Черное море. В тектоническом отношении область Черного моря, по М. В. Муратову, разделяется на впадину Черного моря, мегаантиклиналь горного Крыма, Причерноморскую впадину и склоны Черноморской впадины (альпийские складчатые структуры, окружающие Черноморскую впадину).
Впадина Черного моря представляет собой геосинклиналь. Развитие ее прослеживается с верхнего мела. Особенно значительно впадина расширялась и углублялась в четвертичное время. Мегаантиклиналь горного Крыма является сохранившейся северной частью сложно построенной складчатой структуры; ее оборванная южная часть погрузилась под уровень моря, образовав склон Черноморской впадины.
В пределах Причерноморской впадины, выходящей к Черному морю, погрузившийся палеозойский складчатый фундамент покрыт мощными отложениями мезозойского и кайнозойского возраста. По отношению к окружающим альпийским складчатым структурам Черноморская впадина представляет собой внутригеосинклинальное образование. Складчатые альпийские структуры на ее склонах оборвались и погрузились; некоторые из них отчетливо выражены в современном рельефе морского дна.
Наиболее ранние этапы развития Черноморской впадины М. В. Муратов относит к миоцену. В это время Черноморская впадина отделилась от Северо-Балканской. На следующем важном этапе развития Черноморской впадины начиная с плиоцена в течение четвертичного периода она расширялась.
Воды морских бассейнов рассматриваемой области в конце третичного периода, когда этот бассейн в значительной мере был изолирован от океана, имели низкую соленость. На рубеже плиоцена и четвертичного периода, в апшеропе, здесь существовал Чаудинский бассейн. Воды его имели низкую соленость, близкую по содержанию солей к водам современного Каспийского моря. На месте Дарданелл в то время была река, воды ее сбрасывались в изолированное Чаудинское море.
Образовавшийся затем Древнеэвксинский бассейн ограничивался берегами, конфигурация которых в общем была близкой к очертаниям современных берегов моря. Для сформировавшегося позднее Узунларского моря было характерно влияние Средиземного моря с вторжением более солоноватоводной фауны. Считается вероятной связь распространения этого моря с опусканиями в районе Дарданелл. А. Д. Архангельский полагал, что в течение этого времени Узунларское море осолонялось постепенно.
С новым опусканием (днепровско-валдайская межледниковая эпоха) сформировалось Карангатское море. Очертания его были близки к современным, за исключением северо-западной части моря, где располагался далеко вдававшийся в сушу залив. По мнению Андрусова, соленость и температура воды в то время были выше современных. Когда наступила эпоха валдайского оледенения, в рассматриваемом районе образовался Новоэвксинский морской бассейн, воды которого имели пониженную соленость, так как, по мнению А. Д. Архангельского, нижнее босфорское течение, приносящее сюда более соленые воды из Средиземного моря, прекратилось. В конце новоэвксинского периода, когда побережья опускались, устья рек затоплялись, образовались лиманы. В северо-западной части моря это погружение привело к затоплению большой территории — низкой заболоченной суши. Вероятно, уже в то время в глубинных водах Черного моря содержался сероводород. Об этом можно судить по отсутствию глубоководной фауны в отложениях Новоэвксинского моря.
В верхнечетвертичное время здесь существовал Древнечерноморский бассейн, очертания которого были очень похожи на современную конфигурацию Черного моря. В начале образования Древнечерноморского бассейна соленость его вод была ниже современной. С установлением водообмена со Средиземным морем, соленость вод постепенно повышалась. Последние этапы развития Черного моря были связаны с несколькими фазами новочерноморской трансгрессии. По данным Е. Н. Невесского, эти трансгрессии отделялись промежутками времени примерно в 2500 лет; по мере приближения к современности трансгрессии замедлялись.
Каспийское море. Среди структуры Каспийского моря В. Е. Хайн различает Северо-Каспийскую впадину (герцинский передовой прогиб), Кумско-Мангышлакский порог (продолжение Донецкого герцинского поднятия), Средне-Каспийскую впадину (передовой прогиб Кавказской геосинклинальной области), Апшеронский порог (продолжение альпийских структур Кавказа), Южно-Каспийскую впадину (межгорный прогиб Куринской и Прибалханской впадин), Приэльбрусскую впадину (краевой прогиб Эльбруса). Таким образом, структуры дна Каспийского моря служат подводным продолжением прилегающей части материка, а в других частях непосредственно связаны с соседними материковыми структурами. В восточной части моря склон впадины, по мнению В. Ф. Соловьева, является продолжением структур Западно-Туркестанской депрессии. Считается, что антиклинальные структуры Апшеронского полуострова продолжаются на восток и сочленяются с антиклинальными структурами, выраженными на дне моря рядом подводных банок.
