顿河的流域地貌
顿河河谷大部宽阔，阶地明显，仅在石灰岩露头地区河岸则陡峭。罗斯托夫城下游开始为三角洲地带，面积340平方公里。顿河流域位于东经37°～ 46°、北纬46°～54°之间。流域西面是第聂伯河流域，北、东两面是伏尔加河流域，南面是库班河及滨亚速海各河流域。顿河在其支流索斯纳河注入以前，其上游在较狭窄的河谷中流淌；河流右岸较高(局部高程达90米)，沟壑交错；左岸则较平缓。
顿河上游――即顺流而下直至其向东南弯曲处――为一大体上狭窄的河谷，沿中俄罗斯高地东部边缘延伸。右岸由石灰岩和白垩岩构成，很突出，在丹科夫(Dankov)市和列别姜(Lebedyan)市河岸高出河面49米(160)。左岸与一较平坦的锢钠皆相接，河流本身有间歇地展宽形成一连串小的湖泊。
中游(至齐姆良斯克水库的开端)，河谷展宽至6公里左右；沿河有锢钠皆，有更多的小湖泊和废旧的岔流；河岸(尤其是右岸)大多由白垩岩、石灰岩和沙岩构成，更加陡峭。河道变窄至100～396米(330～1,300)。
下游主要为几近306公里(190哩)的齐姆良斯克水库(1953年建成)。水库面积约2,720平方公里(1,050平方哩)，最大宽度近40公里(25哩)，平均深度约9米。顿河最後一段，河谷宽19～31公里(12～19哩)，有巨大的锢钠皆和辫状岔流，深度达20米(66)。
顿河上、中游盆地的地貌特点是，右岸为起伏不定的平原，平原被一些峡谷切割成锯齿状，左岸为奥卡-顿低地(Oka-DonLowland)，较平展且有星星点点的池塘。再顺流而下，多为一望无际的开阔大草原。肥沃的黑钙土几乎布满整个盆地，不过北部有一块块灰色的森林土壤，森林覆盖面达12%。
流水地貌
地表流水在陆地上是塑造地貌最重要的外动力。地表水在流动过程中，不仅能侵蚀地面，形成各种侵蚀地貌(如冲沟和河谷)，而且把侵蚀的物质，经搬运后堆积起来，形成各种堆积地貌(如冲积平原)。凡由地表流水作用(包括侵蚀、搬运和堆积)塑造的各种地貌，统称流水地貌。本地区形成的流水地貌有洪积扇、河谷地貌、夷平面等。
1.流水侵蚀地貌
流水的侵蚀可以分为面状侵蚀和线状侵蚀两种类型，其中面状侵蚀在嵩山地区分布广泛，发生在构造坡面以及岗台地顶面;而线状侵蚀主要表现为河流侵蚀和沟谷侵蚀，分布的范围较小。在嵩山地区的中低山区坡面面状侵蚀发育强烈，在少林寺小流域的侵蚀模数为2464t/(km2・a)，在嵩山地区的低山丘陵区侵蚀类型以沟蚀、面状侵蚀和重力侵蚀为主，土壤侵蚀模数在3000t/(km2・a)以上。
嵩山地区的河流属于山区性河流，与平原的河流地貌有着各自不同的发育演化规律与特点。山区河流谷地多呈“V”形或“U”形，纵坡降较大，谷底与谷坡间无明显界线，河岸与河底常有基岩出露，多为顺直河型。河流作用作为地球表面最经常、最活跃的地貌作用，贯穿于河流地貌的全过程。河流下切侵蚀和溯源侵蚀强烈。无论什么样的河流均有侵蚀、搬运和堆积作用，并形成形态各异的地貌类型。河流一般可分为上游、中游与下游3个部分，嵩山地区的河流为各河流的上游部分，侵蚀能力较强，而堆积作用较弱。在长期的流水切割侵蚀下，嵩山地区形成了纵横交错的峡谷和箱谷地形。山脊多呈锯齿状，是由于流水的溯源侵蚀以及断裂作用形成的。石淙河源头的九龙潭、逍遥谷源头的炼丹池等，都是流水侵蚀的产物。在丘陵坡面上发育的不同深度的沟谷、黄土分布区发育的大量冲沟等也都是流水侵蚀的结果。
2.流水堆积地貌
嵩山地区的流水堆积地貌有河漫滩、河流阶地、洪积扇等。河流阶地是河流地貌中重要的地貌类型，可以分为侵蚀阶地、堆积阶地(分上叠与内叠阶地)、基座阶地和埋藏阶地。对河流阶地的类型及其河谷结构的研究，可以分析河流地貌的过去，了解现在，预测河流发育的未来。
