新生代以来板块间强烈的相互作用造成了非常鲜明的构造地形，地势反差巨大，形态类型丰富，尤其是沟-弧-盆形态体系，构成了活动大陆边缘地形的最大特色.地貌形态结构受大地构造单元、区域地质构造、岩性与新构造运动等地质条件所控制.构造地貌学(Tectonic Geomorphology)是一门介于地貌学、地球动力学和构造地质学之间的边缘学科.该学科的任务是研究构造地貌(包括相关沉积)的形成过程与发育规律，并藉此反推在一定的构造应力场作用下的地壳运动特征，解决实际应用中的问题(Morisawa M & J T Hacked，1985;韩慕康，1992).

早在20世纪30年代，李四光就明确指出，中国大陆西高东低的地势呈三个地貌阶梯分布的格局(Lee，1939; 蒋复初和吴锡浩，1993)，并长期受到地质界、地理界、生物界和气象界的关注.时至20世纪80年代，孙殿卿和吴锡浩(1986)进一步指出，“自然环境的演变，是受构造运动和气候变化的双重控制”，“中国大陆新构造运动的节奏性是与气候变化的周期性紧密联系的”.美国的一些学者还根据现代大气环流模式，对北半球中纬山地和高原特别是青藏高原上升过程中的不同海拔高度进行古大气环流模拟，结果表明青藏高原最显著的地貌上升是 晚新生代北半球气候变化的主要驱动力(Ruddiman， 1989a，1989b; Kutzbach，1989;).

中国海陆地质地球物理系列图的编制以“块体构造学说”(刘光鼎， 1990，1992，1993; 张训华，2008; 张训华等，2008; 2009; 张训华和郭兴伟，2014)为指导思想.“块体构造学说”是在朱夏和刘光鼎学术思想的基础上提出的.“块体构造学说”将中国海陆地势的演化归结为“跷跷板模式”，即从古生代末期-侏罗纪中国大陆形成时，中国西部地壳薄、地势低，而中国东部地势高；到古近纪以后，中国西部地壳因遭受强烈挤压而厚度增大、地势增高，中国东部滨太平洋域拉张，地壳减薄、地势降低.这一过程就像一台以鄂尔多斯—四川为轴部的巨大“跷跷板”(刘光鼎，2007).

地势是地面高低起伏的形势，是地球内营力和外营力共同作用的结果，是地壳内部结构、构造、组成和发展在地表的反映.中国海陆大地构造格局的形成与演化决定了地势演化的总体趋势.

中国海陆大地构造格局的形成与演化实质上就是各期大洋的扩张和封闭，以及各个块体之间的碰撞聚合过程.中国海陆格局的演化以印支期为界.印支期以前为古全球构造阶段，前寒武纪期间在特提斯洋中有华北块体、扬子块体、南华块体、塔里木块体等多个陆核出现，它们发展壮大，形成相对稳定的克拉通，块体之间无相互作用，属槽台体制.直到古生代末拼合成古中国大陆，当时还没有青藏高原，而块体的拼合，属板块体制(张训华，2008; 张训华等，2008; 2009; 张训华和郭兴伟，2014).

“块体构造学说”是以活动论为内涵的构造理论(张训华等，2008).根据这一理论，在中国海陆及其相邻区域划分出欧亚板块、菲律宾海板块和印度—澳大利亚板块3个板块，在欧亚板块内部，自北向南分布着26个块体、 13个结合带(黄汲清等，1977; 刘光鼎，2007; 张训华等，2010; 张训华和郭兴伟，2014; 郭兴伟等，2014)(表 1).

现在越来越多的研究证明，在10亿年以前，地球上曾经出现过一个统一的超级大陆——“罗迪尼亚”.这个大陆在大约7亿年以前发生裂解，分成几个大陆.这几个大陆以后又重新拼合，在二叠纪时形成又一个超级大陆——联合古陆.这个超级大陆在侏罗纪一分为二，分成劳亚古陆和冈瓦纳古陆.

