寬球藻目
[拼音]：Zhongguo dimao
[英文]：geomorphology of China
中國境內不僅有常見的構造地貌、河流地貌、海岸地貌，而且有現代冰川和古代冰川作用遺蹟、凍土和冰緣作用現象、沙漠和戈壁等，還有在一定氣候條件下，反映特殊巖性的石灰岩地貌和黃土地貌。中國地貌種類的多樣、典型，是世界其他國家難以相比的。(見彩圖)
地勢總特點
中國大陸西高東低，自西向東形成三大階梯下降。第一級階梯是青藏高原，高原面海拔多在4000～5000米，其上聳峙多座海拔超出7000米，甚至8000米的山峰，享有“世界屋脊”之稱。第二階梯是青藏高原的北緣與東緣到大興安嶺、太行山、巫山、雪峰山之間，包括了若干高原和盆地，盆地底部高低不一，高原面海拔多在1000～2000米。第三級階梯是更東的低山丘陵和大平原，山丘海拔多在千米以下，平原一般不超過200米。這一級階梯也包括沿海大陸架， 其水深通常在200米以內。
垂直分佈特點
以賀蘭山、六盤山、龍門山、哀牢山為界，可將中國分為東西兩部，中國西部，從新疆吐魯番盆地底部的艾丁湖湖面 (海拔－154米)到中尼邊界的珠穆朗瑪峰（海拔8848.13米），高差可達9000米；東部從海濱平原到秦嶺的太白山（海拔3767米）或臺灣省的雪山（海拔3884米），高差不到4000米。兩者地勢高差和傾斜方向均不相同，特點各異。
（1）崑崙山脈以南的西部南方，階坡明顯的只有其北緣的崑崙山北坡和東緣的龍門山東坡，其餘邊緣多和緩的傾斜，很難劃出階梯的邊坡。崑崙山以北的西部北方，主要為高大山系所圍隔的大型盆地，如崑崙山與天山之間的塔里木盆地、天山與阿爾泰山之間的準噶爾盆地、崑崙山與祁連山之間的柴達木盆地、祁連山與走廊北山之間的河西走廊等。上述盆地底部均甚平坦，但其高程卻甚懸殊，最高者和最低者可相差近3000米。各盆地周圍的山地，許多山峰又高出盆地本身3000～4000米，甚至5000～6000米，地面相對起伏巨大。
（2）中國東部真正存在階梯地形的，只有在上述第二階梯的前緣和第三階梯的後緣之間。前者是內蒙古高原、山西高原、鄂西高原和雲貴高原（見雲南高原、貴州高原），後者是東北平原、華北平原、江漢平原和江南丘陵，雙方高差達1000～2000米，其間又多具有連續而陡峭的斜坡，坡折相當明顯。然而，在高原地帶的西側，出現地勢低下的河套──銀川平原（見河套平原）、渭河關中平原和四川盆地，而在平原丘陵地帶的東側，更有地勢高起的遼東山地、山東山地及浙、閩、粵沿海山地，因而在一定程度上它們打破了地勢由西向東遞降的局面。
平面分佈特點
以山地的脈絡作為框架的中國高原、盆地、山地、丘陵、平原等大的地貌單元在平面上的排列組合，亦構成一定格局，在很大程度上代表了地質構造線方向，而且東部與西部亦很不相同。
（1）中國西部的崑崙山以北地區，山脈主要走向為北西西域北東東，如阿爾泰山、天山、崑崙山、阿爾金山、祁連山和西秦嶺(見秦嶺)等。它們所圍隔的準噶爾、塔里木、柴達木、隴中等大型盆地具有菱形的輪廊，長軸呈北西西方向。崑崙山以南的青藏高原，其北面的山脈走向由北西西轉為南東東，如巴顏喀拉山、可可西里山、唐古拉山等，形成向東北突出的圓弧；南面的山脈走向則由北西西轉向北東東，如岡底斯山—念青唐古拉山和喜馬拉雅山等，構成向西南突出的圓弧。整個青藏高原的輪廊可視為以北西西方向為長軸的巨大菱形。
