[拼音]：Zhongguo dimao

[外文]：geomorphology of China

我国境内不仅有常见的构造地貌、河流地貌、海岸地貌，而且有现代冰川和古代冰川作用遗迹、冻土和冰缘作用现象、沙漠和戈壁等，还有在一定气候条件下，反映特殊岩性的石灰岩地貌和黄土地貌。我国地貌种类的多样、典型，是世界其他国家难以相比的。(见彩图)

我国大陆西高东低，自西向东形成三大阶梯下降。第一级阶梯是青藏高原，高原面海拔多在4000～5000米，其上耸峙多座海拔超出7000米，甚至8000米的山峰，享有“世界屋脊”之称。第二阶梯是青藏高原的北缘与东缘到大兴安岭、太行山、巫山、雪峰山之间，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。第三级阶梯是更东的低山丘陵和大平原，山丘海拔多在千米以下，平原一般不超过200米。这一级阶梯也包括沿海大陆架， 其水深通常在200米以内。

以贺兰山、六盘山、龙门山、哀牢山为界，可将我国分为东西两部，我国西部，从新疆吐鲁番盆地底部的艾丁湖湖面 (海拔－154米)到中尼边界的珠穆朗玛峰（海拔8848.13米），高差可达9000米；东部从海滨平原到秦岭的太白山（海拔3767米）或台湾省的雪山（海拔3884米），高差不到4000米。两者地势高差和倾斜方向均不相同，特点各异。

（1）昆仑山脉以南的西部南方，阶坡明显的只有其北缘的昆仑山北坡和东缘的龙门山东坡，其余边缘多和缓的倾斜，很难划出阶梯的边坡。昆仑山以北的西部北方，主要为高大山系所围隔的大型盆地，如昆仑山与天山之间的塔里木盆地、天山与阿尔泰山之间的准噶尔盆地、昆仑山与祁连山之间的柴达木盆地、祁连山与走廊北山之间的河西走廊等。上述盆地底部均甚平坦，但其高程却甚悬殊，较高者和较低者可相差近3000米。各盆地周围的山地，许多山峰又高出盆地本身3000～4000米，甚至5000～6000米，地面相对起伏巨大。

（2）我国东部真正存在阶梯地形的，只有在上述第二阶梯的前缘和第三阶梯的后缘之间。前者是内蒙古高原、山西高原、鄂西高原和云贵高原（见云南高原、贵州高原），后者是东北平原、华北平原、江汉平原和江南丘陵，双方高差达1000～2000米，其间又多具有连续而陡峭的斜坡，坡折相当明显。然而，在高原地带的西侧，出现地势低下的河套──银川平原（见河套平原）、渭河关中平原和四川盆地，而在平原丘陵地带的东侧，更有地势高起的辽东山地、山东山地及浙、闽、粤沿海山地，因而在一定程度上它们打破了地势由西向东递降的局面。

以山地的脉络作为框架的我国高原、盆地、山地、丘陵、平原等大的地貌单元在平面上的排列组合，亦构成一定格局，在很大程度上代表了地质构造线方向，而且东部与西部亦很不相同。

（1）我国西部的昆仑山以北地区，山脉主要走向为北西西域北东东，如阿尔泰山、天山、昆仑山、阿尔金山、祁连山和西秦岭(见秦岭)等。它们所围隔的准噶尔、塔里木、柴达木、陇中等大型盆地具有菱形的轮廊，长轴呈北西西方向。昆仑山以南的青藏高原，其北面的山脉走向由北西西转为南东东，如巴颜喀拉山、可可西里山、唐古拉山等，形成向东北突出的圆弧；南面的山脉走向则由北西西转向北东东，如冈底斯山—念青唐古拉山和喜马拉雅山等，构成向西南突出的圆弧。整个青藏高原的轮廊可视为以北西西方向为长轴的巨大菱形。

