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陆地上大型的山系、高原、盆地、平原，以及大洋中脊、洋盆、海沟、大陆架、大陆坡等地貌的形成无一不受构造运动的影响。构造运动造就了地球表面的巨大起伏。比如陆地，大型的平原、盆地、高原与地块的整体升降运动有关；大型的山脉与山系或地壳褶皱带有关。
地貌形成的原因很多，有气候、岩性、生物等自然原因，也有人为原因。
高纬和高山寒冷气候条件下，冰川边缘作用使山地形成角峰、刀脊、冰斗、U形谷、冰川三角面等冰川地貌，以及冰核丘、石河、石带、石海、石环等冰缘地貌。温暖潮湿气候条件下，各种流水地貌在流水的作用下发育而成，如平原、缓丘、穹状或钟状基岩岛山。干旱气候条件下，风和间歇性洪流促使风蚀残丘、风蚀洼地、沙丘、沙垅、洪积扇、洪积平原等地貌形成。
各种岩石因成分、硬度、性质等不同，对外界作用力的抵抗能力不同，因而形成不同的地貌。坚硬和胶结良好的岩石往往会形成山岭和峭壁；松软的岩石往往会形成陡崖和石柱；碳酸盐岩石在湿热气候条件下容易发育成喀斯特地貌。
生物作用常使岩石发生机械风化和化学风化，进而影响地貌发育。植物根系的生长、穴居动物挖洞等行为可导致岩石机械风化。而生物特别是微生物新陈代谢和遗体分解过程中的有机酸可促使岩石化学风化。此外，生物的遗体可形成生物岩。
人类对地貌发育的影响主要有两种：一种是通过改变地面植被、水流等地貌发育条件来加速或延缓某种地貌的形成；另一种是通过修建梯田、挖掘矿石、建筑水库等方式来直接改变地貌。
山地是地球表面高度较大、坡度较陡，蜿蜒曲折、巍峨奇特的高地的统称。山地一般有这样一些特点：绝对高度和相对高度都比较大、顶部高耸、坡度陡峭、沟谷比较深、岭谷连绵起伏。它通常位于地质结构比较复杂、构造运动和外力剥蚀作用比较活跃的地区。
山地是大陆最基本的地形之一，因此分布十分广泛。世界上山地分布最广的地区是欧亚大陆和南北美洲大陆。我国的山地大多分布在西部地区。
山地中的山一般都由山顶、山坡和山麓三个部分组成，它们的海拔一般在500米以上，以较小的高度区别于高原，以较大的高度区别于丘陵。山地按照成因可分为构造山、堆积山和侵蚀山；按照高度又可分为小起伏山地（小于500米）、中起伏山地（500～1000米）和大起伏山地（1000～2500米），以及极大起伏山地（大于2500米）；按照海拔高度可分为低山（小于1000米）、中山（1000～3500米）、高山（3500～5000米）和极高山（大于5000米）；按照山的成因可分为断层山、褶皱山、火山、侵蚀山等。通常情况下，将沿一定的构造线延伸的岭谷相间的山体称为山脉，将按一定方向延伸的、有成因联系的一组山脉称为山系。
高原指的是海拔一般在1000米以上，面积广大、地形开阔，周围有陡峭的坡地为界限，相对完整的大面积隆起的地区。高原的主要特征是海拔较高，完整地大面积隆起，广阔而平坦。高原以较大的高度区别于平原，以较大的平缓地面和较小的起伏区别于山地。
高原也是大陆最基本的地形之一，它在世界上也有着广泛的分布。我国的高原总面积约占总面积的26％，我国著名高原有青藏高原、黄土高原、云贵高原等。每座高原上都有独特而迷人的景观。我国的青藏高原平均海拔约在4000～5000米左右，有“世界屋脊”之称。
高原按组成岩石的性质不同可分为黄土高原、岩溶高原等；按照分布状况可分为山间高原、大陆高原、海底高原和山麓高原。山间高原一般都是和它周围的山脉同时形成的，部分或者是全部被山脉包围着，著名的山间高原有青藏高原。山麓高原是指介于山脉和平原之间的高原，著名的高原有巴塔哥尼亚高原。大陆高原指的是从低地或者是海边陡然升起的高原，如南非的一些高原。海底高原又叫做海台，它是顶面平坦而宽阔的海底高地，一般相对于临近低地高差在1000米以上。
丘陵指的是地球表面一般高度在500米以下，相对高度不超过200米的坡度缓和、起伏不大、顶部呈浑圆状态的连续分布的圆丘状地貌。丘陵有这样的一些特征：相对高度较小，坡度较缓，切割破碎，散布。
在地貌的演化过程中，丘陵属于山地向平原过渡阶段的中间地貌形态。从构造上看，丘陵一般都处于地壳抬升比较缓慢的地区。
丘陵按照高度可以分为两种类型：200米以上的为高丘陵；200米以下的为低丘陵。按坡度的陡峭程度可分为：坡度大于25°的为陡丘陵；小于25°的为缓丘陵。按照岩石的组成可分为花岗岩丘陵、火山岩丘陵、各种沉积岩丘陵，如黄土丘陵、红土丘陵等。按成因又可分为构造丘陵、火山丘陵、风成沙丘丘陵、荒漠丘陵、冻土丘陵、岩溶丘陵和剥蚀—夷平丘陵等。按照分布位置可以分为山间丘陵、山前丘陵、海洋丘陵、平原丘陵等。
平原指的是海拔高度较低的平坦而开阔的地面，它的海拔一般约在200米以下，地表有时呈平缓起伏的状态。平原介于丘陵和高原之间，它以较小的高差区别于高原，以较小的起伏区别于丘陵。
平原可以根据它的组成和动力作用不同而分成不同的类型和级别。我们可以按它的成因分为堆积平原、侵蚀平原、构造平原等。
由堆积作用形成的平原称为堆积平原，堆积平原一般表面平坦、上面覆盖着松散的堆积物。堆积平原根据外部的动力作用还可以分为冲积平原、洪积平原、冲积—洪积平原、风积平原、冰碛平原、冻土平原、海积平原、冲积—海积平原等等。在堆积平原类型中分布最广的是冲积平原。
侵蚀平原是在各种不同外力作用下侵蚀而形成的平原。侵蚀平原一般面积都比较小，而且它的分布还具有一定的地域性，如各种石质平原和岩溶平原。
构造平原一般是由于平原所在地的底层倾角平缓，岩石的性质一致，外力的侵蚀作用微弱而形成的平原，这样的平原最典型的特点就是在形成的时候，受外力作用比较小。
盆地指的是四周隆起、中间凹成盆状的地貌。地球上盆地的面积有大有小，一些比较小的盆地面积只有几平方米或者是几十平方米，如山间盆地；而一些较大的盆地则可以达到几十万平方千米，如我国的塔里木盆地，它比我国东部的一个省还要大。有的盆地海拔在几千米左右，而有些盆地可能在海平面以下。一般情况下，盆地中常有水、湖泊或者是很厚的沉积物。
按盆地的地理位置，可以分为内陆盆地、深海盆地和大陆边缘弧盆。盆地按形成原因还可以分为构造盆地和外力侵蚀盆地。按平面形态还可以分成圆形、椭圆形和矩形盆地。还可以按照盆地的敞口或封闭形态分为山间盆地、外流盆地和内流盆地。
山间盆地在山区中比较常见，它的面积一般比较小，通常只有几平方米或者是几十平方米，尽管山间盆地的面积不大，但它通常是山区经济最发达的地方，这和盆地中平坦的地表和丰富的水源有关。有些盆地并不是一个完整的盆状体，而是周围留有缺口，并有河流从中间穿过，这样的盆地被人们称作是外流盆地。外流盆地的水源一般比较充足，地势平坦，土壤肥沃，比较适合人们生产生活。有些盆地周围的地势比较高，河流只能进入盆地而不能流出，这样的盆地被称作是内流盆地。内流盆地一般都处于大陆内部地区，矿产比较丰富，但干旱少雨。
我们通常将散布在海洋、湖泊和河流中的四面环水、自然形成的陆地叫做岛屿。将彼此相距比较近的一组岛屿称为群岛。