在古生代早期全球各大陆的主要部分都位于赤道附近及南半球，大致表现为沿纬度呈东西向排列的特征，中国及邻区的小陆块群在古生代始终都处在劳伦大陆、西伯利亚与冈瓦纳大陆之间(万天丰和朱鸿，2007).古生代的大部分时间内，中国大陆各块体存在着小幅度的运移，块体总体上呈现为离散 状态，都处在赤道附近的热带—亚热带气候环境之中(殷鸿福和鲁立强，2006).早古生代，华北、扬子、塔里木块体都位于南半球中低纬度地区，与冈瓦纳大陆关系密切.

表 1(Table 1)

表 1 中国海陆及邻区构造单元划分表(郭兴伟等，2014)Table 1 Tectonic units of China seas and l and and adjacent areas(Guo et al., 2014) 一级构造单元 二级构造单元 块体 结合带 印度—澳大利亚板块 印度块体 欧亚板块 哈萨克斯坦块体、西西伯利亚块体、西伯利亚块体、伊利块体、图瓦—蒙古块体、松嫩块体、佳木斯块体、兴凯块体、塔里木块体、阿拉善块体、鄂尔多斯块体、中朝块体、日本海块体、巴达赫尚块体、羌塘块体、冈底斯块体、四川块体、下扬子—京畿块体、华南块体、西缅块体、保山—禅泰块体、印支块体、南海块体、望加锡块体、苏禄海块体和苏拉威西海块体 阿尔泰—额尔古纳结合带、成吉思结合带、纳曼加拉依尔结合带、斋桑泊—兴蒙结合带、北山结合带、南天山结合带、温都尔庙结合带、西昆仑结合带、东昆仑结合带、秦岭—大别结合带、苏鲁—临津江结合带、松潘—甘孜结合带、马江结合带 菲律宾海板块 喜马拉雅缝合带 若开缝合带 苏门答腊—爪哇俯冲带 琉球海沟俯冲带 台湾弧陆碰撞带 马尼拉海沟—菲律宾海沟对冲带

表 1 中国海陆及邻区构造单元划分表(郭兴伟等，2014)Table 1 Tectonic units of China seas and l and and adjacent areas(Guo et al., 2014)

三叠纪中期至侏罗纪早期的印支运动对中国古地理环境的影响很大，该时期是中国大陆主要块体逐渐汇聚与碰撞的时期(万天丰，2004)，中国大陆古地理古构造格局发生了重大变化，组成中国大陆的华北、扬子、塔里木、柴达木几个主要块体已经拼合到了一起(图 1).到三叠纪之后，特提斯洋的西部变窄甚至封闭但东部仍很开阔.特提斯洋是分隔南半球的冈瓦纳古陆与北半球的劳亚古陆之间的古海洋，又称古地中海(现代的地中海是特提斯洋的残留海域).

图 1

Fig. 1

图 1 晚三叠纪古大陆位置再造图(侯方辉等，2014)Fig. 1 Reconstructed continents of Late Triassic(Hou et al., 2014)

印支运动后，中国的古地理、古构造发展进入了一个新的阶段——燕山阶段.晚侏罗世-早白垩世时期的运动最为剧烈，影响也最广泛.晚侏罗世中国大陆东部地区仍未完全同西伯利亚块体拼合完成，火山活动剧烈，多为陆缘火山碎屑组合.华北块体以及中国大陆的西部地区广泛发育内陆盆地，主要为河湖碎屑沉积(万天丰和朱鸿，2002).扬子块体的东南部为强烈火山活动区，构造活动剧烈，火山岩大面积覆盖(尚彦军等，1999).此时，冈底斯块体还没有完全增生到欧亚大陆上，与羌塘块体已经非常接近，二者仍多为海水覆盖，主要为浅海碎屑岩及碳酸盐岩沉积(王冠民和钟建华，2002).