（2）我国东部的山脉走向，主要是东西向与北东向或北北东向的相为截，间或有北西向的。东西走向的山脉以阴山—燕山和秦岭—大别山最为明显，向西前者可与天山相连，后者可与昆仑山相接。南岭山脉亦呈东西走向，但因北东向或北北东向构造的干拢，表现不很明显。东西走向的山脉是地理上的重要界线，燕山隔开了东北平原与华北平原，阴山是内蒙古高原的南缘，秦岭是黄河与长江的分水岭，南岭是长江与珠江的分水岭，习惯上所称的东北、华北、华中、华南就是依次以燕山、秦岭、南岭为分界的。然而，分布地域最广的是北东或北北东的山脉走向，沿此构造方向在地质上形成一系列的拗陷带与隆起带。表现在今天地貌上，前者多为盆地和平原，后者多为高原和山地。自西而东:第一列为拗陷带，包括呼伦贝尔—巴音和硕盆地、鄂尔多斯盆地、四川盆地、滇中盆地；第二列为隆起带，包括大兴安岭、太行山与吕梁山及其间的山西高原、鄂西—黔东—湘西山地；第三列为拗陷带，包括松辽平原、渤海—华北平原、江汉平原、北部湾；第四列为隆起带，包括吉辽东部山地、山东山地、浙闽粤沿海山地；第五列为拗陷带，包括东海、南海的海盆；第六列为隆起带，即我国的台湾岛，是太平洋西部的边缘岛弧的组成部分。

近年来多以板块学说来解释我国西部与东部地质构造和地形的差别。认为：在我国西部，属于冈瓦纳古陆一部分的印度板块，以很小的角度斜插到亚洲板块之下，并有时互相顶撞。两个陆地板块的重叠，形成 地区的巨厚地壳和高拔地势。印度板块向北推动，而亚洲大陆又有总体的向南运动，二者所产生的南北向的巨大压力，造成西部山脉近似东西的走向，以及沿山边的长大的逆掩断层；准噶尔、塔里木和柴达木几个较刚硬的地块，受南北向的巨大压力，破裂成为由北西西和北东东断裂所围限的菱形断块，长轴近似东西方向。再者，印度板块向北推动，遭到 地块的抵抗，向东西两方寻求应力的释放，于是出现喜马拉雅山脉东西两端的弧形转折，以及在该地区的近似南北向的密集断裂和褶皱。对比从晚第三纪上新世、尤其第四纪以来急剧抬升的 高原、天山和阿尔泰山的南侧与北侧，南侧的山坡均较陡峭，山前拗陷的山麓相堆积亦较深厚，表明至少从那时起印度板块向北推动的力量较为强大。

我国东部是西北太平洋板块对东部亚洲大陆板块互相作用的场所。东部亚洲大陆板块有总体的向南移动，由于印度板块向北偏东推动所引起的巨大压力，使它发生向东南蠕动；而太平洋板块则从沿海岛弧的外侧，向西北斜插到东亚大陆板块之下。两种性质不同的板块发生互相挤压和扭动，因而在我国东部，除去时代较老的纬向构造带依然存在，普遍形成上述的近似北东向的时代较新的拗陷带与隆起带。这种构造体系的特点是：拗陷带的盆地底部都是西部深而沉积厚，东部浅而沉积薄；拗陷盆地西侧的隆起山地，东坡陡而西坡缓，朝东的陡坡之下与拗陷最深带上均有巨大的断裂。拗陷带与隆起带的全体有如几列平行的波峰与波谷，坡峰一律向东倾侧，反映太平洋板块的活动似占主动地位。与此同时，岩浆活动亦有从内陆向沿海愈来愈强烈的现象，反映愈靠近海洋板块与大陆板块的相互作用带，提供岩浆上升的通道的张性断裂就更多更大。

我国山脉的褶皱时期早晚不一。自北而南，主要褶皱时期有愈来愈新的趋势：

（1）在晚古生代的华力西运动中褶皱的，有阿尔泰山、天山、昆仑山、祁连山、秦岭等。

（2）在中生代三叠纪末的印支运动中褶皱的，有川西、滇北地区的山脉。

（3）在侏罗纪到白垩纪的燕山运动中褶皱的，有唐古拉山脉与横断山脉。

（4）在第三纪中新世的喜马拉雅第一幕运动中褶皱的，有喜马拉雅山主体。

（5）在第三纪上新世晚期第四纪早期的喜马拉雅第二幕运动中褶皱的，有山前带的磨拉斯堆积层。

我国东部三列拗陷带的发生时代，也有从内陆向沿海愈来愈晚的表现，自西而东，第一列拗陷带主要发生于三叠纪至侏罗纪，白垩纪以后转向抬升；第二列拗陷带主要发生于白垩纪至早第三纪，以后有的部分趋向稳定，有的部分断续沉降；第三列拗陷带主要发生于第三纪末到第四纪初。