（2）中國東部的山脈走向，主要是東西向與北東向或北北東向的相為截，間或有北西向的。東西走向的山脈以陰山—燕山和秦嶺—大別山最為明顯，向西前者可與天山相連，後者可與崑崙山相接。南嶺山脈亦呈東西走向，但因北東向或北北東向構造的幹攏，表現不很明顯。東西走向的山脈是地理上的重要界線，燕山隔開了東北平原與華北平原，陰山是內蒙古高原的南緣，秦嶺是黃河與長江的分水嶺，南嶺是長江與珠江的分水嶺，習慣上所稱的東北、華北、華中、華南就是依次以燕山、秦嶺、南嶺為分界的。然而，分佈地域最廣的是北東或北北東的山脈走向，沿此構造方向在地質上形成一系列的拗陷帶與隆起帶。表現在今天地貌上，前者多為盆地和平原，後者多為高原和山地。自西而東:第一列為拗陷帶，包括呼倫貝爾—巴音和碩盆地、鄂爾多斯盆地、四川盆地、滇中盆地；第二列為隆起帶，包括大興安嶺、太行山與呂梁山及其間的山西高原、鄂西—黔東—湘西山地；第三列為拗陷帶，包括松遼平原、渤海—華北平原、江漢平原、北部灣；第四列為隆起帶，包括吉遼東部山地、山東山地、浙閩粵沿海山地；第五列為拗陷帶，包括東海、南海的海盆；第六列為隆起帶，即中國的臺灣島，是太平洋西部的邊緣島弧的組成部分。
內動力形成的地貌
近年來多以板塊學說來解釋中國西部與東部地質構造和地形的差別。認為：在中國西部，屬於岡瓦納古陸一部分的印度板塊，以很小的角度斜插到亞洲板塊之下，並有時互相頂撞。兩個陸地板塊的重疊，形成西藏地區的巨厚地殼和高拔地勢。印度板塊向北推動，而亞洲大陸又有總體的向南運動，二者所產生的南北向的巨大壓力，造成西部山脈近似東西的走向，以及沿山邊的長大的逆掩斷層；準噶爾、塔里木和柴達木幾個較剛硬的地塊，受南北向的巨大壓力，破裂成為由北西西和北東東斷裂所圍限的菱形斷塊，長軸近似東西方向。再者，印度板塊向北推動，遭到西藏地塊的抵抗，向東西兩方尋求應力的釋放，於是出現喜馬拉雅山脈東西兩端的弧形轉折，以及在該地區的近似南北向的密集斷裂和褶皺。對比從晚第三紀上新世、尤其第四紀以來急劇抬升的西藏高原、天山和阿爾泰山的南側與北側，南側的山坡均較陡峭，山前拗陷的山麓相堆積亦較深厚，表明至少從那時起印度板塊向北推動的力量較為強大。
中國東部是西北太平洋板塊對東部亞洲大陸板塊互相作用的場所。東部亞洲大陸板塊有總體的向南移動，由於印度板塊向北偏東推動所引起的巨大壓力，使它發生向東南蠕動；而太平洋板塊則從沿海島弧的外側，向西北斜插到東亞大陸板塊之下。兩種性質不同的板塊發生互相擠壓和扭動，因而在中國東部，除去時代較老的緯向構造帶依然存在，普遍形成上述的近似北東向的時代較新的拗陷帶與隆起帶。這種構造體系的特點是：拗陷帶的盆地底部都是西部深而沉積厚，東部淺而沉積薄；拗陷盆地西側的隆起山地，東坡陡而西坡緩，朝東的陡坡之下與拗陷最深帶上均有巨大的斷裂。拗陷帶與隆起帶的全體有如幾列平行的波峰與波谷，坡峰一律向東傾側，反映太平洋板塊的活動似佔主動地位。與此同時，岩漿活動亦有從內陸向沿海愈來愈強烈的現象，反映愈靠近海洋板塊與大陸板塊的相互作用帶，提供岩漿上升的通道的張性斷裂就更多更大。