白垩纪中国大陆除喜马拉雅块体仍位于印度块体北部为浅海环境外，其他地区已经基本拼合完成(图 2).古地磁数据表明，华北与塔里木两块体记录的磁偏角是在侏罗纪才比较相近，说明两块体间的对接与缝合在侏罗纪完成.此时羌塘块体已经完全拼合增生到欧亚大陆，冈底斯块体和羌塘块体各自沉积了一套竟柱山组和阿布山组砾岩(和钟铧等，2006)，表明此时两个块体已经完全拼合，并进入强烈的陆陆造山时期(Yin et al., 1994; Murphy et al., 1997，Murphy and Harrison， 1999).冈底斯块体和羌塘块体拼合的缝合线为怒江—班公湖.早白垩世至晚白垩世，冈底斯块体和羌塘块体海域范围逐渐缩小，二者的西部地区仍多为海水覆盖，为浅海相碎屑岩-碳酸盐岩沉积(Yin et al., 1988).白垩纪末期，海水退出了南欧阿尔卑斯地区和东南亚范围；渐新世末期至中新世，喜马拉雅地区逐渐上升成陆；喜马拉雅造山运动伴随着古地中海东段消失(黄汲清和陈炳蔚，1987; Sengor，1989; Kazmin et al., 1991; 罗建宁，1995).

图 2

Fig. 2

图 2 晚白垩纪古大陆位置再造图(侯方辉等，2014)Fig. 2 Reconstructed continents of Late Cretaceous(Hou et al., 2014)

古近纪时期，塔里木块体、扬子块体、华北块体、柴达木块体、羌塘块体的古纬度与现今纬度非常接近，且古地磁极位置也基本一致，冈底斯块体与上述块体稍有差别.喜马拉雅块体与印度块体的古地磁数据一致，与冈底斯块体有差别但有少许接近，表明喜马拉雅—印度块体已与冈底斯块体发生了初始碰撞.新近纪时期，华北和扬子块体的古地磁数据基本一致，表明这一阶段两块体没有发生明显的运动(图 3).塔里木块体的古地磁数据稍有差异，这可能是由陆内挤压造成地壳缩短所致(朱日祥等，1998).青藏高原强烈隆起的时代始于上新世末(李吉均等，1979).Patriat和Achache(1984)对印度洋古地磁异常的研究表明印度板块和欧亚板块碰撞的起始时间为50 Ma 左右，而在45 Ma 时达到主体碰撞的高峰，两者的碰撞使得中国西部及邻区各块体之间以及这些块体与欧亚大陆之间进一步发生相对运动，其形式主要表现为南北向的挤压、缩短及地壳或岩石圈的增厚，以及大陆内部大规模的侧向滑移(吴怀春等，2002).

图 3

Fig. 3

图 3 新近纪古大陆位置再造图(侯方辉等，2014)Fig. 3 Reconstructed continents of Neogene(Hou et al., 2014)

整个显生宙，对中国大陆而言，是多块体裂解、漂移、拼合的历史，直至新近纪，印度板块与欧亚大陆的拼合，中国大陆诸块体才全部结束拼合过程，形成现今格局的统一的大陆.然而，大陆构造形变、局部运动仍在继续.

全球在2亿年前形成了Pangaea泛大陆和泛大洋(Morel and Irving， 1981).此时，印度板块及太平洋板块还没有直接作用于欧亚板块，中国大陆处于地应力松弛状态，地表经长期剥蚀，呈现广泛的夷 平，出现准平原化，现存最老的夷平面就是这时的产物.西太平洋沟弧盆体系尚未形成(刘光鼎，1992).

侏罗纪中国大陆古地理轮廓基本上继承了晚三叠世晚期“东西分异、东高西低”的面貌，但由于印支运动的影响，甘孜海槽消失，陆区范围增大，包括现今黄海及东海部分.晚侏罗世，中国大陆的地貌分异逐渐明朗，一些山脉轮廓已经可以分辨.

白垩纪的海陆分布与现今最大的不同点是在低纬度地区存在一个东西向宽阔的特提斯洋，大西洋和印度洋处于早期形成阶段(Hay et al., 1989).白垩纪末到古近纪初，印度板块与欧亚板块开始碰撞，特提斯洋逐步从中国西部退出，使中国西部置于印度次大陆与西伯利亚两个刚硬块体之间，地表缩短，地壳增厚，整个西部都脱离海洋环境.中国东部当时面临西太平洋板块转换型边界，阻抗很低，使地壳向东蠕散、扩张，形成一系列断陷盆地.与此同时，南海开始扩张，西菲律宾海底开始形成.印度板块与欧亚板块强烈碰撞导致青藏高原急剧隆升，印度块体的进一步向北强烈挤压，使高原进一步扩大.中新世时喜马拉雅山强烈隆起，上新世时祁连山强烈隆起，分别构成了现今青藏高原的南北缘.