（1）印支运动时期。是我国大陆形成的关键时期。在三叠纪时，昆仑山—秦岭—大别山以北已经全部成为陆地，但以南地区仍为广泛的海域，海水曾达江苏、皖南一带。经三叠纪末的印支运动，南方降起，除少数地区，如喜马拉雅山区、塔里木盆地西部、广东南部和台湾以外，我国全境连成一块大陆。

（2）燕山运动时期。燕山运动是我国地貌平面分布格局的基本奠成时期。它贯穿了侏罗纪与白垩纪，除岩浆活动外，在其构造变动中，除去喜马拉雅山区和台湾岛以外，在我国所有前述的构造方向，即纬向的、经向的、北西西向和北东到北北东向的，都在这时期构造运动中突现出来或新生起来的；较坚硬的塔里木、准噶尔、柴达木、鄂尔多斯、四川盆地中部等地块，虽没有引起盖层产状的很大变化，却发生较平稳的沉降活动。燕山运动的结果完成了我国大地构造的架格，其中若干主要构造线控制了大的地貌单元的边界。

（3）喜马拉雅运动时期。喜马拉雅运动的第一幕主要发生在渐新世晚期到中新世中期，第二幕主要发生在上新世晚期到更新世早期，第三纪的其余大部分时间属于地质构造较宁静时期。喜马拉雅运动的主要表现形式，除岩浆活动以外，一是先后形成喜马拉雅山褶皱带和台湾褶皱带；二是在我国广大地区，发生继承性的断裂活动，即在地壳水平运动的驱使下，引起块断式的垂直升降运动，特别在第二幕运动所产生的升降幅度很大，它们是造成我国目前地势高差的最根本原因。

喜马拉雅期的块断式的垂直升降运动，大多数场合是在燕山期的大地构造架格上进行的，在大部分地区是加大了原先地形正向(隆升)和负向（沉降）的幅度，在小部分地区却改变了原先地形的运动方向，其中情况相当复杂。

我国各部地势经过喜马拉雅第二幕的构造变动，高差显著增大，地貌平面格局愈加突现。在我国西部，喜马拉雅山的褶皱在渐新世已开始，中新世最为强烈，而在上新世晚期以来才作急剧的隆升，估计上升幅度达到3000～4000米。川西高原面，原先是在第三纪末完成的地势不高的夷平面，现已上升到海拔3000～4000米。昆仑山、天山和祁连山等山前拗陷的山麓相堆积，第三系一直是细颗粒物质，但至上新世晚期、尤其早更新世，才突然出现粗大的砾石层，即所谓西域砾岩和玉门砾岩，厚度多在4000～5000米，甚至更大。这些长大的山地，目前海拔多在4000～5000米，山峰甚至超出6000米，主要是从上新世晚期以来上升的结果。

由喜马拉雅第二幕运动所引起的升降幅度，我国东部显然要比西部的小得多，但各地仍有很大差别。在云贵高原面上保留了上新世发育的热带型的红色古风化壳，表明当时该地区仍为低地，现在滇中、滇东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、赣一带的红层盆地，从喜马拉雅第一幕运动以来，随区域大面积的上升而抬升，红层丘陵的割切深度多不到500米。 洞庭、鄱阳两断陷盆地的上第三系和第四系，总厚度不过500米。浙、闽、粤沿海山地的晚第三纪夷平面，从上新世晚期以来已升到海拔700～800米。晚第三纪开始沉降的雷琼断陷，属上上新统和下更新统的湛江群，其较大厚度近千米。华北有许多断块山地从上新世以来也急剧上升，而山前拗陷与山间断陷则相应接纳沉积，例如渭河河谷的晚上新世到第四纪堆积的三门系厚度达千米以上，山西的运城、临汾、太原、忻定、大同和冀北的怀来、蔚县等盆地的第四系厚度亦有400～700米；银川平原在平罗、 银川一带的第四系厚度更大，竟达1600～2400米；华北平原的中部与东部的第四系厚度也有500～600米；这些地区，如果加上上新世晚期的沉积，其厚度更要增大。渤海和黄海南部的上第三系和第四系总厚度达1500米左右。然而，燕山以北、大兴安岭以东的松辽平原，除辽东湾北部的下辽河平原以外，新生界总厚度不过2000米，其中大部分属下第三系，上第三系较薄，第四系更薄，从第三纪以来，该地区沉降幅度愈来愈小。大兴安岭以西，阴山以北的内蒙古高原上一些低洼地，新生界厚度更小，反映构造变动规模不大。