褶皺時期與拗陷發生時代
中國山脈的褶皺時期早晚不一。自北而南，主要褶皺時期有愈來愈新的趨勢：
（1）在晚古生代的華力西運動中褶皺的，有阿爾泰山、天山、崑崙山、祁連山、秦嶺等。
（2）在中生代三疊紀末的印支運動中褶皺的，有川西、滇北地區的山脈。
（3）在侏羅紀到白堊紀的燕山運動中褶皺的，有唐古拉山脈與橫斷山脈。
（4）在第三紀中新世的喜馬拉雅第一幕運動中褶皺的，有喜馬拉雅山主體。
（5）在第三紀上新世晚期第四紀早期的喜馬拉雅第二幕運動中褶皺的，有山前帶的磨拉斯堆積層。
中國東部三列拗陷帶的發生時代，也有從內陸向沿海愈來愈晚的表現，自西而東，第一列拗陷帶主要發生於三疊紀至侏羅紀，白堊紀以後轉向抬升；第二列拗陷帶主要發生於白堊紀至早第三紀，以後有的部分趨向穩定，有的部分斷續沉降；第三列拗陷帶主要發生於第三紀末到第四紀初。
（1）印支運動時期。是中國大陸形成的關鍵時期。在三疊紀時，崑崙山—秦嶺—大別山以北已經全部成為陸地，但以南地區仍為廣泛的海域，海水曾達江蘇、皖南一帶。經三疊紀末的印支運動，南方降起，除少數地區，如喜馬拉雅山區、塔里木盆地西部、廣東南部和臺灣以外，中國全境連成一塊大陸。
（2）燕山運動時期。燕山運動是中國地貌平面分佈格局的基本奠成時期。它貫穿了侏羅紀與白堊紀，除岩漿活動外，在其構造變動中，除去喜馬拉雅山區和臺灣島以外，在中國所有前述的構造方向，即緯向的、經向的、北西西向和北東到北北東向的，都在這時期構造運動中突現出來或新生起來的；較堅硬的塔里木、準噶爾、柴達木、鄂爾多斯、四川盆地中部等地塊，雖沒有引起蓋層產狀的很大變化，卻發生較平穩的沉降活動。燕山運動的結果完成了中國大地構造的架格，其中若干主要構造線控制了大的地貌單元的邊界。
（3）喜馬拉雅運動時期。喜馬拉雅運動的第一幕主要發生在漸新世晚期到中新世中期，第二幕主要發生在上新世晚期到更新世早期，第三紀的其餘大部分時間屬於地質構造較寧靜時期。喜馬拉雅運動的主要表現形式，除岩漿活動以外，一是先後形成喜馬拉雅山褶皺帶和臺灣褶皺帶；二是在中國廣大地區，發生繼承性的斷裂活動，即在地殼水平運動的驅使下，引起塊斷式的垂直升降運動，特別在第二幕運動所產生的升降幅度很大，它們是造成中國目前地勢高差的最根本原因。
喜馬拉雅期的塊斷式的垂直升降運動，大多數場合是在燕山期的大地構造架格上進行的，在大部分地區是加大了原先地形正向(隆升)和負向（沉降）的幅度，在小部分地區卻改變了原先地形的運動方向，其中情況相當複雜。
中國各部地勢經過喜馬拉雅第二幕的構造變動，高差顯著增大，地貌平面格局愈加突現。在中國西部，喜馬拉雅山的褶皺在漸新世已開始，中新世最為強烈，而在上新世晚期以來才作急劇的隆升，估計上升幅度達到3000～4000米。川西高原面，原先是在第三紀末完成的地勢不高的夷平面，現已上升到海拔3000～4000米。崑崙山、天山和祁連山等山前拗陷的山麓相堆積，第三系一直是細顆粒物質，但至上新世晚期、尤其早更新世，才突然出現粗大的礫石層，即所謂西域礫岩和玉門礫岩，厚度多在4000～5000米，甚至更大。這些長大的山地，目前海拔多在4000～5000米，山峰甚至超出6000米，主要是從上新世晚期以來上升的結果。