岛屿的面积大小相差悬殊，小的不到1平方千米，大的可达几百万平方千米。通常情况下，将较大的岛屿称为“岛”，特别小的岛屿称为“屿”。地球上的岛屿特别多，足有几万个，总面积约有970万平方千米。世界上最大的岛屿是格陵兰岛，总面积达217.56万平方千米；最大的群岛是马来群岛，岛屿数量在两万个以上。
岛屿的成因最主要的有三种：一，因地壳运动而引起陆地下沉或者是海面上升，最终部分陆地与大陆分离，形成岛屿；二，海底火山喷发出来的物质堆积成岛，或者是珊瑚礁形成岛屿；三，由河流或者是湖泊中的泥沙堆积而形成岛屿。
岛屿按照成因可以分为大陆岛、火山岛、珊瑚岛和冲积岛四大类。大陆岛是由地壳运动使得部分陆地与大陆分离而形成的。火山岛是由海底火山喷发，岩浆堆积而形成的，主要分布在太平洋的西南部、印度洋的西部、大西洋的中部地区。珊瑚岛是由浅海区的珊瑚遗体堆积而形成的，一般位于南北纬20°之间。冲积岛是由河流泥沙堆积而形成的，一般位于河流的入海口处。
仔细阅读世界地图，我们通常会发现各个大陆边缘总有一些伸入到海洋之中的陆地，它们形态各异，不尽相同，比较著名的如亚平宁半岛、印度半岛等等。这些伸入到海洋或者是湖泊之中的、三面临水一面与陆地相连的陆地统称为半岛。
一些大的岛屿主要是地层断陷形成的。此外，有些地区由于沿岸的泥沙流携带着大量的泥沙由陆地向岛屿堆积，或者是岛屿受海浪的冲击侵蚀，使得一些碎屑物质由岛屿向陆地堆积，最终使得岛屿与陆地相连，形成了陆连岛。一般的半岛都是在多种因素共同作用下形成的。
世界上有许多非常著名的半岛，如美国的佛罗里达半岛、非洲大陆东部的索马里半岛。世界上最长的半岛是加利福尼亚半岛，最大的半岛是阿拉伯半岛（面积约为322万平方千米）。亚洲的印度半岛和中南半岛是世界上的第二和第三大半岛。
海峡和海湾一样，也是海洋的一部分，它介于两块大陆或者是大陆与沿岸的岛屿之间，就像一座天然的水上桥梁一样，将两片比较宽阔的海域连接在一起，通常被人们称为“海上通道”、“黄金水道”等。
海峡是地壳运动的产物。地壳运动的时候，临近海洋的陆地地壳发生断裂，随后开始下沉，最终凹陷为深沟，被海水淹没，把整块大陆或者大陆与其临近的海岛，或者是相邻的两块大陆分割开来，形成了海峡。由于海峡是大陆地壳发生断裂，受海水侵蚀形成的，因此，侵蚀的时间越久，海峡的深度就越大。一般通过海峡的水流都比较急，有些地区的潮流作用十分强烈。当潮流流经狭窄的海峡时，携带沙砾的潮流流速加快，强烈地冲击海峡两岸。当潮流到达开阔的海域以后，流速开始减慢，携带的沙砾就会呈扇形堆积在海底，形成潮流三角洲。
世界上有许多著名的海峡，相对比较重要的约有三四十个，其中马六甲海峡、直布罗陀海峡、霍尔木兹海峡、台湾海峡等尤为重要。这些海峡不仅仅是重要的海上交通要道，而且还具有重要的经济和军事意义。为了进一步沟通各大洋之间的联系，人们还开凿了一些著名的人工海峡，如苏伊士和巴拿马运河。这些人工海峡为海上航行带来了极大的便利，同时也为世界各国的友好往来提供了有利的条件。
海湾是一片三面环陆、一面为海的海洋，形状有U形、圆弧形等。海湾与海洋的分界线一般是湾口附近两个对应海角的连线。
海湾的成因如下：
①大多数海湾都是海平面上升的结果。当海平面上升时，海水进入陆地，海岸线变曲折，凹进陆地的部分就是海湾。
②有的海岸带的岩石硬度较小，在不断遭受海水侵蚀时，逐渐向陆地凹进，逐渐形成了海湾。其中比较坚硬的部分就形成了岬角。
③海岸泥沙纵向运动的沉积物形成沙嘴时，可导致海岸带一侧被遮挡形成呈凹形的海湾。
④地壳的挠曲、褶皱和断层也可形成一些海湾。
世界十大海湾是：墨西哥湾、孟加拉湾、几内亚湾、阿拉斯加湾、哈得孙湾、卡奔塔利亚湾、巴芬湾、大澳大利亚湾、波斯湾、泰国湾。
风化作用包括物理风化和化学风化。物理风化是岩石由整体破裂为碎屑，物理性质发生显著变化，如裂缝、孔隙增加，但化学性质没变的过程，又称为机械分化或崩解。岩石在受到负荷和巨大压力时，裂隙和节理会扩大，温度的昼夜变化会使岩石热胀冷缩，岩石表面的干湿变化会造成岩石胀裂、劈裂，植物根系的生长会对岩石造成挤压和穿透，动物挖掘洞穴也会对岩石表面造成机械破坏。
化学风化是岩石在大气、水或生物作用下发生分解，使岩石的化学成分发生变化，并组成性质不同的新物质。岩石在由地下上升到地表后，其中的矿物成分不再具有稳定性，而是沿裂缝、节理发生水化、水解、溶解和氧化作用。水化作用是岩石矿物吸收水分后转变为含水矿物，体积膨胀、硬度降低，抵抗能力下降，并对周围岩石产生压力。水解作用是矿物遇水发生水解的过程。溶解作用是岩石无机矿物不同程度溶解于水的过程。氧化作用是矿物被大气游离、水体溶解氧氧化，形成高价化合物的过程。
经风化作用形成的残留矿物、次生矿物、可溶性物质统称为风化产物。经风化、剥蚀后依然残留原地覆盖在母岩表面的风化产物，称为风化壳。风化壳的形成条件：一是有高温多雨、岩石多节理、构造破裂显著等有利于风化作用持续进行的气候、岩性和构造条件；二是有地貌较稳定、植被覆盖率高、地下水流动较高等有利于风化产物残留原地的地貌、植被、水文条件。
风化壳的基本特征是：风化壳空间分布上呈不连续性，厚度差异也很大，有的可厚达100～200米，有的还不到1米；组成物质主要是黏土和碎屑，也包括少量残存的液体；结构疏松，表层分散性强，分解程度高，粒径细，中下层正好相反；发育较好的风化壳可分为强度风化、中度风化和微风化三个层带。
热带和亚热带风化壳的主要类型有，富铝型酸性风化壳和硅铝铁型酸性风化壳。温带森林带的风化壳比较薄，含褐铁矿，颜色呈棕色或黄色，大部分是硅铝黏土型弱酸性风化壳，代表性产物是高岭土类黏土矿物。半湿润、半干旱森林带和草原带，广泛发育碳酸盐型中性至微碱性风化壳。干旱区的风化壳色浅、层薄、碎屑多，富含盐类，呈碱性。高寒区与荒漠区的典型风化壳是残积粗岩屑型风化壳。
陡坡的岩体和土体在重力的作用下突然快速下移的现象称为崩落或崩塌。其发生的条件有：山坡坡度陡，相对高度大，或具有外倾结构面，或处于断层破碎带；风化作用强；降水或地下水引起坡体变化；地表水冲刷坡麓等。这些条件导致岩体、土体失稳，松散堆积物坡度超过休止角，从而引发崩落。
崩落或崩塌可以形成两种地貌——山坡上部的崩塌崖壁和坡麓的岩堆（倒石堆）。崩塌崖壁的坡度较大，一般呈悬崖峭壁状。岩堆的上部岩块较细，下部岩块很大，呈上尖下圆的半锥状。崩落使坡面上部后退，而岩堆使坡面下部前伸，因此坡度逐渐缓和。崩落结束后，岩堆经风化可发育土壤和生长植被。
峡谷两侧是崩落的常发地，滚落的巨大崩塌岩块常常堵塞峡谷。如1911年帕米尔坦格河谷山崩之后巨型山崩体堵塞河谷，并形成了长、宽、深分别为76千米、1.5千米、262米的大湖。
滑坡是由岩石、土体或碎屑堆积构成的山坡体在重力作用下沿软弱面发生的整体滑落现象。滑坡只有在重力引起的下滑力超过软弱面的抗滑力时才能发生，因此滑坡必须具备一定的内在因素和诱发因素。内在因素主要有地层岩性、地质结构、坡体结构和有效临空面等。诱发因素主要包括以降水强度、地下水、地震、地表径流对坡麓的冲刷等方面的自然作用，以及以在坡地上蓄水灌溉、建房筑路等人为作用。