По западному склону В. Ф. Соловьев и Н. С. Скорнякова отмечают продолжение материковых структур. Образование впадины среднего Каспия относится к концу плиоцена. В отношении Апшеронского порога существует мнение, что в начале четвертичного периода он соединялся с Красноводским полуостровом, простираясь на север до Калязинской косы. В виде наземного перешейка он разделял северную и южную впадины Каспийского моря. По более новым данным, наземное поднятие на месте Апшеронского порога существовало во время предхазарской регрессии. Л. И. Лебедев считает впадину среднего Каспия продолжением Предкавказского передового прогиба, развивавшегося по краю эпигерцинской платформы. Отмечается, что материковые структуры продолжаются на морском дне. Это сказывается и в подводном рельефе. Согласно последним исследованиям В. Ф. Соловьева и др., в северной части южной впадины Каспийского моря распространены складчатые структуры, выраженные системой хребтов с относительным превышением в 400—500 м; они разделены глубокими долинами. Считается, что поднятия отвечают антиклинальным структурам, а долины — синклинальным. К востоку структурные условия изменяются, что заметно по рельефу дна, контрасты которого сглаживаются, подводные возвышенности снижаются и выполаживаются. Складчатые структуры в южной впадине дна представляются как прямое продолжение таких же структур на сунте. У южного берега моря предполагается передовой прогиб, заполненный осадками, снесенными с Эльбруса.
Во второй половине третичного периода в районе современного Каспийского моря существовали замкнутые изолированные водоемы — озера. Одно из них было в эпоху «продуктивной толщи» (плиоцен), когда на большей части пространства Каспийского моря господствовала суша, орошавшаяся многоводной Палеоволгой и ее притоками. Мелководные и замкнутые морские бассейны последующего времени сообщались с Черноморским бассейном через Манычский пролив. Воды их имели небольшую соленость. Наиболее обширным по занимаемой площади было Бакинское море (древнечетвертичное время), сообщавшееся через Манычский пролив с Черным морем. На севере Бакинское море далеко заходило на Прикаспийскую низменность, на месте Курипской низменности и Манычской долины в то время были заливы. Затем наступила хазарская трансгрессия, которую П. В. Федоров относит к длительной межледниковой эпохе. Нижнехазарское море, по мнению Н. И. Николаева, существовало синхронно с Узунларским морем Черноморского бассейна. На севере Хазарское море тоже широко разливалось по Прикаспийской низменности. И это море через Манычский пролив сообщалось с Черноморским бассейном.
Погружение берегов Каспийского моря в нижнехвалынское время обусловило обширную трансгрессию, наиболее значительную по занимаемой площади в четвертичное время. К хвалынскому времени О. К. Леонтьев и П. В. Федоров относят две стадии морской трансгрессии. Первоначально трансгрессия распространилась до отметок 45—47 м. В эту ее стадию была затоплена большая часть Прикаспийской низменности. В фазу регрессии уровень моря резко понизился; береговая линия проходила вблизи изобат 10—12 м. В следующую стадию трансгрессии уровень поднялся на 26 м. Воды замкнутого Хвалынского моря (озера) были солоноватыми.
Спад уровня Верхнехвалынского моря не был равномерным; по данным О. К. Леонтьева и П. В. Федорова, он задерживался на отметках 16—17 и 10—12 м. Применительно к последней предлагается название дагестанской стадии хвалынской трансгрессии. В конце рассматриваемого времени уровень моря очень понизился — до отметок —40, —12 м. Стадия, когда уровень находился ниже современного на 20—21 м, называется мангышлакской, после нее вновь начался подъем уровня. Стадию стояния уровня на отметке до —40 м В. Г. Рихтер выделяет под названием красноводской, полагая, что после нее и начался новый подъем уровня, отвечающий развитию новокаспийской трансгрессии. Понижение уровня моря в отдельные периоды новокаспийской трансгрессии, которая была неравномерной, отмечено затопленными береговыми линиями. Учитывая, что во время новокаспийской трансгрессии уровень был на 5.5—6 м выше современного, можно считать, что очертания Новокаспийского бассейна, должно быть, существенно не отличались от современных.
В историческое время уровень Каспийского моря подвергался неоднократным изменениям. Вопросы колебаний уровня Каспийского моря привлекали внимание многих исследователей. Наиболее полный обзор этой проблемы сделал Л. С. Берг. Во взглядах на возможные причины изменения уровня Каспийского моря существует два направления: одни исследователи считают, что изменения уровня обусловлены климатически; другие видят причину изменения уровня Каспийского моря в сочетании климатических изменений и тектонических движений. Новые исследования В. Г. Рихтера говорят в пользу справедливости второй из названных причин изменения уровня моря.