渐新世末至中新世初，太平洋板块开始向北西西俯冲.中新世末至上新世，琉球海沟、岛弧和冲绳海槽(弧后盆地)开始形成.太平洋板块对欧亚板块的挤压，改变了中国东部应力场性质，蠕散扩张活动停止.华北地区断陷盆地联成一个整体拗陷，堆积成广阔的大平原.华南则整体抬升，山间红色盆地被河流切割成红色丘陵.

上新世末至更新世初，印度板块和欧亚板块进一步碰撞、挤压，使青藏高原加剧隆起(王成善和丁学林，1998; 崔军文等，2001; 张岳桥等，2003; 张冉和刘晓东，2010).台湾也发生板块边界碰撞，台湾中央山脉急剧隆起，河流下切，形成多级阶地.

华北与华南在古近纪时地貌格局相似，只是在新近纪才分道扬镳，由于华北块体和扬子块体比华南块体的基底古老，刚性大，在两板块挤压下，刚性大的块体整体拗陷，柔性大的块体整体抬升.其次华南离台湾近，挤压力最强.

从上述论述看出，中国东部地貌形成时代可以和板块边界构造事件相对应，中国海区及邻域的现代地貌轮廓是板块运动长期发展变化的结果，是板块演化的最后一幕.

近年来的海洋地质调查专项获得了大量高精度全覆盖的海底地形数据，结合重力资料对我国海域海底地貌进行了研究，在李四光提出的三级阶梯地貌基础上将中国海域和陆域作为一个整体进行研究.地貌总体特征归纳为自青藏高原向东南至南海中央海盆逐级降低(图 3)，呈五级阶梯展布.五级阶梯之间的界限自西向东依次为：昆仑山—阿尔金山—祁连山—横断山脉、大兴安岭—太行山—巫山—雪峰山、东海陆架外缘(200 m等深线)、南海海盆周缘.

青藏高原雄踞我国西部，海拔平均达4000~5000 m，是我国最高的一级地形阶梯.高原周围耸立着一系列高大的山脉，南侧是世界最高的喜马拉雅山，海拔平均在6000 m以上.北侧有昆仑山、阿尔金山和祁连山绵延，东边有岷山、邛崃山和横断山等排列.

青藏高原外以北、以东，地势显著降低，东以大兴安岭—太行山—巫山—雪峰山一线为界，构成我国第二级地形阶梯，主要由广阔的高原和盆地组成，其间也分布着一系列高大山地.与青藏高原西北部毗邻的是我国最大的塔里木盆地，海拔1000 m左右；再往北是准噶尔盆地；海拔多在500 m左右；两 大盆地之间耸立着东西走向的天山山地，海拔4000~5000 m，山地内部还分布许多断陷盆地.高原东北侧与祁连山北麓相接的是河西走廊和阿拉善高原，海拔在1000~1500 m之间.青藏高原东缘以东的第二级地形阶梯上，自北而南分布着内蒙古高原、鄂尔 多斯高原、黄土高原和云贵高原，海拔1000~2000 m 不等.高原上的山地很多，如阴山、六盘山、吕梁山、 秦岭、大巴山、大娄山、武陵山、苗岭等，海拔大多在 1500~2500 m之间，少数高峰达3000 m以上.四川盆地海拔较低，大部分在500 m以下.