滑坡体和滑动面都可形成滑坡地貌。滑坡体形成的地貌主要有滑坡裂缝、滑坡阶地、滑坡垄丘与滑坡洼地等类型。滑坡裂缝主要分布在滑坡体两侧及前缘隆起处，由张力和剪切力形成。滑坡阶地是滑坡体分级下滑的产物。滑坡垄丘是滑坡体前缘的隆起形态，丘后部相对低洼处就是滑坡洼地。
坡面的土体、岩体及其风化碎屑物在重力作用下，缓慢移动的现象叫做蠕动。蠕动发生的最适宜坡度是15°～30°。冻融交替、干湿变化等均可引起蠕动。
蠕动的速度非常缓慢，每年的进程只有几毫米或几十厘米，因此研究蠕动必须要建立半定位或定位观测站进行长期的观测。岩层蠕动的深度差异较大，通常情况下为3～5米，最深时可达到40～50米。蠕动深度由岩性、产状和坡度三个因素决定。岩层越软，坡度越大，蠕动的深度也会越大。
蠕动可分为松散层蠕动和岩体蠕动两种类型。松散层蠕动是颗粒在重力的作用下，由冷热、干湿变化引起体积膨胀、收缩。岩层蠕动是坡面的岩体在重力作用下，发生缓慢的塑性变形或弹性变形，在页岩、片岩、千枚岩、粘土岩等柔性岩层组成的坡地上比较容易发生。
蠕动可产生新的地貌，如在青藏高原就因蠕动而形成了鳞片状山坡和蠕动泥流地貌。此外，长期的蠕动还会给人类的生产和建设带来危害，如电线杆倾倒、围墙扭裂、厂房破坏、水坝变形等，这直接影响人类的生活环境。
流水作用包括侵蚀作用、搬运作用和堆积作用。
流水对坡面、沟谷、河谷等都有侵蚀作用。流水对坡面的侵蚀呈片状，并且比较均匀。对河谷和沟谷的侵蚀呈线状，有下切、侧蚀和溯源侵蚀三种形式。下切主要影响谷底，能让谷底加深；侧蚀可使谷坡后退，谷底拓宽；溯源侵蚀则会使谷地向源头方向伸长。溯源侵蚀最强的是黄土高原的某些沟谷，一次暴雨就可让其源头前进数十米。
流水的搬运主要有两种形式，一种是推移，另一种是悬移。推移就是使沙砾沿着沟底或河床滑动、滚动和跃动。据计算，启动流速的六次方和颗粒质量成正比，因此山区河流可以搬运质量比较大的砾块。河流中细粒物质呈悬浮状态的运动是悬移。流水的搬运能力发生变化，搬运粒径物质的方式也会发生相应的变化，但体积较大的砾石以悬移方式运动的可能性较小。
河水的搬运能力在含沙量较多、搬运能力下降时，一部分泥沙就会发生堆积。长期的堆积会形成新的地貌。另外，流量和流速的减小、河床比降由陡变缓都会导致堆积作用的产生。
大气降水对不同形态的地面影响是不同的，由
坡面流水是雨水或冰雪融水直接在坡面上形成的薄层片流和细流。细流是受坡面微小起伏影响汇集而成的，在流动过程中时分时合，没有固定流路，因此对地表的冲刷和侵蚀比较均匀。由坡面冲刷下来的物质是江河泥沙的主要来源。
坡面侵蚀强度受坡度、坡长、坡面组成物质、降水强度、降水持续时间、植被覆盖度等因素的影响。随着坡度的增加，侵蚀力也会相应地增强，在坡度为40°时，达到最强。坡度超过40°后，坡面积和径流量显著减小，侵蚀力会随之减弱。坡面长度的增加有利于增加水量和动能，提高侵蚀力，但如果泥沙量增加，侵蚀作用就会受到影响。降水强度大，坡面的径流一般会大，但这也受坡面植被的影响。
坡面侵蚀物质堆积在缓坡、洼地、坡麓上时，能形成由亚黏土、沙粒和细岩屑组成的，分选度和磨圆度低，粗具倾斜层理的坡积物。如坡积物在坡麓处成片分布，就会形成裙裾地貌，称之为坡积裙或坡积裾。
沟谷河流是由坡面细流顺坡而下时汇集而成的，流路相对稳定，侵蚀冲刷能力显著增强的水流。在沟谷河流的影响下会形成独特的沟谷地貌。
沟谷河流是沟谷地貌形成的主要力量，而岩性的软弱、植被的稀疏、降水强度的大小，对沟谷的形成也有促进作用，对谷坡形态的形成也有较大的影响。
沟谷一般比较短小。从纵剖面上看，上游较陡，下游较缓；横截面多成V形。但在水平岩层分布区，水平产状且垂直节理发育的岩层上常形成呈直立状或阶状的沟坡。而较大的沟谷沟头因由集水盆地和沟口，有间歇性洪流堆积物时，经常发育出冲积锥。冲积锥呈半圆锥型，锥顶坡度略大，向下逐渐变缓，分选度和磨圆度都较低，面积一般也不会超出1平方千米。
河谷地貌的形成以河流作用为主，是一种常见的地貌形态，是在坡面流水和沟谷流水作用下形成的狭长形凹地。
河谷由谷坡和谷底组成。谷坡位于谷底两侧，发育时除受河流的影响外，还受坡面岩性、风化作用、重力作用、坡面流水等因素的影响。谷坡上一般经常发育阶地，但强烈下切的山区河谷不会出现这种情况。谷底的形态各异，如山地河流的谷底就只有河床，而平原、盆地河流的谷底则有河床和河漫滩。
河谷发育初期，河流以下蚀为主，谷地形态多是V形谷和峡谷。接下来的时期侧蚀强烈，凹岸冲刷与凸岸堆积形成连续的河湾和交错山嘴。河湾在向两侧扩展的同时也向下游移动，最后切平山嘴而展宽河谷，谷地发生堆积而形成河漫滩。
河流的下切深度受侵蚀面的影响。海平面是入海河流的基面，湖盆、干支流交汇处、坚硬的岩坎或堤坝也可以成为局部河流或暂时的基面。假如不发生地壳运动或海平面变化，河谷纵剖面比降会因河流的长期下蚀而逐渐变小，而侵蚀作用也将以侧蚀为主，侵蚀作用和堆积作用最终会相对平衡，河谷纵剖面将会成为平滑下凹曲线。但实际情况是，河床中总是深槽和浅滩相间分布的。
冲击性河床中深槽和浅滩是交替出现的，因为水流能量集中的某一河段会发生侵蚀形成深槽，而能量分散的河段则会发生堆积形成浅滩。弯曲河床的深槽位于弯曲段，浅滩位于过渡段，相邻深槽或浅滩的间距大约是河床宽度的5～7倍。
侵蚀性河床中深槽和浅滩的形成受岩性与构造的影响。岩石硬度小或构造作用比较破碎时，容易形成深槽，反之就会形成浅滩。
弯曲河床的水流在惯性离心力的作用下，形成表流向凹岸、底流向凸岸的横向环流。凹岸及其岸下河床受环流侵蚀而形成深槽，岸坡出现崩塌而后退。侵蚀物被底流带到凸岸形成小边滩。小边滩随河谷的拓宽而不断发展成为大边滩。汛期来临时，河漫滩的相对冲积物覆盖在河床相冲积物上，边滩发展成为河漫滩。
河床横剖面形态不规则时，水流被河床分为两股或多股主流，形成复式环流。在复式环流的作用下，泥沙在江心堆积而形成心滩，当心滩淤积的高度超出水位后，便成了江心洲。江心洲大部分时间是露出水面的，洪汛期时被淹没。此外，入海河流的河口附近，水流受潮流阻滞比较容易形成心滩与江心洲。
河流流入海洋或湖泊时，下游的流速逐渐降低，河流中携带的大量泥沙在河口地区的陆上和水下沉积，形成平面形态近似三角形的堆积体，称为三角洲。三角洲又称河口平原，从平面上看像三角形，顶部指向上游，底部是它的外缘。三角洲的面积较大，土层深厚而肥沃，水网密布，地势平坦。
三角洲形成的初期是冲积物在河口堆积，出现一系列水下浅滩、心滩或沙嘴，使水流发生分汊，同时形成向海倾斜的水下三角洲。随着沉积面积的逐渐扩大，水下三角洲的前缘不断向海推进，而堆积高度的增加使其凸出水面，成为水上三角洲。
从平面和剖面上，三角洲的沉积都可以分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三带。三角洲平原带是由河流沉积物组成的三角洲陆上沉积部分。三角洲平原的沉积一般包括分汊河床沉积、天然堤沉积、决口扇沉积、河漫滩沉积等。三角洲前缘带呈环状分布，沉积物是分选好、成分纯净的沙质物质，可分为汊流河口沙坝与三角洲前缘席状沙两类。前三角洲带由黏土悬浮物和胶体溶液沉积而成。