我国地貌的平面分布格局是燕山运动奠成的。而今天的地势高差却是喜马拉雅运动、尤其第二幕运动造成的，其对我国西部的影响远远大于东部。如果说燕山运动反映太平洋板块较为活跃的话，那么喜马拉雅运动则表示印度板块较为活跃（见我国古地理）。

营造我国地貌的外动力主要有流水、冰川、冻融、风、海水等，它们直接或间接深受气候的支配。从理论上说，在地貌形成过程中，内动力与外动力是同时作用的，只是双方力量的对比，在时间上互有消长的更替，在空间上各有强弱的变化。但在实际上，对我国地貌形成的外动力，能够系统地或成套地追索其作用过程的，在时间上很难越出晚第三纪，多数是在上新世晚期到第四纪。因为：第一，晚第三纪喜马拉雅山褶皱隆升后，东亚季风体系才基本建立。在上新世晚期到更新世初期， 高原整体急剧抬升达到一定高度时，印度洋季风受阻，出现我国东南部湿润，西北部干旱的气候格局，从而控制了地貌外动力的地域分布。第二，在第四纪时，全球性气候变化，我国亦发生多次冰期与间冰期的交替，改变了地貌外动力原先在地域上的分配，而冰期与间冰期所引起的海面下降与上升，又导致海岸带的大幅度水平移动。第三，喜马拉雅运动第一幕、尤其第二幕的强烈的构造变动，使原先地面上存在的某些地貌外动力的结果，受到很大程度的干扰和更改。

形成我国地貌的外动力中，分布地域最广的是流水作用，它集中表现在河流的侵蚀地貌与堆积地貌上。在我国西北内陆地区，河流多属内流水系，其余广大地区几乎全为外流水系（见我国的地表水）。

（1）我国西北内陆地区大型内陆盆地的内流河流，多以盆地的低地或湖泊为侵蚀基准面，河源出自周围有冰雪的高山带或多降水的中山带，流经荒漠低山丘陵、山麓砾石戈壁、洪积—冲积—湖积平原，河水沿途逐渐减少以至消失，仅少数特大的河流，如塔里木河、伊犁河、额济纳河、尼勒河等，可流到低地或湖泊内。这些河流在山麓以上的山区水系，多发生在剥蚀、夷平后的山地抬升时期，大约不超出上新世。第四纪以来，它们多次为冰川所占领，河流与冰川的交替作用所营造的河谷形态，相当明显。

羌塘高原（藏北高原）上的内流河流，河身短小，支流不多，呈辐合状汇集于盆地或盆地内的湖泊。较小的内流河流，多由雨水或泉水补给，水量不大，往往在出山口的盆地边缘形成扇形堆积地。较大的内流河流，依靠冰雪融水补给，水量较大，通常从峡谷穿过两个或两个以上的盆地。当它们流经盆地时，河道分叉，注入湖泊处还能造成小型三角洲。这些河流都发生于高原隆升、盘地相对陷落时期。

（2）我国广大地区的外流河流，除北疆的额尔齐斯河和中俄界河黑龙江外，其余大河都发源于青藏高原，分别注入太平洋和印度洋。这些大河的水系分布，往往受到大致东西走向的长大山脉的制约，例如，阴山—燕山山脉分隔了东北水系与黄河水系，巴颜喀拉山—秦岭—伏牛山—大别山分隔了黄河水系与长江水系，冈底斯山与喜马拉雅山约束了雅鲁藏布江的流路；而南北走向的横断山脉支配了金沙江、澜沧江、怒江的流向。

我国外流水系中若干中小河流，每多向相对沉降的盆地作扇状汇集。例如，陕西的渭河、泾河、洛河、汾河等；四川的岷江、沱江、涪江，嘉陵江等；湖南的湘江、资水、 沅江、澧水等； 江西的赣江、修水、盱江、信江等。这种扇状 的水系，是由地质构造变动所引起的地势倾向所造成的。至于浙南、福建、粤东一带直接入海的中小河流，如瓯江、闽江、晋江、九龙江和韩江等，流向受地面倾斜方向的操纵，更加明显。

我国长大的河流，如长江、黄河、西江、中俄界河的黑龙江，出我国国境的雅鲁藏布江等，干河流路每多大角度的转折，而且沿途往往穿过若干盆地，横切其间的山地，它们的发育历史必然要较为复杂。目前地面上河道的具体流路，多数是在上新世晚期以来发生的，其中某些河段可能孕育于第三纪，更早的就难以恢复了。