由喜馬拉雅第二幕運動所引起的升降幅度，中國東部顯然要比西部的小得多，但各地仍有很大差別。在雲貴高原面上保留了上新世發育的熱帶型的紅色古風化殼，表明當時該地區仍為低地，現在滇中、滇東高原面已抬升到海拔2000米左右，黔中高原面也抬升到海拔千米左右。湘、贛一帶的紅層盆地，從喜馬拉雅第一幕運動以來，隨區域大面積的上升而抬升，紅層丘陵的割切深度多不到500米。 洞庭、鄱陽兩斷陷盆地的上第三系和第四系，總厚度不過500米。浙、閩、粵沿海山地的晚第三紀夷平面，從上新世晚期以來已升到海拔700～800米。晚第三紀開始沉降的雷瓊斷陷，屬上上新統和下更新統的湛江群，其最大厚度近千米。華北有許多斷塊山地從上新世以來也急劇上升，而山前拗陷與山間斷陷則相應接納沉積，例如渭河河谷的晚上新世到第四紀堆積的三門系厚度達千米以上，山西的運城、臨汾、太原、忻定、大同和冀北的懷來、蔚縣等盆地的第四系厚度亦有400～700米；銀川平原在平羅、 銀川一帶的第四系厚度更大，竟達1600～2400米；華北平原的中部與東部的第四系厚度也有500～600米；這些地區，如果加上上新世晚期的沉積，其厚度更要增大。渤海和黃海南部的上第三系和第四系總厚度達1500米左右。然而，燕山以北、大興安嶺以東的松遼平原，除遼東灣北部的下遼河平原以外，新生界總厚度不過2000米，其中大部分屬下第三系，上第三系較薄，第四系更薄，從第三紀以來，該地區沉降幅度愈來愈小。大興安嶺以西，陰山以北的內蒙古高原上一些低窪地，新生界厚度更小，反映構造變動規模不大。
中國地貌的平面分佈格局是燕山運動奠成的。而今天的地勢高差卻是喜馬拉雅運動、尤其第二幕運動造成的，其對中國西部的影響遠遠大於東部。如果說燕山運動反映太平洋板塊較為活躍的話，那麼喜馬拉雅運動則表示印度板塊較為活躍（見中國古地理）。
外動力形成的地貌
營造中國地貌的外動力主要有流水、冰川、凍融、風、海水等，它們直接或間接深受氣候的支配。從理論上說，在地貌形成過程中，內動力與外動力是同時作用的，只是雙方力量的對比，在時間上互有消長的更替，在空間上各有強弱的變化。但在實際上，對中國地貌形成的外動力，能夠系統地或成套地追索其作用過程的，在時間上很難越出晚第三紀，多數是在上新世晚期到第四紀。因為：第一，晚第三紀喜馬拉雅山褶皺隆升後，東亞季風體系才基本建立。在上新世晚期到更新世初期，西藏高原整體急劇抬升達到一定高度時，印度洋季風受阻，出現中國東南部溼潤，西北部乾旱的氣候格局，從而控制了地貌外動力的地域分佈。第二，在第四紀時，全球性氣候變化，中國亦發生多次冰期與間冰期的交替，改變了地貌外動力原先在地域上的分配，而冰期與間冰期所引起的海面下降與上升，又導致海岸帶的大幅度水平移動。第三，喜馬拉雅運動第一幕、尤其第二幕的強烈的構造變動，使原先地面上存在的某些地貌外動力的結果，受到很大程度的干擾和更改。
流水地貌
形成中國地貌的外動力中，分佈地域最廣的是流水作用，它集中表現在河流的侵蝕地貌與堆積地貌上。在中國西北內陸地區，河流多屬內流水系，其餘廣大地區幾乎全為外流水系（見中國的地表水）。