在陆地主要以平原、丘陵和低山地貌为主，自北而南分布着东北平原、华北平原和长江中下游平原，海拔多在200 m以下.长江以南为低山丘陵，广大地区海拔不超过500 m.在这些平原、低山丘陵以东，还有一列NNE走向的山脉——长白山、千山、鲁中山地，以及浙闽沿海的仙霞岭、武夷山、戴云山等分布，海拔多在500~1500 m之间.在我国近海海区大陆架，将200 m等深线以浅的海域与中国大陆东部的的第三级阶梯作为一个整体，即新第三级阶梯.大陆架是大陆向海洋平缓延伸的部分，水深在100~200 m，宽400~600 km(许东禹等，1997).渤海海底平坦，地势由辽东湾、渤海湾、莱州湾三湾向渤海海峡倾斜，平均水深18 m，最大水深85 m，20 m以浅的海域面积占一半以上.黄海平均水深44 m，海底平缓.山东半岛顶端的成山角与朝鲜半岛长山串之间的连线，将黄海分为南、北两部分.北黄海中央略偏东处，有一狭长的水下洼地(亦称黄海槽)，自济州岛伸向渤海海峡，深度自南向北逐渐变浅.洼地东面地势较陡，西面较平缓.从鸭绿江口到大同江口之间的海底，分布着大片呈NE向的潮流脊.南黄海海底发育着大型潮流脊群，它们是在古黄河—古长江复合三角洲的基础上，经潮流的长期冲 刷塑造而成的.苏北沿岸潮流脊群南北长约200 km，东西宽约90 km，由70多个大小沙体组成，并以弶港为顶端向外呈辐射状分布.南部有一系列小岩礁，如苏岩礁、鸭礁、虎皮礁等(温珍河等，2011; 张训华等，2013).东海大陆架是西北太平洋最宽的大陆架，具有北宽南窄的总体格局.东海陆架总体十分平坦，自大陆海岸在北部向东、在南部向东南方向缓缓倾斜，其坡度在0.01×10^-3～1×10^-3之间.总体上北宽南窄，最宽处可达560 km.以50 m等深线为界，又可将东海陆架分为内陆架和外陆架两个分区.内陆架区仅约占东海陆架的1/5，是沿岸入海河流泥沙堆积台地的前沿斜坡区，地形坡度相对比外陆架区为大，相比而言，外陆架的坡度较大，而且等深线分布均匀，说明其坡度恒定.外陆架区等深线的总体走向与我国大陆岸线相平行，但具体到各区又有不同：在30°N以北等深线比较平滑，其走向由西向东依次NW-SE和NNE-SSW；26°N—30°N之间为NE-SW向，其中120 m以外等深线平滑，120 m以浅等深线受古潮流沙脊的影响变得呈锯齿状；26°N以南的等深线近为W-E向.就总趋势而言，以30°N为界，北部外陆架内海底地势由西向东平缓倾斜，30°N以南由西北向东南平缓倾斜，其坡度在0.01×10^-3～1×10^-3 之间(刘忠臣等，2003; Chen et al., 2013).

第四级阶梯主要包括东海的陆坡区和南海周缘陆坡.东海大陆坡北起男女群岛，南至台湾岛北端，以窄带状镶嵌于东海陆架外缘和冲绳海槽之间，总长度达1100 km，其总体走向以124°30′E为界，以东为NE-SW向，以西为近W-E向.其显著特点是条带形态明显，海底地形陡峻，北宽南窄，平均宽度约35 km.东海大陆坡上发育了众多的海底峡谷.这些峡谷主要分布在28°10′N以南，将大陆坡切割得支离破碎、丘谷林立、高差悬殊、地势复杂.南海大陆坡和岛坡总面积约为126.4×10⁴ km²，约占南海总面积的36.11%.南海北部大陆坡北东向展布，东起台湾西南端，西至西沙海槽的东口一带，全长约900 km. 大陆坡与深海平原的分界限水深为3400~3700 m.南海西北部大陆坡，主要是中沙群岛和西沙群岛海 域.大陆坡与深海平原分界限水深为4100~4200 m，大陆坡的宽度较大，为422~595 km.南海西部大陆坡，分布在中南半岛东南，万安滩和广雅滩以北海域，水深为4000~4200 m，宽度为203~398 km.南海南部大陆坡，分布在加里曼丹岛和巴拉望岛北部海域，水深为4000~4300 m，宽度为230~639 km.南海东部陆坡分布在吕宋岛和台湾岛一带的海域，岛坡的范围，自岛架外缘的坡折线起，下界水深为380~5377 m.岛坡狭窄，其宽度为68~135 km.南海大陆坡和岛坡地形崎岖不平，是南海地形变化最复杂的区域，其上高差起伏悬殊，发育有陆坡斜坡、深水阶地、海台、海岭、陆坡盆地、海山海丘群、海槽、海脊、海底峡谷、海底扇等次一级地形单元(刘光鼎，1992; 许东禹等，1997).