冰川作用是我国地貌形成的重要外动力之一。特别在我国西部高山地区，在相当大的程度上改造了流水作用所造成的地貌，因为这一地区的更新世所发生的多次冰期，其冰川规模都较现代冰川的要大得多。现代冰川所塑造的地貌，不论侵蚀或堆积的，其范围都很有限。

我国西部地区，更新世冰川的分布相当广泛，尤其西部的高山，如阿尔泰山、天山、祁连山、昆仑山、巴颜喀拉山、唐古拉山、横断山脉、念青唐古拉山和喜马拉雅山等，大多形成以高峰、岭脊为中心的山谷冰川和山麓冰川；某些地方，如阿尔泰山西段、天山东段、祁连山西南部以及青藏高原上某些山地，还有过局部的冰盖。更新世冰川作用干扰甚至局部中断了常态地形的演进。根据更新世冰川作用遗迹所划分的冰期次数及其分别所归属的地质年代，目前学者存在有分歧的意见。

至于我国东部地区，更新世冰川分布肯定不如西部地区的来得广泛。有冰川作用遗迹的，有大兴安岭、太行山、秦岭、大巴山、鄂西山地、大别山、庐山、黄山、天目山、台湾山地等地方。人们对秦岭的太白山和台湾的雪山、南湖大山、玉山等，海拔接近4000米，在晚更新世晚期发育了冰川，无所置疑；而对其他地方的冰川作用遗迹，目前仍有不同的看法。

在更新世任何一次冰期中，不论我国西部或东部，由于各地自然地理条件的不同，冰川发育的规模有大有小，甚至还会出现有无的差别。然而从气候角度来看，各次冰期理应在全国范围内得到某些共同特点的反映。因此，更新世冰期与间冰期多次的交替，势必影响各地气候，从而影响地貌外动力在地域上的分布。冰期到来，气候寒冷，冰雪面积扩大，在我国东部平原，苔原带要向南移，在西部山地，苔原带要向下移；间冰期则相反，苔原带相应地向北移和向上移，实质上就是冻融作用所产生的冰缘地貌发生水平上和垂向上的大幅度移动。特别在我国西部一些高山，如阿尔泰山、天山、昆仑山、祁连山等，在冰期时冰雪带和多雨带向下移，在间冰期冰雪带和多雨带又向上移，冰雪融水与雨水通过河流，把原先冰川领域的物质搬运到非冰川区域去，如准噶尔盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、河西走廊和阿拉善等地，成为那里的戈壁与沙漠的主要物质来源（见我国的冰川）。

风力作用作为地貌形成的外动力，其领域主要是在干旱地区的沙漠和戈壁。

沙漠与戈壁所分布的我国西北内陆地区，气候相当干燥。不过在更新世，特别早、中更新世的冰期与间冰期交替时期，发源于周围高山的河流，带来了丰富的水源，可在干旱的盆地或平原上形成了若干宽阔的湖泊和长大的水路网，并在那里堆积了冰水相、河流相、湖沼相的物质，只在某些干燥地面上，有可能出现局部的风蚀岗洼和风积沙丘。大抵从晚更新世晚期、尤其是冰后期以来，地面水文状态起了显著变化，即湖泊面积日益缩小，水路网流程逐渐缩短，脱离水域环境的地方相应扩大，在强风吹袭下，在沙砾石堆积的地方，即靠近山麓地带的盆地边缘，细粒物质吹走，形成砾石戈壁；在沙土堆积的地方，即远离山麓的盆地底部，出现风蚀岗洼和风积沙丘，随着时间的推移，地面水系衰退、瓦解到一定程度以后，沙丘面积扩大，并相连接成长，才发展成为现代浩瀚的沙漠。目前沙漠周缘的分散的沙丘或沙丘链，尚在沿着强风方向作短距离的移动。至于沙漠本身高大而密集的沙丘群体是不可能移动的；能够随风力飘扬，作长距离搬动的，仅为沙漠戈壁中的细小物质，如粉沙与粘土，它们堆积下来，即所谓风成黄土（见我国的沙漠、我国的戈壁）。

我国境内的黄土主要分布在昆仑山、秦岭、大别山以北地区。 面积约63.25万平方公里。最集中的是在黄河中游的黄土高原。 (见彩图)