（1）中國西北內陸地區大型內陸盆地的內流河流，多以盆地的低地或湖泊為侵蝕基準面，河源出自周圍有冰雪的高山帶或多降水的中山帶，流經荒漠低山丘陵、山麓礫石戈壁、洪積—沖積—湖積平原，河水沿途逐漸減少以至消失，僅少數特大的河流，如塔里木河、伊犁河、額濟納河、尼勒河等，可流到低地或湖泊內。這些河流在山麓以上的山區水系，多發生在剝蝕、夷平後的山地抬升時期，大約不超出上新世。第四紀以來，它們多次為冰川所佔領，河流與冰川的交替作用所營造的河谷形態，相當明顯。
羌塘高原（藏北高原）上的內流河流，河身短小，支流不多，呈輻合狀彙集於盆地或盆地內的湖泊。較小的內流河流，多由雨水或泉水補給，水量不大，往往在出山口的盆地邊緣形成扇形堆積地。較大的內流河流，依靠冰雪融水補給，水量較大，通常從峽谷穿過兩個或兩個以上的盆地。當它們流經盆地時，河道分叉，注入湖泊處還能造成小型三角洲。這些河流都發生於高原隆升、盤地相對陷落時期。
（2）中國廣大地區的外流河流，除北疆的額爾齊斯河和中俄界河黑龍江外，其餘大河都發源於青藏高原，分別注入太平洋和印度洋。這些大河的水系分佈，往往受到大致東西走向的長大山脈的制約，例如，陰山—燕山山脈分隔了東北水系與黃河水系，巴顏喀拉山—秦嶺—伏牛山—大別山分隔了黃河水系與長江水系，岡底斯山與喜馬拉雅山約束了雅魯藏布江的流路；而南北走向的橫斷山脈支配了金沙江、瀾滄江、怒江的流向。
中國外流水系中若干中小河流，每多向相對沉降的盆地作扇狀彙集。例如，陝西的渭河、涇河、洛河、汾河等；四川的岷江、沱江、涪江，嘉陵江等；湖南的湘江、資水、 沅江、澧水等； 江西的贛江、修水、盱江、信江等。這種扇狀集合的水系，是由地質構造變動所引起的地勢傾向所造成的。至於浙南、福建、粵東一帶直接入海的中小河流，如甌江、閩江、晉江、九龍江和韓江等，流向受地面傾斜方向的操縱，更加明顯。
中國長大的河流，如長江、黃河、西江、中俄界河的黑龍江，出中國國境的雅魯藏布江等，幹河流路每多大角度的轉折，而且沿途往往穿過若干盆地，橫切其間的山地，它們的發育歷史必然要較為複雜。目前地面上河道的具體流路，多數是在上新世晚期以來發生的，其中某些河段可能孕育於第三紀，更早的就難以恢復了。
冰川地貌
冰川作用是中國地貌形成的重要外動力之一。特別在中國西部高山地區，在相當大的程度上改造了流水作用所造成的地貌，因為這一地區的更新世所發生的多次冰期，其冰川規模都較現代冰川的要大得多。現代冰川所塑造的地貌，不論侵蝕或堆積的，其範圍都很有限。
中國西部地區，更新世冰川的分佈相當廣泛，尤其西部的高山，如阿爾泰山、天山、祁連山、崑崙山、巴顏喀拉山、唐古拉山、橫斷山脈、念青唐古拉山和喜馬拉雅山等，大多形成以高峰、嶺脊為中心的山谷冰川和山麓冰川；某些地方，如阿爾泰山西段、天山東段、祁連山西南部以及青藏高原上某些山地，還有過區域性的冰蓋。更新世冰川作用干擾甚至區域性中斷了常態地形的演進。根據更新世冰川作用遺蹟所劃分的冰期次數及其分別所歸屬的地質年代，目前學者存在有分歧的意見。
至於中國東部地區，更新世冰川分佈肯定不如西部地區的來得廣泛。有冰川作用遺蹟的，有大興安嶺、太行山、秦嶺、大巴山、鄂西山地、大別山、廬山、黃山、天目山、臺灣山地等地方。人們對秦嶺的太白山和臺灣的雪山、南湖大山、玉山等，海拔接近4000米，在晚更新世晚期發育了冰川，無所置疑；而對其他地方的冰川作用遺蹟，目前仍有不同的看法。