按三角洲的形态特征，三角洲可分为四类，分别是鸟足状三角洲、尖头状三角洲、扇形三角洲、多岛型三角洲。
密西西比河三角洲：是密西西比河在注入墨西哥湾时沉积而成的，依形态，它属于鸟足状三角洲。鸟足状三角洲一般形成于汊流发育的弱潮河口，形状类似于鸟足，沿线比较曲折。
埃布罗河三角洲：属于尖头状三角洲。尖头状三角洲呈尖头状向海凸出，岸线比较平直，沿岸发育沙嘴或沙堤。
尼罗河三角洲和尼日尔河三角洲：尼罗河三角洲形成于埃及北部的开罗，面积巨大，是埃及首要的耕作区。尼日尔河三角洲位于西非尼日利亚南部，由尼日尔河冲积形成。南濒几内亚湾，北起农河与福尔卡多斯河分流处，西起贝宁河，东达邦尼河。以上两个三角洲都属于扇形三角洲，前缘受海浪作用，岸线圆滑并基本上被沙堤和堡岛封闭。
湄公河三角洲：是发源于中国的澜沧江在越南最南端形成的平原，又称九龙江平原。水稻种植业发达，是越南最富饶的地方，也是越南人口最密集的地方。湄公河三角洲属于多岛型三角洲，主要受潮流作用控制，汊流河口多成喇叭形，口门外有长条状潮流沙坝。
洪积扇是一种扇形堆积地貌，主要形成于干旱、半干旱地区，是季节性或突发性洪流在河流出山口因比降突减、水流分散、水量减少而形成的。
扇顶坡度约为5°～10°，主要组成物质是沙砾，分选度低。扇缘坡度约为1°～2°，主要组成物质多为粉沙、黏土和亚黏土，也有粗粒物质透镜体，分选度较好，并出现近水平层理。扇缘低地常有泉水冒出，形成绿洲。
并列的洪积扇相互连接可以形成面积较大的山麓洪积倾斜平原。气候变化与地壳上升也可使洪积扇遭受切割，形成洪积扇阶地。
冲积扇和洪积扇之间没有明显的界线，主要区别是发育的环境不同，冲积扇由常年径流形成，洪积扇由间歇性洪流形成。
谷底受河流下切的作用力而上升到洪水位以上，且呈阶梯状分布在河谷两侧的地貌称为河流阶地。此外，新构造运动、气候变迁、海平面变化都可能导致阶地的形成。
阶地由阶面和阶坡组成。阶面是原有谷底的遗留部分；阶坡是由河流下切形成的。阶地高度是阶面与河流平水期水面高度的差。高出河漫滩的最低一级阶地称为一级阶地，随高度的增加分别为二级阶地、三级阶地……
按照组成物质和阶地的结构，可将其分为侵蚀阶地、堆积阶地和基座阶地三种类型。
侵蚀阶地由基岩构成，多发育在山区河谷中，阶地面是河流长期侵蚀而成的切平构造面。堆积阶地由冲积物组成，多分布于河流中下游，是在谷地展宽并发生堆积，而后期下切深度没有达到冲积层底部的情形下而形成。基座阶地的形成与堆积阶地相似，区别在于后期下切深度超过冲积层而进入基岩，上部由冲积物组成，下部由基岩组成。
河谷类型包括顺向河谷、次成河谷、逆向河谷、先成河谷和叠置河谷。
顺着原始地面或构造面发育的河谷称为顺向河谷或顺坡河谷，这一类型的河谷有海退后出现的海滨倾斜平原；火山锥、背斜或向斜两翼顺着岩层倾向发育的河谷；沿着斜槽发育的河谷。
顺向河谷形成后，若地面岩层受到破坏，其支流往往沿着背斜两翼或轴部较新的软弱岩层，和构造破碎带发育成次成河谷。次成河谷主要包括背斜谷、单斜谷、断层谷，形成时期往往在顺向河谷之后。
次成河谷继续下蚀，在逆着岩层倾向的斜坡上，就会发育一些与岩层倾斜方向相反的河流，形成逆向河谷。
某条已经形成的河流流域内，局部发生地壳上升运动，而河流下蚀速度超过地壳上升速度，所以河流仍能保持原来的流路。因这种河谷的发育早于隆起构造，被称为先成河谷。
有的基岩面上有松散的堆积物，河流先在其上面流动，受因流域内地壳上升的影响，河流不断下切，并基本保持原来的流路切入基岩中，这种与地质构造不相符的河谷就是叠置河谷。
河流劫夺是一条河流溯源侵蚀导致分水岭外移，以致占据相邻河流流域的过程。侵蚀基面高低差异，分水岭距局部基面远近不同，分水岭两侧岩性、构造和地貌特征不一致等因素都可引发溯源侵蚀差异和分水岭移动，从而产生河流劫夺。
分水岭在河流劫夺中起重要作用。可作两条河流或水系间分水岭的地貌有很多，包括山脊、高原、平原、丘陵、冰川，甚至还可以是洪积扇。青藏高原是太平洋、印度洋与亚洲内陆水系的分水岭；华北平原上有海河各支流的分水岭；额尔齐斯河与乌伦古河的河间地是北冰洋水系与亚洲中部内陆水系的分水岭。
河流因分水岭外移发生劫夺后，劫夺点附近的谷地走向定会发生急剧的转折，形成劫夺湾；劫夺点还常形成急流；谷地也会因强烈下切而发育成阶地或形成谷中谷。因被夺河上游改道，因此下游便成为失去源头的断头河，被夺河原有谷地的一部分则成为劫夺河与断头河的分水岭，即“风口”。
准平原是在湿润气候条件下，地表在长期风化和流水作用下形成的接近平原的地貌形态。准平原发育初期的原始地面比较平缓；之后因构造上升而形成V形谷或峡谷，分水岭宽平；然后谷地的侧蚀加强，河谷展宽，分水岭被切割成尖锐的山岭；随着不断接受侧蚀作用，地表开始形成宽广的谷底平原，谷间分水岭降低、变缓，上凸下凹；最后地面近似平原，在少数地段存在着低矮孤立的残丘。准平原是一种大规模夷平面，也可能会因构造上升而成为高原或发生变形，也可能会在被切割后仅保存于山岭顶部成为峰顶面。
在干旱、半干旱气候条件下，坡面洪流不断搬运风化碎屑导致山坡大体保持原有坡面平行后退，随着山体的逐渐缩小，山麓处逐渐形成大片的基岩夷平地面，被称为山麓面。山麓面上有呈孤立岛状的被分割的山丘。山麓面与岛状山地貌组合是地貌在相对稳定情况下，受干燥剥蚀作用而形成的晚期地貌特征。东疆噶顺戈壁、阿尔金山南麓都有山麓面与岛状山相结合的地貌。当地壳发生间歇性上升运动时，山麓面将会抬升成为山前梯地。
喀斯特地貌，也叫岩溶地貌，指的是地表的石灰岩等其他碳酸盐类的岩石受到水和二氧化碳的溶解作用以后形成的地貌特征。喀斯特地貌最早是在亚得里亚海边的喀斯特地区发现的。
岩溶发育的地区往往会形成奇峰耸立、怪石嶙峋的地质景观。地表上的岩溶地貌常有石林、峰丛、溶沟、漏斗、落水洞、溶蚀洼地等；而地下则发育着地下河、溶洞等。溶洞中一般都有多姿多彩的石笋、石柱、石钟乳等，景象奇特而优美。
我国是世界上岩溶地貌分布广泛的国家之一，我国的碳酸盐类岩石分布面积约为130万平方千米，约占全国陆域总面积的1/7。我国的广西、贵州、云南等地石灰岩分布广泛，岩溶地貌发育完整，形成闻名世界的风景区。风景如画的桂林山水以及优美壮观的云南路南石林就是岩溶地貌的典型代表。
20世纪80年代以来，我国又在石灰岩地区发现了大型的溶洞，洞内的钟乳石、石笋、石柱等岩溶沉积物数不胜数，十分壮观，现在多处已经被开辟为著名的风景区。如广东的凌霄岩、浙江的瑶琳洞、江苏的善卷洞、江西的龙宫洞、北京的石花洞等等。
石灰岩洞因水的侵蚀作用而形成。
溶沟由地表水沿岩石裂隙溶蚀、侵蚀而成，底部常充填泥土或碎屑。石芽是蚀余产物，热带厚层纯石灰岩上发育的石芽常高达数十米，被称为石林。
由流水沿裂隙溶蚀而成，呈碟形或倒锥形洼地，底部有垂直裂隙或落水洞，宽几十米，深数米至十几米。
也是流水沿裂隙溶蚀而成，多分布在较陡的坡地两侧、盆地、洼地底部，宽一般不会超过10米，深度达数十米至数百米，我国广西、重庆及川南地区称之为“天坑”。