黄土高原的黄土，在早更新世堆积的，即所谓午城黄土，只在某些塬区，如隰县的午城、陕北的洛川等地，有所出现。分布在广大的黄土塬、梁、峁地区的是中更新世的离石黄土(见离石县)和晚更新世的马兰黄土。离石黄土含有若干红色条带，即褐色型古土壤层，又称红色黄土，厚度很大，分布很广，覆盖在岩石山地之间的各种地形上，构成塬、梁、峁的物质主体。马兰黄土颜色灰黄，质地松软，厚度不大，却罩盖在所有塬、梁、峁上面，并散布在一些石质山地的坡麓、甚至山顶上。

关于我国黄土的成因，尚属有争论的问题。由于黄土分布地域很广，不同地区的黄土，其物质来源，搬运运力，堆积环境，理应不尽相同。对黄土高原的黄土，多数人认为其物质来源于西北广大的沙漠地区，运送动力是风，堆积环境是有流水作用的。其理由是：

（1）黄土高原的黄土覆盖层的分布高度，其变化趋势取决于下伏古地形面的总倾斜方向，海拔可从1800～2000米下降到400～500米，沿途随分水岭与河谷的高低，忽起忽落，并非一平整的倾斜面。黄土在石质山地坡麓上的覆盖高度，断续相连，隐约有一条所谓“黄土线”，但是黄土线的高度，西端的高于东端，西坡的高于东坡，北坡的高于南坡；黄土线并非黄土分布的上限，在它以上的山坡，甚至接近海拔3000米的吕梁山山顶，仍出现片状黄土。

（2）黄土堆积厚度的地域变化，其趋势是从西北向东南，由薄变厚，再由厚变薄，呈条带状分布。六盘山与吕梁山之间的渭河北山以北的董志塬与洛川塬一带，黄土较大厚度达到180～200米。

（3）黄土颗粒成分，相当均一，粒径小于0.1毫米的粉砂与粘土平均可占98.7％；而且自西北向东南，粗粉砂(粒径0.1～0.05毫米)逐渐减少，粘土（粒径小于0.005毫米）逐渐增多。黄土的矿物成分，轻矿物（比重小于2.90）含量一般可占矿物总量的90～96％，其中以石英和长石含量占绝对优势，表明各地黄土在矿物种类上及其含量分配上具有高度的相似性。

（4）厚度较大的中更新世离石黄土，普遍夹有七、八层至十多层古土壤层，古土壤层产状多向现代的干支河谷和较大沟谷作相向的弯曲或倾斜。古土壤层是黄土堆积间歇时期的古地面，其起伏与今天地面形态大体相似。

（5）黄土高原的岩石山岭之间，在六盘山以西堆积了甘肃群，以东堆积三趾马红土，它们都经过上新世晚期与早更新世初期的强烈的流水割切，其所形成的古地面起伏，很大程度上控制了黄土堆积期间及其以后的谷间地的塬、梁、峁与干支河谷、较大河谷的形态。黄土多次的堆积，只能缓和岭谷之间的地势高差，填满了一些较小的沟谷，较大的水系没有遭到严重的打乱，流水作用只有时强时弱的变化，始终并未中断。

黄土的沟谷发育过程，反映流水侵蚀作用在时间上的变化。现代的干沟沟谷绝大多数孕育于中更新世黄土沟谷中，两者的谷形差不多是叠套的。现人为数众多的冲沟沟谷几全是马兰黄土堆积以后形成的，在人类历史时期，特别在农业兴起以来，由于不合理的利用土地，破坏了原先的植被与土壤，造成现代加速侵蚀，即快速的大量的水土流失。

我国碳酸盐岩分布很广，但喀斯特地貌发育最完美的是在西南地区，即广西、贵州、云南和川东、鄂西、湘西一带，因为这些地区在相当长的地质时期处在湿热的气候环境之下。

广西过去和现在都属热带型气候，碳酸盐岩分布很广，而且多属厚层的石灰岩和白云岩，喀斯特地貌非常发育，大致可分四种类型：一是峰丛，山体巨大，顶部为分割的峰林，基部彼此接联，相对高度可达500～600米，峰丛之间有溶蚀洼地、漏斗、落水洞等。二是峰林，形状如圆柱或锥体，溶洞极为发育，有“无山不洞”之称，如桂林的七星岩、芦笛岩等，溶洞长达数公里，高有数十米。三是孤峰，即分散的、孤立的峰林，相对高度一般在50～100米。孤峰之间，地表有串珠状的落水洞，地下常有暗河。四是残丘，丘体低矮，星散在喀斯特平原与谷地上。这四种类型反映喀斯特发育从不成熟到更成熟的不同阶段。