在更新世任何一次冰期中，不論中國西部或東部，由於各地自然地理條件的不同，冰川發育的規模有大有小，甚至還會出現有無的差別。然而從氣候角度來看，各次冰期理應在全國範圍內得到某些共同特點的反映。因此，更新世冰期與間冰期多次的交替，勢必影響各地氣候，從而影響地貌外動力在地域上的分佈。冰期到來，氣候寒冷，冰雪面積擴大，在中國東部平原，苔原帶要向南移，在西部山地，苔原帶要向下移；間冰期則相反，苔原帶相應地向北移和向上移，實質上就是凍融作用所產生的冰緣地貌發生水平上和垂向上的大幅度移動。特別在中國西部一些高山，如阿爾泰山、天山、崑崙山、祁連山等，在冰期時冰雪帶和多雨帶向下移，在間冰期冰雪帶和多雨帶又向上移，冰雪融水與雨水通過河流，把原先冰川領域的物質搬運到非冰川區域去，如準噶爾盆地、塔里木盆地、柴達木盆地、河西走廊和阿拉善等地，成為那裡的戈壁與沙漠的主要物質來源（見中國的冰川）。
風成地貌
風力作用作為地貌形成的外動力，其領域主要是在乾旱地區的沙漠和戈壁。
沙漠與戈壁所分佈的中國西北內陸地區，氣候相當乾燥。不過在更新世，特別早、中更新世的冰期與間冰期交替時期，發源於周圍高山的河流，帶來了豐富的水源，可在乾旱的盆地或平原上形成了若干寬闊的湖泊和長大的水路網，並在那裡堆積了冰水相、河流相、湖沼相的物質，只在某些乾燥地面上，有可能出現區域性的風蝕崗窪和風積沙丘。大抵從晚更新世晚期、尤其是冰後期以來，地面水文狀態起了顯著變化，即湖泊面積日益縮小，水路網流程逐漸縮短，脫離水域環境的地方相應擴大，在強風吹襲下，在沙礫石堆積的地方，即靠近山麓地帶的盆地邊緣，細粒物質吹走，形成礫石戈壁；在沙土堆積的地方，即遠離山麓的盆地底部，出現風蝕崗窪和風積沙丘，隨著時間的推移，地面水系衰退、瓦解到一定程度以後，沙丘面積擴大，並相連線成長，才發展成為現代浩瀚的沙漠。目前沙漠周緣的分散的沙丘或沙丘鏈，尚在沿著強風方向作短距離的移動。至於沙漠本身高大而密集的沙丘群體是不可能移動的；能夠隨風力飄揚，作長距離搬動的，僅為沙漠戈壁中的細小物質，如粉沙與粘土，它們堆積下來，即所謂風成黃土（見中國的沙漠、中國的戈壁）。
黃土地貌
中國境內的黃土主要分佈在崑崙山、秦嶺、大別山以北地區。 面積約63.25萬平方公里。最集中的是在黃河中游的黃土高原。 (見彩圖)
黃土高原的黃土，在早更新世堆積的，即所謂午城黃土，只在某些塬區，如隰縣的午城、陝北的洛川等地，有所出現。分佈在廣大的黃土塬、樑、峁地區的是中更新世的離石黃土(見離石縣)和晚更新世的馬蘭黃土。離石黃土含有若干紅色條帶，即褐色型古土壤層，又稱紅色黃土，厚度很大，分佈很廣，覆蓋在岩石山地之間的各種地形上，構成塬、樑、峁的物質主體。馬蘭黃土顏色灰黃，質地鬆軟，厚度不大，卻罩蓋在所有塬、樑、峁上面，並散佈在一些石質山地的坡麓、甚至山頂上。
關於中國黃土的成因，尚屬有爭論的問題。由於黃土分佈地域很廣，不同地區的黃土，其物質來源，搬運運力，堆積環境，理應不盡相同。對黃土高原的黃土，多數人認為其物質來源於西北廣大的沙漠地區，運送動力是風，堆積環境是有流水作用的。其理由是：