一般由喀斯特漏斗扩大或合并而成，具有封闭性，面积小于10平方千米。
喀斯特盆地是一种大型的喀斯特洼地，边缘略陡并发育有峰林，底部平坦并且覆盖着残留红土，多分布在地壳相对稳定的地区。喀斯特盆地继续扩大就形成喀斯特平原。
峰丛是同一基座而峰顶分离的碳酸盐岩石峰，经常与洼地组合成峰丛－洼地地貌。峰林一般由峰丛发展而成，是分散的碳酸盐岩山峰，受构造和气候条件的影响很大。孤峰是峰林发育晚期残存的孤立山峰，常分布在喀斯特盆地底部或喀斯特平原上。
地下水沿岩石裂隙或落水洞向下运动并溶蚀岩石，进而形成形态各异的管道或洞穴，它们相互沟通、合并而形成了统一的地下水位。但如果地壳上升，地下水位就会随着河流的下切而降低，溶洞就成为干溶洞。但其顶部裂隙渗出的地下水中的碳酸钙沉积，因温度升高、压力减小、水分蒸发而沉淀，形成了由洞顶向下生长的石钟乳。由石钟乳滴下的水在洞底因碳酸钙沉积而形成石笋。石笋与石钟乳相接就是石柱。它们的形态各异，常被人赋予神话传说。
水平溶洞发育大多与当地侵蚀基面相适应，因此阶地或河面与其相比，可知构造上升的高度。而垂直溶洞的深度可达数百至数千米，可看作是地壳上升的标志之一。
暗湖也称“地下湖”，是在可溶岩体内，由岩溶作用形成的、具有较大的空间集聚地下水的湖泊，一般与暗河相连通。有的暗湖是在暗河的基础上局部扩大而成的。暗湖有储存和调节地下水的作用，如云南六郎洞。
热带湿润气候条件下，水中含有大量的二氧化碳和有机酸，地上、地下的岩溶作用都很强烈，广泛发育溶蚀洼地、喀斯特盆地、喀斯特平原、峰林等喀斯特地貌。
亚热带季风气候是地带性热量条件与非地带性降水条件相结合的产物。这种气候条件下，岩溶作用仍然强烈，但地貌类型主要是喀斯特丘陵和溶蚀洼地。
温带季风气候对地下喀斯特地貌的发育非常有利，干旱地区富含硫酸盐的地下水尤其利于地下喀斯特地貌的发育。
寒带和高原寒冷气候条件下，水中二氧化碳的含量很高，但因常年冻土，阻碍了地表水的渗透，只能发育小型溶沟和浅洼地。有些冻土层下也能形成溶洞。
冰川作用包括侵蚀作用、搬运作用与堆积作用。
冰川运动由可塑带的流动和底部的滑动组成，其中冰川滑动是侵蚀产生的根本原因。冰岛的冰源河流含沙量是非冰川河流的5倍，侵蚀力是一般河流的10～20倍。因此冰川是一股强大的侵蚀力量，冰内尤其是冰川底部所含的岩石碎块对地表的侵蚀作用尤其强烈。冰川滑动过程中，不断锉磨冰川床的作用称为刨蚀作用。冰川下因节理发育而松动的岩块的凸出部分，与冰冻结在一起，冰川移动时把岩块拔出带走的作用就是拔蚀作用。因侵蚀作用而形成的地貌有冰斗、刃脊、角峰、U形谷、石洼地、峡湾、羊背石等。
冰川侵蚀作用中产生的大量碎屑，会进入冰川系统，随冰川一起运动，这就是冰川的搬运作用。冰川的搬运作用很强。大陆冰川可以把大片的基岩搬运到别处，如波罗的海南部平原上就有由冰川从另一岸搬运来的巨大岩块。山岳冰川的搬运能力也不小，喜马拉雅山中就有重量过万吨的大漂砾。
冰川搬运的物质按照在冰川内的位置可分为：表碛、内碛、底碛、侧碛、中碛、终碛、后退碛、漂石。搬运过程中，被抛出的物质还会发生堆积作用，形成冰碛丘陵、侧碛堤、终碛堤、冰水扇、冰砾埠、冰水湖等地貌。
典型的冰蚀地貌包括冰斗、槽谷、峡湾、刀脊、角峰、羊背石、卷毛岩、冰川磨光面、悬谷、冰川三角面等。
冰斗是一种三面环有陡峭岩壁、呈半圆形或圈椅状的洼地。雪线附近山坡下凹部分多年积雪斑边缘的岩石，因频繁受冻融作用而崩解为岩屑，被搬运至低处后，积雪斑后缘变陡，雪斑下的地面逐渐蚀低为洼地，形成雪蚀洼地。积雪演化为冰川后，对底床的刨蚀作用使洼地变深，并在前方造成坡向相反的岩槛，同时后缘陡壁受冰川拔蚀作用而后退变高，形成冰斗。
冰斗因分布位置不同可分为谷源冰斗和谷坡冰斗。方向相反且相邻的谷源冰斗壁后退可形成极为尖峭的角峰。谷坡冰斗壁后退则常使山脊的形状锋锐，形成刀脊。
移动的冰川
槽谷是冰川过量下蚀、展宽而成的典型冰川谷，两侧通常有平坦谷肩，横剖面近似U形。U形谷底的岩层较软处形成冰盆，坚硬岩层则形成冰槛。峡湾是冰川槽谷的一种特殊形式，是在大陆冰流、岛屿冰盖或山谷冰川入海处，由冰床蚀低、冰川消亡而成的。U形谷谷坡上的支冰川的侵蚀能力远小于主冰川，因此谷底常比主谷高几十米至一二百米，这类谷地被称为冰川悬谷。
另外，槽谷底部较硬的岩石表面，在冰川运动过程中因受冰体挟带砾石的摩擦而布满平行擦痕，形成冰川磨光面。特别坚硬的岩石则形成羊背石。
冰川消融后，表碛、内碛、中碛都沉入冰川谷底，受到谷底地形的影响，与底碛堆积成坡状起伏的冰碛丘陵。与山岳冰川相比，大陆冰川区的冰碛丘陵规模较大。
侧碛堤。侧碛堤位于冰川谷两侧，呈堤状向冰川上游延伸，可一直到雪线附近，是由侧碛和表碛在冰川后退处共同堆积而成的。
终碛堤。当冰川的补给和消融处于平衡状态时，冰川的末端可长时间停留在同一位置，此时由冰川搬运来的物质在冰川尾端堆积成弧状的终碛堤。山岳冰川的终碛堤较高，长度较小，弧形曲率较大。大陆冰川则正好相反，终碛堤高度较小，但长度可达数百千米，弧形曲率较小。
鼓丘。通常认为鼓丘是因冰川的搬运能力减弱，冰碛遇到阻碍堆积而成的。形状近似于椭圆形，长轴与水流方向一致，迎冰面较陡，背冰面较缓。主要分布在大陆冰川终碛堤几千米到几十千米以内，常成群出现，造成鼓丘田。山岳冰川的鼓丘数量较少。
冰融水所携带的大量砂砾从冰舌末端排出后，在终碛堤的外围堆积成扇形地，称为冰水扇，可绵延数千米。几个冰水扇相连就可形成广阔的冰水冲积平原。此类平原在山谷中就形成河谷冲积平原。
季候泥是冰水湖泊中的沉积物，粗细及颜色深浅差别较大，比较容易辨认。冰水湖有明显的季节变化，夏季水量较大，大量物质被冲入湖泊，其中较粗的颗粒快速沉积，沉积物颜色较淡；而冬季水量较小，这时长期悬浮的细颗粒黏土开始沉积，沉积物颜色较深。
冰砾埠原是冰川表面的洼地，底部是冰水沙砾沉积物，冰川消融后，冰面穴隙上的沉积物沉到底床堆积成形状不规则、呈层状的丘陵地貌，表层通常有一层薄冰碛。冰砾埠阶地是冰川两侧的水道堆积的冰水沙砾物质在冰川退缩后形成于谷坡上的阶地，只存在于山岳冰川中。
冰水冲积平原上因残冰融化引起地表下陷而形成的圆形洼地就是锅穴，直径从数米到数十米不等。
蛇形丘是大陆冰盖下封闭水道中的沙砾物质组成的狭长曲折的高地，呈蛇形弯曲，两壁陡直，丘顶狭窄，延伸的方向与冰川流向大体一致，主要分布在大陆冰川区。
山谷冰川经冰斗或粒雪盆进入U形谷时，受冰床坡度陡峻和温度的影响，通常会形成冰瀑。
冰川运动过程中，冰瀑、冰舌上的冰层受压力作用可发育成宽数十厘米至数十米的冰裂隙。冰裂隙的种类有横裂隙、纵裂隙、斜裂隙、边缘裂隙等。
冰川表面运动的速度存在一定的差异，使得同一冰层形成中央靠前、两侧靠后的前凸弧拱构造，称为冰川弧拱。
冰面融水积聚于冰川表面的洼地就形成了冰面湖。有的是由充满水的洞穴和隧道的顶部塌陷而成的，有的是由冰川低陷处积水而成的，也有的是地面各积水潭融合而成的。冰面湖切割冰面就会形成冰面河。