第五级阶梯主要包括南海的西北海盆、西南海盆和中央海盆.南海深海盆地位于南海中部，总面积约为55.11×10⁴ km²，约占南海总面积的15.74%，呈NE-SW向展布，并以SN向的中南海山为界，分为中央海盆、西南海盆(刘忠臣等，2005)和西北海盆.中央海盆位于南海中部偏东，是大陆坡围绕的一个东北—西南走向的狭长海盆，大体呈扁的菱形，面积约40×10⁴ km²，海底地势东北高、西南低，其北 部水深3400 m，南部4200 m，最深在西北部为5559 m. 海盆内大部分地区比较平坦，可视为一个“深海平原”，但它的地形很复杂，其上矗立着27座高度超过1000 m的海山(其中不少高度超过3400~3900 m)以及20多座400~1000 m高的海丘.

本文利用中国海陆及邻区空间重力异常、地形和莫霍面深度数据，编制了一条穿过中国海陆不同地形区的剖面A1-A2-A3，如图 4，该剖面经过塔里木盆地、青藏高原、四川盆地、南岭、南海北部陆坡、西北海盆、中沙群岛、西南海盆和礼乐滩.空间重力异常与地形、地貌密切相关，反映地壳内部结构和构造的变化.均衡原理认为高山下面地壳厚，平原下面地壳薄，即地势的起伏同莫霍面的起伏呈镜像关系.A1-A2-A3剖面中空间重力异常与莫霍面深度都具有很好的对应关系.

图 4

Fig. 4

图 4 经过青藏高原至南海礼乐滩的空间重力异常、地形和莫霍面深度剖面图(A1-A2-A3)Fig. 4 Free-air gravity anomaly-terrain-Moho depth profiles from Tibetan Plateau to Reed Bank(A1-A2-A3)

中国海陆阶梯地貌界限的确定主要依据海陆地势、海陆空间重力异常特征(杨金玉等，2014)和莫霍面深度分布特征(郝天珧等，2014)(图 5)，以及不同块体的地壳性质.

图 5

Fig. 5

图 5 中国海陆1 ∶ 500万空间重力异常图(杨金玉等，2014)和莫霍面深度图(郝天珧等，2014) 地貌阶梯：Ⅰ：一级阶梯；Ⅱ：二级阶梯；Ⅲ：三级阶梯；Ⅳ：四级阶梯；Ⅴ：五级阶梯.Fig. 5 Free-air gravity anomaly map(Yang et al., 2014) and Moho depth distribution map(Hao et al., 2014) of China seas and l and (1 ∶ 5000000) L and form steps: Ⅰ：First step；Ⅱ：Second step；Ⅲ：Third step；Ⅳ：Forth step；Ⅴ：Fifth step.

(1)界限1：昆仑山—阿尔金山—祁连山—横断山脉

这一界限对应了两条空间重力异常梯级带：第一条是昆仑山—阿尔金山—祁连山—秦岭重力梯级带，这是一条巨大的横贯中国西部的异常梯级带，西起昆仑山，经塔里木盆地南缘，到柴达木盆地西侧分为两支，一支沿柴达木盆地北部经阿尔金山—祁连山向东延伸，一支沿柴达木盆地南部经东昆仑至秦岭，形成异常值在0~300×10^-5m·s^-2正异常条带，并向盆地或低谷异常值迅速降低为-100×10^-5m·s^-2的负异常.异常走向沿着盆地边缘与山脉走向一致，西部为NW向，向东转为近EW向(滕吉文等，2011).第二条是贺兰山—龙门山重力梯级带，刘光鼎(2007)认为这是中国“三横两竖两个三角”的大地构造格架中的第一竖，它发育在鄂尔多斯盆地西缘的贺兰山以及四川盆地西缘的龙门山一线，异常为NNE向和NE向，被祁连山—秦岭重力梯级带隔开.