（1）黃土高原的黃土覆蓋層的分佈高度，其變化趨勢取決於下伏古地形面的總傾斜方向，海拔可從1800～2000米下降到400～500米，沿途隨分水嶺與河谷的高低，忽起忽落，並非一平整的傾斜面。黃土在石質山地坡麓上的覆蓋高度，斷續相連，隱約有一條所謂“黃土線”，但是黃土線的高度，西端的高於東端，西坡的高於東坡，北坡的高於南坡；黃土線並非黃土分佈的上限，在它以上的山坡，甚至接近海拔3000米的呂梁山山頂，仍出現片狀黃土。
（2）黃土堆積厚度的地域變化，其趨勢是從西北向東南，由薄變厚，再由厚變薄，呈條帶狀分佈。六盤山與呂梁山之間的渭河北山以北的董志塬與洛川塬一帶，黃土最大厚度達到180～200米。
（3）黃土顆粒成分，相當均一，粒徑小於0.1毫米的粉砂與粘土平均可佔98.7％；而且自西北向東南，粗粉砂(粒徑0.1～0.05毫米)逐漸減少，粘土（粒徑小於0.005毫米）逐漸增多。黃土的礦物成分，輕礦物（比重小於2.90）含量一般可佔礦物總量的90～96％，其中以石英和長石含量佔絕對優勢，表明各地黃土在礦物種類上及其含量分配上具有高度的相似性。
（4）厚度最大的中更新世離石黃土，普遍夾有七、八層至十多層古土壤層，古土壤層產狀多向現代的干支河谷和較大溝谷作相向的彎曲或傾斜。古土壤層是黃土堆積間歇時期的古地面，其起伏與今天地面形態大體相似。
（5）黃土高原的岩石山嶺之間，在六盤山以西堆積了甘肅群，以東堆積三趾馬紅土，它們都經過上新世晚期與早更新世初期的強烈的流水割切，其所形成的古地面起伏，很大程度上控制了黃土堆積期間及其以後的谷間地的塬、樑、峁與干支河谷、較大河谷的形態。黃土多次的堆積，只能緩和嶺谷之間的地勢高差，填滿了一些較小的溝谷，較大的水系沒有遭到嚴重的打亂，流水作用只有時強時弱的變化，始終並未中斷。
黃土的溝谷發育過程，反映流水侵蝕作用在時間上的變化。現代的乾溝溝谷絕大多數孕育於中更新世黃土溝谷中，兩者的谷形差不多是疊套的。現人為數眾多的沖溝溝谷幾全是馬蘭黃土堆積以後形成的，在人類歷史時期，特別在農業興起以來，由於不合理的利用土地，破壞了原先的植被與土壤，造成現代加速侵蝕，即快速的大量的水土流失。
喀期特（岩溶）地貌
中國碳酸鹽巖分佈很廣，但喀斯特地貌發育最完美的是在西南地區，即廣西、貴州、雲南和川東、鄂西、湘西一帶，因為這些地區在相當長的地質時期處在溼熱的氣候環境之下。
廣西過去和現在都屬熱帶型氣候，碳酸鹽巖分佈很廣，而且多屬厚層的石灰岩和白雲岩，喀斯特地貌非常發育，大致可分四種類型：一是峰叢，山體巨大，頂部為分割的峰林，基部彼此接聯，相對高度可達500～600米，峰叢之間有溶蝕窪地、漏斗、落水洞等。二是峰林，形狀如圓柱或錐體，溶洞極為發育，有“無山不洞”之稱，如桂林的七星巖、蘆笛巖等，溶洞長達數公里，高有數十米。三是孤峰，即分散的、孤立的峰林，相對高度一般在50～100米。孤峰之間，地表有串珠狀的落水洞，地下常有暗河。四是殘丘，丘體低矮，星散在喀斯特平原與谷地上。這四種類型反映喀斯特發育從不成熟到更成熟的不同階段。
