгресувала долинами річок. Друга пізньоплейстоценова трансгресія (каргінська) значно поступалася бореальною за розмірами. У західній частині Арктичного басейну широко виявилася також голоценова фландрська трансгресія, з якою пов'язано формування морських скульптурних та цокольних терас заввишки до 100 і більше метрів.
Загалом у просторовому поширенні осадових четвертинних утворень платформних рівнин спостерігається певна субширотна.зональність, зумовлена значною мірою кінематикою древніх льодовикових покривів, найвиразніше виражена на українській рівнині. На півдні регіону в перигляціальній зоні широко розвинені утворення лісово-грунтової формації, в меншій мірі еолові піски, що змінюються на північ від різновікових, послідовно «омолоджуються» морінними рівнинами, що розрізняються за збереженням гляціального рельєфу, будовою і потужністю покривних. Крайова зона середньонеоплейстоценових морен маркована широким поясом флювіогляціальних, переважно зандрових піщано-гравійних відкладень. До пониження рельєфу морених рівнин цього віку приурочені озерно-льодовикові рівнини, що сформувалися в льодовикові епохи пізнього неоплейстоцену в результаті підпруди річок Арктичного басейну. На території, зайнятій льодовиковими та водно-льодовиковими відкладеннями, широко розвинені, особливо в межах Західно-Сибірської плити, голоценові торфовища.
У гірських регіонах переважним поширенням користуються нерозчленовані за віком схилові утворення, фаціальний склад яких значною мірою контролюється морфометрією рельєфу, кріогенною обстановкою та вертикальною зональністю. На схилах крутістю більше кута природного укосу повсюдно формуються колювіальні освіти. На більш пологих схилах у зоні розвитку багаторічномерзлих порід переважають десерпційні та соліфлюкційні відкладення. Найбільші площі кріогенної десерпції спостерігаються в гольцевій зоні гірських хребтів. У передгір'ях, низькогір'ях, частково середньогір'ї південніших регіонів з семіаридними кліматичними умовами за відсутності суцільної багаторічної мерзлоти широко поширені делювіальні відкладення, часто в парагенезі з колювієм. У складі молас передгірних та внутрішньогірнихзападин переважають алювіальні, алювіально-пролювіальні, пролювіальні та льодовикові фації.
Найбільш поширеними фаціями азонального поширення є алювіальні та вулканогенні. Останні, представлені переважно лужними (субщелочными) базальтоїдами, розвинені у областях з активним проявом нових тектонічних рухів. У Європейській частині України вони встановлені на Великому Кавказі – у Пріельбруссі, Чегемських нагір'ях, у районі Казбека. За Уралом вулканіти поширені на флангах Байкальського рифту, у Момському рифті, у хр. Токінський Становик, Західна Чукотка, Корякське нагір'я, Курило-Камчатський регіон, Амуро-Охотська рифтогенна система (хр. Сихоте-Алінь, Буреїнський). Вулканічні виливи відбувалися переважно в субаеральній обстановці, частково в підводній (район Курильських островів). У межах Східно-Тувінського ареалу ряд етапів активізації вулканізму в квартері відбувався в льодовиковій обстановці. Найбільш широко вулканогенні утворення розвинені в Курило-Камчатському регіоні, де активна вулканічна діяльність продовжується і зараз.