与其对应的莫霍面梯级带有：天山—阿尔金山—祁连山梯级带，长度约4350 km，近EW向，呈狭长状地带，该梯级带构成我国西部南北不同地壳性质的界带.莫霍面深度等值线梯度变化强烈，地壳厚度较周围盆地区厚约10 km.阿尔金山附近，从南 到北约130 km宽度内莫霍面深度变化为49～59 km，抬升10 km.该梯级带是青藏高原周边增厚亚区与北侧正常地壳亚区的分界，将塔里木盆地与柴达木盆地分隔，形成沉积盆地地区莫霍面上隆、造山带地区莫霍面深度下凹特殊分布.贺兰山—龙门山梯级带长度约4000 km，近SN向.莫霍面深度等值线梯度变化在龙门山段十分强烈，从西到东约260 km宽度内莫霍面深度变化为44～58 km，抬升14 km.该梯级带在中国境外向北一直延伸与贝加尔—色楞格梯级带相接，向南因为受到印度板块向欧亚板块俯冲构造效应的影响，而未能延伸很远，形成东亚地区一条大型SN向构造带.

(2)界限2：大兴安岭—太行山—巫山—雪峰山

这一界限是中国“三横两竖两个三角”的大地构造格架中的第二竖，其重力异常特征特别明显，与其对应的空间重力异常梯级带：大兴安岭—太行山—武陵山重力梯级带，这是一条中国东部纵贯南北的 异常梯级带.大兴安岭梯级带由异常幅值(20~40)×10^-5m·s^-2、 走向NE的正异常条带组成.太行山和武陵山分别是鄂尔多斯盆地和四川盆地的东缘，沿山脉形成NE向正异常条带，向两侧降低为负异常.

莫霍面深度梯级带：大兴安岭—太行山—武陵山梯级带长度约为4400 km，呈NNE向.莫霍面深度等值线梯度变化较强，梯级带从西到东约200 km宽度内莫霍面深度变化为34～42 km，抬升8 km，是减薄型陆壳和正常陆壳的分界带，该梯级带在中国境外仍然向北延伸，向南与中南半岛东缘梯级带相连.

(3)界限3：东海陆架外缘和南海陆架外缘(200 m等深线)

元江—红河—莺歌海—南海西部陆架重力梯级带，北起青藏高原内部，由于北部异常过于复杂不易辨认，向南到元江，异常梯级带开始显著，NW向异常向东南延伸至红河，进入南海的莺歌海海域，异常向南延伸到南海西部陆架与中南半岛之间，呈SN向.这一梯级带与南海西部的陆架坡折相对应.

南海过渡带莫霍面深度梯级带长度约4720 km，图 6中编号为10.莫霍面深度等值线梯度变化强烈，莫霍面深度变化为20～25 km，该梯级带是大陆型地壳与过渡型地壳的分界带.

图 6

Fig. 6

图 6 中国海陆1 ∶ 500万莫霍面深度梯级带及分区图(郝天珧等，2014)Fig. 6 Moho depth gradient zones and regional division map on the scale of 1 ∶ 5000000(Hao et al., 2014)

(4)界限4：南海海盆周缘

在南海海盆并未划出空间重力异常梯级带和莫霍面深度梯级带，但在进行构造地貌分类时，首先要考虑地壳性质和板块构造部位两个重要因素(刘锡清和马道修，1996).从中国海陆大地构造格架图上可以发现，将西南海盆、中央海盆、西北海盆及海盆周缘作为南海块体(图 7)，其地壳性质为洋壳.南海西南海盆、中央海盆、西北海盆周缘的水深大致位于37~43 km.

图 7

Fig. 7

图 7 南海及邻区大地构造单元划分简图(据郭兴伟文章修改，2014)Fig. 7 Schematic division of tectonic units of the South China Sea and adjacent areas(modified from Guo，2014)

中生代以来的大地构造演化、构造运动及新生代欧亚板块、太平洋板块和印度板块的相互作用导致中国海陆各块体的演化是形成“西高东低”地势及五级阶梯地貌的主要原因.自古生代末以来，中国海陆各块体不断碰撞聚合，经历了特提斯洋的退出，青藏高原的隆升，太平洋板块的俯冲等地质事件.中国海陆宏观地势经历了“西低东高”到“西高东低”的“跷跷板”演化过程，形成现今的从青藏高原经鄂尔多斯—四川，再经中国东部到中国海呈五级阶梯逐级下降的地貌特征.

现代中国大陆地势与空间重力异常特征和莫霍面深度分布密切相关，可以说是有成因联系的.中国海陆地形地貌形成时代可以和板块边界构造事件相对应，现代地貌特征是板块运动长期发展变化的结果，是板块演化的最后一幕.