黔中、黔南和滇东高原上，碳酸盐岩分布面积与厚度亦都较大。这些地区目前属亚热带型气候，在高原面未抬升的新第三纪时则为热带型气候，喀斯特地貌是当时气候条件下发育起来的。一般情况：在海拔2000米或2000米以上的高原面上主要是溶蚀小洼地、漏斗和落水洞等以及散布其间的一些低矮的峰林和石林，石林分布于路南、宜良、东川、弥勒、罗平一带，其中以路南石林最著名。在海拔1000～1500米的地面上，则以大型溶蚀洼地、矮小的丘陵或石林为特征，大型洼地中有许多落水洞和漏斗，它们成连串分布，其地下往往是暗河。贵州南部向广西盆地降落的斜坡地带，地下水运动以垂直方向为主，高大的峰丛往往伴以深陷的圆洼地，地表河流多半转入地下。

黔北、鄂西、川东、湘西一带，碳酸盐岩分布亦广泛，但多属复杂的褶皱构造，地表出露的碳酸盐岩与非碳酸盐岩成条带分布，因而较前述地区的喀斯特发育较弱。然而，在靠近长江、乌江地带，由于地面向河谷倾斜，地下水垂直循环旺盛，所以溶蚀洼地、漏斗、落水洞等的密度和深度都很大，水流往往从出水洞注入河流〔见我国的喀斯特（岩溶）〕。

我国海岸类型，根据海洋所接触的陆地形态，可以概括为平原海岸与山地丘陵海岸。此外，还有生物海岸（见我国的海岸）。

杭州湾以北的平原海岸从第四纪以来都是沉降的，山东、辽东半岛及杭州湾以南的山地丘陵海岸都是上升的。平原海岸下降的幅度，根据海岸带的第四系厚度，一般变化于300～400米到500～600米。山地丘陵海岸上升的数字，比较难以确定，估计较大上升幅度总在200米以上。即第四纪以来，由陆地构造变动而产生的海岸升降较大幅度至少有800米。 由冰期与间冰期交替所引起的海面变动，就世界范围而论，也不过一百数十米。所以整个第四纪的海岸带的水平移动范围，仍然取决于构造升降运动。然而就全新世的海岸带变化而论，冰后期海面的回升幅度就具有重大的作用，因为，如以最近一次冰期的最盛时间起算，冰后期也只有2万年左右。即使外在构造变动很活跃的海岸带，升降幅度亦很有限。现代海岸轮廓大体上处在距今前6000年左右以来较稳定的高海面与陆地的接触界上。正因如此，山地丘陵海岸，由于海面上升大于陆地上升，海水侵入，造成岬湾相间的海岸线；平原海岸，由于陆地下降敌不过河流输出大量泥沙的填充，使海岸线仍然向海伸展（见我国历史时期海岸线的变迁）。

我国岛屿，按其成因可归为三类：一类是与大陆或大陆架的地质构造直接有关系的基岩岛，除台湾岛和海南岛以外，还有若干面积较小的群岛，如渤海海峡中的庙岛群岛，由30多座岛屿组成；浙江东南海岸外的舟山群岛，由1339座岛屿组成；珠江口外的大万山群岛（见珠江口外群岛），由150多座岛屿组成；台湾海峡的澎湖列岛由64座岛屿组成；以及台湾岛东北海岸外的 列岛，由 、黄尾屿、赤尾屿和南小岛、北小岛等组成。

另一类是河流河口的冲积岛，亦称沙岛，如长江口的崇明岛、长兴岛和横沙岛等，珠江口的一些沙岛，台湾岛西海岸外的几列沙岛。

第三类珊瑚礁岛，分布于南海中。分为岛、沙、礁、滩4种，其含义是，成陆已久，海拔较高的，称之为岛；成陆不久，海拔较低，一般 不被淹没的，称之为沙； 淹没，低潮出露的，称之为礁；低潮不 海面的，称之为暗沙；水深较大，距海面20～30米的，称之为暗滩（见我国的岛屿）。

参考文章

我国地貌（geomorphology of China)我国地理

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