冰川末端消融差异而残留的塔状冰体，称为冰塔。成群出现的冰塔就称为冰塔林。
冰川周围嶙峋的角峰上有较大体积的岩块落下，覆盖在冰川上时遮住了太阳，使其下部的冰不能融化，由此形成盖有岩块的孤立冰柱——冰蘑菇。它是冰川地区的一种特殊地貌。
石海是基岩在剧烈冻融崩解后产生的、就地堆积在平坦地面上的一大片巨石角砾。石海整体运动时就变成了石河。当山坡上冻融崩解的碎屑填满凹槽或沟谷时，岩块就会顺着湿润的碎屑垫面或多面冻土层顶面产生整体运动。石河的运动速度一般每年不到2米。
构造土是多年冻土地面松散物质因冻裂和冻融分选形成的、具有一定几何形态的沉积构造和各种微地貌。几何形态多呈环形和多边形。按组成物质与作用性质的差别，构造土可以分为泥质构造土和石质构造土。泥质构造土是多边形土，石质构造土的典型是石环。
地下水受冻结地面或多年冻土层的阻碍，无法流出地表，在比较薄弱的地带冻结膨胀，致使地表隆起，称为冻胀丘。冻胀丘呈圆形或椭圆形，顶部扁平，周边的坡度很陡。冻胀丘有一年生和多年生两类。
冰锥是寒冷季节流出封冻地表或冰面的地下水或河水冻结后形成的丘状隆起冰体。冰锥一般是一年生，主要发展时期是1～4月，8～9月完全消失。
热融地貌是由热融作用产生的地貌，热融作用主要有热融滑塌和热融沉陷两种。热融滑塌的地形开始为新月形，后逐渐发展成长条形、分叉形等。热融沉陷形成的地貌主要有沉陷漏斗、浅洼地、沉陷盆地等。
风沙作用包括风蚀作用、搬运作用、风积作用。
风蚀作用包括吹蚀和磨蚀两方面。吹蚀是由风压力与气流紊动而引起的沙粒吹扬。但是只有当风力达到可使沙粒移动的临界速度时才能发生吹蚀。引起吹蚀的风叫做起沙风，其风速受地表起伏、沙粒含水量高低及沙粒大小的影响。起沙风不仅可对地面进行吹蚀，更主要的是还会产生磨蚀。磨蚀可使砾石表面形成风棱，甚至可深入岩石孔隙发生旋磨，形成风蚀龛、风蚀穴等特殊的地貌，还会使石柱基部变细而成蘑菇状。
风的搬运作用主要通过风沙流（挟带沙粒的气流运动）来实现。绝大部分的沙粒在离地面30厘米以内，10厘米以内更是占大多数，并分别以悬移、跃移和表层蠕动的形式移动。其中跃移的沙粒约占75％，而悬移沙粒只有1％～5％。当风速显著超过起沙风时，搬运沙粒的数量将会急剧增加。
风力减弱或风沙流遇阻时，风中挟带的沙粒沉积到地面的现象就是风积作用。风积物质主要是风成沙和风成黄土两类。风成沙的粒度均匀、分选好、磨圆度高，矿物成分因地而异，堆积形态是各种沙丘。
戈壁砾石的迎风面经长期风蚀后被磨光、磨平，在瞬时大风中发生移动，迎风面发生变化，并经风蚀再次被磨平，两个或多个迎风面之间就会形成风棱。按风棱的数量，风棱石可分为单棱石、三棱石、多棱石。
石窝是一种直径20厘米～2米、深10厘米～1米的圆形或椭圆形小洞或凹坑，由风沙旋磨岩石裂隙而成。迎风崖壁上经常出现，密集时像蜂窝。
垂直或水平裂隙较发育的裸露基岩在风的长期吹蚀下，形成孤立的风蚀柱。在进一步磨蚀基部的情况下形成风蚀蘑菇。
风蚀洼地是风吹蚀地面松散物质形成的、直径在10～100米之间、深约1米的洼地，平面呈圆形或马蹄形。遇到坚硬的岩石或进地下水水位时，洼地加深受阻，因此风蚀洼地通常很浅。
而风蚀盆地的面积就很大，南非、埃及、利比亚等国家都有面积超过100平方千米的风蚀盆地。
风侵蚀年轻而相对坚固的沉积物时，可形成宽窄不一、底部崎岖不平、走向多与盛行风向平行的谷地，称为风蚀谷。风蚀残丘就是几个风蚀谷之间的残留高地或孤立丘岗。
雅丹地貌泛指干燥地区的一种风蚀地貌，是由河湖相土状沉积物形成的地面经风化、风蚀、间歇性流水冲刷作用后，形成的与盛行风向相同并相间排列的风蚀土墩和风蚀凹地（沟槽）地貌的组合。我国新疆罗布泊东北发育着很典型的雅丹地貌。
雅丹地貌的类型包括三种。以风蚀作用为主的雅丹地貌，分布于离山地较远的平原，因山地降水形成的洪水无法到达这里，所以风力是主要作用；以流水侵蚀作用为主的雅丹地貌，分布于邻近山地的地区，如阿奇克谷地东段的三陇沙雅丹；风、水共同作用的雅丹地貌，处于上述两类雅丹地貌之间，如白龙堆雅丹、龙城雅丹。
雅丹地貌形态各异，但形成过程基本相似。形成的第一步是地表遭到风化破坏，然后在风蚀和水流侵蚀的双重作用下，堆积在地表的泥岩层间的疏松沙层，被搬运到了远处，这使原本平坦的地表变得起伏不平、凹凸相间，雅丹地貌的雏形形成。之后，在风力、流水等作用下，洼地进一步加深、扩大，有泥岩层保护的外露部分较稳定，但疏松沙层受到侵蚀，地面呈现出各种形态，雅丹地貌最后形成。
丹霞地貌指的是由红色砂岩、砾岩等组成的各种特殊地貌的总称，是岩石地貌类型之一。丹霞地貌的地形构造独特而稀少，它一般发育在厚厚的红色砾岩、砂岩地区，这种岩石透水性特别强，在流水等外力作用下，形成方山、台地、峰林等各种地表形态，远看就像是披着一层红色的轻纱一般，泛着红光，犹如“丹霞”。以我国广东省仁化县境内的丹霞山最为典型，因此命名为丹霞地貌。
丹霞地貌最显著的特点就是有广泛的“赤壁丹崖”发育，形成了顶平、身陡、山麓平缓的石墙、石柱、石峰等奇险的形态。
世界上的丹霞地貌主要分布在中国、美国西部、中欧及澳大利亚等地，其中我国的分布面积最广。我国广东丹霞山的面积最大，约为280平方千米，发育最为典型，类型最齐全、风景最优美、形态最丰富，被人誉为是“中国的红石公园”。
丹霞地貌区一般情况下奇峰林立，景色诱人，具有丰富的旅游资源，我国的一些丹霞地貌区早已被开辟为旅游风景区，如丹霞山、金鸡岭、武夷山等。我国河北承德丹霞地貌区的红砾岩已经有1亿多年的历史，经过各种外力作用，如今这里已经形成了各种形态的石峰和石山，这在北方地区尤为罕见。
风积地貌主要指各种沙丘。按形态和与风向的关系来看，沙丘可分成横向沙丘、纵向沙丘、多风向形成的沙丘三种基本类型。
横向沙丘的走向与合成起沙风风向垂直或交角不小于60°，主要类型有新月形沙丘、新月形沙丘链和复合新月形沙丘链。新月形沙丘一般是在单风向作用下由沙堆演变而来的，呈新月形，弧形凸向主风向，迎风坡缓，背风坡陡。两个或两个以上的新月形沙丘相连就形成新月形沙丘链。巨大沙丘链上，叠置小型新月形沙丘则称为复合新月形沙丘链。
纵向沙丘的走向与合成起沙风风风向平行或交角小于30°，也称为“沙垄”。沙丘纵向丘脊线常有起伏，横剖面基本对称，而迎风坡和背风坡的差别比较明显。
和海洋中的波浪一样，沙丘也
多风向形成的沙丘主要有金字塔沙丘、蜂窝状沙丘、格状沙丘、星状沙丘、反向沙丘等。
沙丘移动是沙丘表面沙粒从迎风坡被吹扬到背风坡的过程。沙丘移动的速度与输沙量成正比，与沙丘高度成反比，与风速的三次方成正比。沙丘移动速度还受植被、沙丘水分、地表起伏等因素的影响，如植被可减小风速，干燥的风沙只需要较小的起沙风等。
沙漠也是荒漠的一种，它指的是沙质的荒漠，是荒漠中分布最广、占地面积最大的一种。沙漠的地面上全都覆盖着流沙，这里风力作用强劲，沙丘广布，形成了各种类型的风蚀地貌和风积地貌。