在淮河及其主要支流的河谷及附近的河流堆积地貌包括河漫滩和河流阶地等。河漫滩是汛期洪水淹没而平水期出露水面的河床两侧的谷底，分为边滩和心滩，河漫滩的沉积结构具有明显的二元结构:上层是较细的河漫滩相冲积物，通常为粉砂、黏土或亚黏土，它是洪水期的泛滥堆积物;下层为较粗的河床相冲积物，通常由砾石与砂层组成，它是河床侧向移动过程中沉积下来的。宽广的河漫滩称为泛滥平原或冲积平原。
嵩山地区的河流阶地发育，在很多河流两岸均可观察到，尤其多见于河流中上游。形成原因是谷底因河流下切而抬升到洪水位以上并呈阶梯状分布于河谷两侧而成为河流阶地;河流谷地发生多次淤积和下切从而形成多级阶地;一般河流阶地的高度越高，形成时间越早。在颍河河谷两岸的河流阶地较为典型。依据组成物质和结构，阶地可分为侵蚀阶地、堆积阶地和基座阶地三类。区内颍河两岸的阶段发育有四级，第一、二、三级为堆积阶地，分布较为普遍;第四级阶地为基座阶地，仅在部分地段保存。堆积阶地全由河流冲积物组成，它的形成过程首先是河流侧向侵蚀，展宽谷底，同时发生大量堆积，形成宽阔河漫滩，之后河流强烈下切侵蚀而形成阶地，一般河流下切侵蚀的深度不超过冲积层的厚度，使得整个阶地全由松散的冲积物组成。基座阶地的阶地面由两种物质组成，上部为河流的冲积物而下部是基岩或其他类型的沉积物，形成过程主要由于地壳抬升、河流下切侵蚀，与堆积阶地最大的不同是河流下切侵蚀深度超过了原来冲积物的厚度，切至基岩内部而形成。
嵩山地区的流水堆积地貌中洪积扇较为发育。洪积扇是暂时性线状流水形成的堆积地貌，一般发育在干旱、半干旱地区，由暂时性山地水流出山口堆积而形成的扇形地貌。嵩山地区多季节性河流，在雨季常常发生洪流，洪水携带了巨大的砾石和碎屑物，这些砾石和碎屑物被带出山口后，由于比降显著减小，水流分散形成许多支汊，因气候干旱，分散的水流更易蒸发和渗透，于是水量大减，甚至消失，因此所携带的物质大量堆积，形成坡度较大的扇形堆积体即洪积扇。组成洪积扇的砾石和碎屑物颗粒粗大，磨圆度差，层理不明显，透水性较强，扇面上水系不发育。由于山前构造断裂下降，洪积物厚度可达数百米，从扇顶至扇缘高差也可达数百米。组成洪积扇的堆积物叫做洪积物，洪积物的特点:通常扇顶物质较粗，主要为砂、砾，分选较差，随着水流搬运能力向边缘减弱，堆积物质逐渐变细，分选也较好，一般为砂、粉砂及亚黏土。从洪积扇体上看，洪积物组成有一定变化，因此在纵向上可以将其分为三个不同的相带:扇顶相、扇中相和边缘相;在横向上扇体中部的物质粗于扇体两侧的物质，三个相带的洪积物具有一定的分选性，上部物质粒度较细而下部物质粒度较粗。一系列洪积扇互相连接形成洪积平原，又称山麓洪积平原。洪积扇因山地不断抬升，山前平原不断下降，形成上叠式扇体。当山地上升规模、幅度均较大时，老扇随之抬升，在其下方发育新扇体，形成串珠状洪积扇。当山地前缘有不等量的新构造活动时，新扇体向相对下降的一侧移动，使新老扇体并列向一侧偏转，造成不对称形态。嵩山地区的洪积扇主要分布在太室山南侧、少室山的东侧和南侧，多个洪积扇连接而形成了洪积平原。分布于登封盆地的底部和少室山东侧等地的洪积平原，就是由至少3个洪积扇连接而成的;少室山东侧的洪积平原则由3～4个扇体构成，表面坡度在4°左右，越近山麓地带坡度越大;君召一带的洪积平原面积约200km2，平原面向东南和西西南两个方向倾斜，坡度为3°左右。登封盆地底部的洪积平原受到构造运动和流水的搬运分选作用，扇顶砾石颗粒大而且含量高，而洪积扇的前缘颗粒小，几乎没有砾石。在逍遥谷等大型沟谷的出口处还发育有洪积阶地，形成原因是洪流的断续堆积和山地抬升、流水下切等共同作用。