黔中、黔南和滇東高原上，碳酸鹽巖分佈面積與厚度亦都較大。這些地區目前屬亞熱帶型氣候，在高原面未抬升的新第三紀時則為熱帶型氣候，喀斯特地貌是當時氣候條件下發育起來的。一般情況：在海拔2000米或2000米以上的高原面上主要是溶蝕小窪地、漏斗和落水洞等以及散佈其間的一些低矮的峰林和石林，石林分佈於路南、宜良、東川、彌勒、羅平一帶，其中以路南石林最著名。在海拔1000～1500米的地面上，則以大型溶蝕窪地、矮小的丘陵或石林為特徵，大型窪地中有許多落水洞和漏斗，它們成連串分佈，其地下往往是暗河。貴州南部向廣西盆地降落的斜坡地帶，地下水運動以垂直方向為主，高大的峰叢往往伴以深陷的圓窪地，地表河流多半轉入地下。
黔北、鄂西、川東、湘西一帶，碳酸鹽巖分佈亦廣泛，但多屬複雜的褶皺構造，地表出露的碳酸鹽巖與非碳酸鹽巖成條帶分佈，因而較前述地區的喀斯特發育較弱。然而，在靠近長江、烏江地帶，由於地面向河谷傾斜，地下水垂直迴圈旺盛，所以溶蝕窪地、漏斗、落水洞等的密度和深度都很大，水流往往從出水洞注入河流〔見中國的喀斯特（岩溶）〕。
海岸地貌
中國海岸型別，根據海洋所接觸的陸地形態，可以概括為平原海岸與山地丘陵海岸。此外，還有生物海岸（見中國的海岸）。
杭州灣以北的平原海岸從第四紀以來都是沉降的，山東、遼東半島及杭州灣以南的山地丘陵海岸都是上升的。平原海岸下降的幅度，根據海岸帶的第四系厚度，一般變化於300～400米到500～600米。山地丘陵海岸上升的數字，比較難以確定，估計最大上升幅度總在200米以上。即第四紀以來，由陸地構造變動而產生的海岸升降最大幅度至少有800米。 由冰期與間冰期交替所引起的海面變動，就世界範圍而論，也不過一百數十米。所以整個第四紀的海岸帶的水平移動範圍，仍然取決於構造升降運動。然而就全新世的海岸帶變化而論，冰後期海面的回升幅度就具有重大的作用，因為，如以最近一次冰期的最盛時間起算，冰後期也只有2萬年左右。即使外在構造變動很活躍的海岸帶，升降幅度亦很有限。現代海岸輪廓大體上處在距今前6000年左右以來較穩定的高海面與陸地的接觸界上。正因如此，山地丘陵海岸，由於海面上升大於陸地上升，海水侵入，造成岬灣相間的海岸線；平原海岸，由於陸地下降敵不過河流輸出大量泥沙的填充，使海岸線仍然向海伸展（見中國歷史時期海岸線的變遷）。
中國島嶼，按其成因可歸為三類：一類是與大陸或大陸架的地質構造直接有關係的基岩島，除臺灣島和海南島以外，還有若干面積較小的群島，如渤海海峽中的廟島群島，由30多座島嶼組成；浙江東南海岸外的舟山群島，由1339座島嶼組成；珠江口外的大萬山群島（見珠江口外群島），由150多座島嶼組成；臺灣海峽的澎湖列島由64座島嶼組成；以及臺灣島東北海岸外的釣魚島列島，由釣魚島、黃尾嶼、赤尾嶼和南小島、北小島等組成。
另一類是河流河口的沖積島，亦稱沙島，如長江口的崇明島、長興島和橫沙島等，珠江口的一些沙島，臺灣島西海岸外的幾列沙島。
第三類珊瑚礁島，分佈於南海中。分為島、沙、礁、灘4種，其含義是，成陸已久，海拔較高的，稱之為島；成陸不久，海拔較低，一般高潮不被淹沒的，稱之為沙；高潮淹沒，低潮出露的，稱之為礁；低潮不露出海面的，稱之為暗沙；水深較大，距海面20～30米的，稱之為暗灘（見中國的島嶼）。