沙漠主要的形成原因有两点：气候干旱；沙石来源丰富。沙漠中的沙石大多分布在沉积物很多的山间内陆盆地中，或者是一些剥蚀高原的洼地和平地上。沙漠上的沙石有很多来自古代或者是现代的各种沉积物中。如我国的塔克拉玛干沙漠的砂石来自古河流冲积物；腾格里沙漠、毛乌素沙漠的大部分沙石都来源于古代和现代的冲积物和湖积物中；塔里木河中游和库尔勒西南滑干河下游的沙漠都来自现代河流冲积物；鄂尔多斯中西部高地上的沙丘来源于基岩风化的残积物。
沙漠在世界上有很广阔的分布，沙漠的面积占全球陆地总面积的1/10。沙漠主要分布于北非、西南亚、中亚等地区。我国的沙漠面积约有64万平方千米，约占国土总面积的7.4％，较大的有塔克拉玛干沙漠、毛乌素沙漠等。
黄土地貌包括两种，一种是黄土沟谷地貌，一种是黄土沟间地地貌。
黄土沟谷地貌。根据形态特征，可将黄土沟分为细沟、浅沟、切沟、冲沟和河沟。这几种类型的黄土沟是依次形成的。细沟由坡面细流冲刷而成；浅沟由较大坡面股流冲刷而成，深度不到1米；切沟深数米，纵剖面起伏大；切沟进一步发展而成为冲沟，纵剖面上陡下缓；冲沟停止下切，谷坡侧蚀就形成了河沟，河沟纵剖面较缓，侧蚀作用强，常年有流水。
黄土沟间地地貌的典型类型是塬、梁、峁。塬是由沟谷、河谷环绕的平坦高地，边缘极为曲折，经常受沟谷溯源侵蚀而被肢解。我国最大的黄土塬是甘肃的董志塬，面积约2000平方千米。陕北洛川塬的面积也较大。面积在10平方千米以下的塬称为残塬。梁属于黄土丘陵地貌，呈长条形，顶部为残塬的是塬梁，顶部较平坦的是平顶梁。峁呈馒头状，是顶部浑圆上凸、斜坡较陡的黄土小丘，其边缘可发育大量辐散状沟谷。所有黄土沟间地地貌都容易形成陷穴、崩塌和滑坡。
海岸地貌包括海蚀地貌和海积地貌两种。海蚀地貌是海岸线在海蚀作用下形成的地貌。海蚀作用包括波浪对海岸的撞击、冲刷，对波浪挟带碎屑物质的研磨，以及海水对海岸带基岩的溶蚀。海蚀地貌的主要类型包括：海蚀穴，潮汐高潮面的波浪将海滨陆地冲淘成的槽形凹穴，沿海岸线分布；海蚀崖，海蚀穴不断扩大，导致顶部基岩崩塌而形成的陡壁；海蚀拱桥，两个方向相反的海蚀穴被蚀穿，而相互连通；海蚀柱，海蚀崖后退过程中残留的柱状岩体；海蚀台，在崖壁上不断形成海蚀穴和崩塌过程中形成。
海积地貌是由海滨沉积物堆积而成的。海滨沉积物是海岸的松散物质，如河流冲积物、贝壳、生物残骸等，在波浪变形作用力推动下移动，被进一步研磨、分选沉积而成。以横向移动为主的海积地貌主要有侵蚀凹地、海滩、滨岸堤（沿岸堤）、水下堆积台、离岸坝、泻湖等；以纵向移动为主的海积地貌主要有沙嘴、泥滩、草滩、岛沙坝等。
岩岸按海岸带地貌特征可分为以下几种：
①里亚式海岸：海水淹没与海岸直交的谷地，典型地貌是西班牙的里亚地区。
②达尔提亚式海岸：海水淹没与海岸平行的谷地，典型地貌是亚得里亚海的达尔提亚海岸。
③峡湾海岸：海水淹没山地古冰川U形谷，挪威西岸的地貌最为典型。
④断层海岸：沿断层分布，岸线平直，如中国台湾东岸。
⑤喀斯特海岸：海水淹没海岸的喀斯特山地，如我国大连市黑石礁一带。
沙岸大部分是平原海岸，主要有分布在河流入海三角洲海岸，淤泥堆积平原海岸，沿岸有澙湖分布的澙湖岸，海水淹没平原河口形成的溺谷海岸，溺谷经潮流和波浪的强烈冲刷而扩展成的三角湾海岸。另外，低纬度海区还分布着珊瑚礁海岸和红树林泥滩海岸。
我国沿海的构造地貌排列方式多样，因此海岸类型相当复杂，平原海岸主要有淤泥堆积平原海岸、三角洲海岸、三角湾海岸等。
海岸线是指海水面与陆地面的分界线，事实上陆地与海洋是以海岸为界的，而海岸的延长线就是海岸线。由于海水的涨落和风引起的海水运动，海岸线会经常移动，通常我们在某一时间内看到的海岸线只是暂时的，不稳定的，海岸线一直处于变化之中，因此我们不能简单地将它当作是某一条线。通常人们把多年平均高涨时海水到达的界限，当作是海岸线。
在地质史上，由于地壳运动以及大范围的气候变迁，海岸线有过大范围的变化。科学研究表明，在距今约7万年到2万年的时期内，海水一直处于下降的趋势，因此当时的海面比现在的约低100多米。正因为此，当时的海陆分布和海岸线的位置与现在的完全不同。当时我国东部的黄海海底大部分都是陆地，而我国的大陆和台湾岛、海南岛及日本、朝鲜还是连在一起的。
海岸线从古至今一直处于变化之中，因此有古海岸线与现代海岸线之分。通常海岸的类型不同，海岸线也就不同，有的海岸线蜿蜒曲折，有的则十分平直。一般在山地海岸地区，海水长期侵蚀岸边的山地和丘陵，所以形成了许多陡峭的崖壁，这里的海岸线一般比较曲折，水深湾长，多天然良港。平原地区，地面辽阔坦荡，海岸平直，海水比较浅，海岸线也比较直，可以建立盐场、渔场等。
海水覆盖下的固体地球表面形态统称为海底地貌。海底地貌多种多样，有高耸的海山、绵延的海岭、深邃的海沟，也有坦荡的深海平原。其中，纵贯大洋中部的大洋中脊，绵延约8万多千米，宽约数百至数千千米，总面积能与全球的大陆面积相比。大洋最深点位于太平洋的马里亚纳海沟，深为11034米，超过了陆地上最高的珠穆朗玛峰。
整个海底的地貌可分为大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊三大基本单元，以及许多次一级的地貌单元。
大陆边缘是大陆和大洋两大台阶面之间的过渡地带，它约占海洋面积的22％。通常又将它分为大西洋型大陆边缘和太平洋型大陆边缘。大西洋型大陆边缘一般由大陆架、大陆坡、大陆隆三个地形单元组成，地形平缓而宽阔，多处于大西洋、印度洋、北冰洋和南大洋的周边地带。太平洋型大陆边缘的大陆架比较狭窄，陆坡陡峭，大陆隆一般被海沟代替，它也可分为两类，即海沟—岛弧—边缘盆地系列和海沟直逼陆缘的安第斯型大陆边缘，主要分布在太平洋的周边地带。
大洋盆地一般位于大洋中脊和大陆边缘之间，它的一侧和大洋中脊平缓坡麓衔接在一起，另一侧则与大陆隆或海沟相邻，约占海洋总面积的45％。大洋盆地被海岭等正向地形分割，构成若干外形略呈等轴状，水深约在4000～5000米左右的海底洼地，称海盆。宽度较大、两坡较缓的长条状海底洼地，叫海槽。海盆底部发育深海平原、深海丘陵等地形。长条状的海底高地称海岭或海脊，宽缓的海底高地称为海隆，顶面平坦、四周边坡较陡的海底高地称海台。
海底地貌
大洋中脊是地球上最长最宽的环球海洋山系，约占海洋总面积的33％。大洋中脊可分为脊顶区和脊翼区。脊顶区由一些近乎平行的岭脊和谷地相间组成。脊顶为新生洋壳，上覆沉积物极薄或缺失，地形十分崎岖。脊翼区随洋壳年龄增大和沉积层加厚，岭脊和谷地间的高差逐渐减小，有的谷地可被沉积物充填成台阶状，远离脊顶的翼部可出现较平滑的地形。
大陆架是大陆向海洋自然延伸的一部分，它的范围是指从海岸低潮线起，海底以非常平缓的坡度向海洋方向倾斜延伸，一直到坡度发生显著大转折处停止。世界上大陆架的总面积约为2710万平方千米，占全球面积的5.3％，约占海洋总面积的7.5％，几乎所有的大陆岸外都有大陆架发育。大陆架地区的地形十分平坦，但偶尔也有起伏不大的丘陵、盆地和山谷等地貌。
大陆架的显著特征是地质构造上与大陆保持一致，坡度平缓、水深比较浅、资源十分丰富。通常情况下，大陆架内的海水深度不超过200米，河床的坡度不超过1/10度。
大陆架地区蕴藏着丰富的石油、天然气、以及其他各类矿产资源，其中世界上20％的石油产量来源于大陆架。同时，大陆架海域中的海洋资源也十分丰富，种类繁多，世界上90％的捕鱼量都来源于大陆架上的水域。
国际法认为大陆架是邻接一国海岸的，但在领海以外一定区域内的海床和底土。沿海的国家有权为了勘探和开采大陆架上的自然资源而对它行使主权。
大陆架在1945年9月才正式成为一个法律概念，当时美国总统杜鲁门发表了《大陆架宣言》，历史上称为《杜鲁门公告》。因此，美国率先将地质学上的“大陆架”引到了海洋法的范畴之中，这被认为是二战后世界性分割海洋的开始。1958年联合国第一次海洋法会议上通过的《大陆架公约》，对大陆架作出了新的规定。1982年通过的《联合国海洋公约法》对以前的规定作了新的修改。最终，200米的海水深度和据大陆边外缘200海里的距离成为大陆架法律规定的范围，而在这一范围中，大陆架所属的国家可以在这里行使主权。
大陆坡是大陆架外缘向深海方向急剧变化的海底部分，它介于大陆架和大洋海底之间，属于大陆架的一部分，一头连接着陆地，一头连接着海洋，是海陆的桥梁。大陆坡的上界水深多在100～200米，下界水深渐渐变深，一般在1500～3500米。大陆坡的宽度一般在20～100千米以上，全球的大陆坡总面积为2870万平方千米，占全球总面积的5.6％。大陆坡的坡度平均为3°～6°，1800米深度以上的大陆坡平均坡度为4°17′。
大陆坡地壳上层的岩石一般属于花岗岩，属于大陆性地壳，只有少部分属于过渡性地壳；而大陆坡坡脚以外的地壳属于大洋地壳，通常以玄武岩为主，由此可见大陆坡坡脚是大陆地壳和大洋地壳的分界处。大陆坡通常隐藏在深水地区，因此很少受到破坏，基本保持着古大陆破裂时的原始形态。
大陆坡的表面极不平整，通常上面分布着许多巨大而幽深的海底峡谷。海底峡谷一般都横切在大陆坡上，有的像树枝一样分叉分布，将大陆坡切割得支离破碎。大陆坡的表面有时也有比较平坦的地方，这些平坦的地带被人们称为深海平台，有时候，一条大陆坡上分布着多级深度不同的大陆平台。
深海的底部也有如同陆地平原一样的地貌，通常被人们称为深海平原，又称为深海盆地。深海平原一般位于水深约3000～6000米的海底。它的面积比较大，通常可以延伸到几千平方千米，底部表面一般较平整，有的向一定方向倾斜，有的则略有起伏，坡度一般为1/1000～1/10000度。
深海平原上大多都有厚厚的沉积物，沉积物的平均厚度约为1千米，这些厚厚的沉积物主要来自大陆架，它被海流沿斜坡向下一直搬运到了地势低洼的地方，将原来比较复杂的原始地貌掩盖了起来。
世界上的各个大洋都有深海平原的分布，其中大西洋是深海平原最多的海洋。这是因为大西洋的陆源沉积物比较丰富，而且边缘没有海沟阻隔，为海底平原的形成提供了有利的条件。太平洋有许多海沟，所以海底的深海平原就十分少见，仅仅在东北部地区有所分布。深海平原一般常见于大陆坡向海的一侧，终止于深海丘陵向陆的一侧。在有海槽存在的海域里，常有槽底深海平原存在，而在海槽向海的一侧则缺少深海平原。深海平原大多都在海沟出现的地方突然中止。
海沟是海底最壮观的地貌之一，同时也是海洋最深的地方，但是它并不位于海洋的中心，大多分布在大洋的边缘地区。海沟是海洋板块和大陆板块相互作用的结果，一般情况下，海沟的剖面形状就像是英文字母的“V”字，但是两边并不对称，往往靠大洋的一侧比较平缓，靠大陆的一侧比较陡峭。
世界大洋中共有30多条海沟，其中最主要的海沟有17条，这17条海沟中有14条属于太平洋，而且大都集中在西侧；大西洋只有两条，而印度洋只有一条。
海沟的深度一般都大于6000米，世界上最深的海沟为马里亚纳海沟，位于太平洋西侧，据测它的最深点查林杰深渊的最大深度为11034米。一般情况下，海沟的长度不一，几百千米到几千千米不等。世界最长的海沟是印度洋中的爪哇海沟，长达4500千米。有些人还把智利海沟和秘鲁海沟合二为一，称为秘鲁—智利海沟，长度达5900千米。据调查这两条海沟虽然靠的很近，但是仍没有连在一起。海沟的宽度一般在40～120千米，全球最宽的海沟是太平洋西北部的千岛海沟，平均宽度约为120千米。
近年来，科学家们还认为到海沟和地震有关系，环太平洋火山地震一般都发生在海沟附近。这是因为海沟区的重力值一般要比正常值低，因此海沟下面的岩石圈在巨大的压力作用下，被逼着向下沉。
海底沉积物包括近海沉积和远海沉积两种。
近海沉积主要指大陆架上的沉积，分为机械沉积、化学沉积、生物沉积。机械沉积主要是河流、海浪和风搬运来的陆源物质，以中细颗粒和泥质为主，很少有粗大的砾石，并有一定分选，越远离大陆，沉积物的颗粒越细。近海的光热条件较好，有大量的浮游生物和底栖生物，种类多、数量大、繁殖快。生物的遗体一部分混入机械沉积，一部分聚集形成单独的生物沉积，并固结为石灰质砂岩、泥灰、石灰岩。河流为近海带来大量溶解物质，当溶解物质饱和后，便开始结晶，形成化学沉积。一般是铝、铁、锰氧化物首先沉积，其次是磷酸盐、硅酸盐，最后为碳酸盐。但碳酸盐的沉积最多，形成了大量的石灰岩和白云岩。
和近海相比，远海区的面积虽大，但沉积物不多。因陆源物质较难达到深海，远海沉积中机械沉积的物质来源比较少，只包括风吹来的少量微尘、洋流携带的细小物质和火山灰。生物沉积、化学沉积的数量也很少。
地球内部处于高温和高压的状态时，上覆岩层容易发生破裂，地壳背斜也容易褶皱升起，导致地下炽热的岩浆沿岩层破裂面或背斜轴部喷出地表，形成火山。形成火山的现象叫火山喷发，其形式有两种：裂隙喷发和中心喷发。
火山一般由火山锥、火山口、火山喉管三部分组成。火山锥是火山喷出物质在火山口附近堆积成的锥状山体，是火山地貌的一种，分为火山碎屑锥、熔岩锥、混合锥、熔岩滴丘四类。火山口是火山锥顶部喷发地下高温气体和固体物质的出口，大部分呈漏斗形。底部呈坑状的火山口被称为熔岩坑，坑口常能积水成湖的则是火山口湖。火山喉管是火山喷发时岩浆喷出地表的通道。通道中心喷发的火山喉管呈圆筒状；裂隙喷发的则呈长条状或不规则状。
火山喷发示意图
按火山喷发的特点和形态特征，火山可分为三种类型，分别是盾形火山、碎屑锥火山、复合火山。
碎屑锥火山 |
复合火山 |
盾形火山 |
火山地貌有两种，一种是裂隙式喷发形成的火山地貌，一种是中心式喷发形成的火山地貌。
裂隙式喷发若发生在海底，会形成洋脊和洋盆；若发生在陆地上，则会形成面积较大的玄武岩高原，如巴西南部高原、印度德干高原、埃塞俄比亚高原、我国内蒙古东南部高原等。
中心式喷发形成的火山地貌包括的种类很多。灰渣火山锥是由火山碎屑物在火山口周围堆积而成的锥形体，如菲律宾的马荣火山；流动性小、富含硅质的熔岩流喷出形成富硅质熔岩穹丘；流动性大的基性熔岩流反复喷出堆积成基性熔岩盾；古火山锥再次喷发破坏了锥顶，使其成扩大成环形凹地，并在其中形成次生火山锥；多次喷发的火山碎屑和熔岩呈层状混合堆积成复合火山锥；爆炸式火山喷发后形成破火山口；填塞在火山喷发通道中的大块凝固熔岩，在火山锥被剥蚀后露出地表而形成火山塞，如美国怀俄明州的“鬼塔”；火山口积水可形成火山口湖，如白头山的天池。