河床是河谷底部的凹槽，平水期被河水淹没的部分。从横剖面看，总是呈一低凹的槽状。
（一）河床类型
河床按形态和弯曲度（即两点间河道弯曲度=河道长度-河谷长度），将河床分为：顺直河床、弯曲河床、汊河型河床和游荡型河床4种类型。各自的特征如下：
1顺直河床
河床沿岸狭窄而平直，平面形状复杂。两岸多见山嘴突出，河岸线犬牙交错，很不规则。河床纵剖面一般较陡，呈阶梯状。浅滩与深槽交替出现，多跌水成急流或瀑布。这类河床一般发育于山区河流。
2弯曲河床
河道较宽，河床弯段与过渡段相间，弯曲度大于15，纵剖面平缓。如荆江河道弯曲度达2～35（图4-18）。
图4-18 下荆江河道的变迁
3汊河型河床
河道宽窄变化大，窄处为单一河槽；宽段河槽中发育沙洲、心滩、水流被沙洲、心滩分成两支或多支，汊河、沙洲发展与消亡不断更替，沙岸时合时分（图4-19）。
图4-19 汊河型河床及洲、滩发展与汊河对河岸的侵蚀示意图
（引自北京大学等，1978，略修改）
a—洲、滩向两侧扩大；b—洲、滩向一边扩大，主流顶冲处易岸崩，呈锯齿状岸
4游荡型河床
河宽水浅，河道极不稳定，在河谷中反复摆动；有时河床会不断淤高而成悬河。平水期沙滩众多，水流分散；洪水期波涛汹涌，微地貌变化大，易导致洪水灾害。这类河床在半干旱区较常见。
（二）河床侵蚀地貌
河床侵蚀地貌 主要包括深槽、壶穴和岩槛。
1深槽
多发育于河床凹岸，一般深几米到几十米。如长江上黄石与武穴之间、江西马当及安徽马鞍山等处江底深槽十分发育，深度有的在海平面以下40～50m（图4-20）。
图4-20 浅滩与深槽的分布
（据马卡维雅夫，1959）
2壶穴
壶穴是基岩河床中被涡流冲磨而成的深穴，其深度有时可达6～7m。它是因水流湍急，并挟带砾石等碎屑沿河底岩性松软、裂隙发育及构造破碎处冲击、钻磨而成的（图4-21）。
图4-21 垂直涡流形成的壶穴
（据龙卫尔C R）
图4-22 贵州黄果树瀑布
3岩槛
岩槛是长条状横贯河中的坚硬凸起岩石。岩槛高度大于水深时形成瀑布，其下冲蚀坑为潭；岩槛被破坏后残余基岩略高于床底则成暗礁险滩，常常妨碍船只航行。
此外，在河床的纵剖面由于岩性软硬差异，下蚀不均一而使河床高低不平，水流经过时产生落差。落差小时形成急流，落差大时则形成瀑布。著名的贵州黄果树瀑布落差就达74m（图4-22）。
（三）河床堆积地貌
河床堆积地貌主要有浅滩、沙洲和沙嘴（图4-20）
浅滩是河床底部常见的堆积体。分布在河岸边的称为边滩，分布在河床中的称为心滩。边滩发育于河床凸岸，系水流的环流作用将凹岸物质通过底流横向带到凸岸逐渐堆积的结果。枯水期边滩岸线与河床分开，而洪水期被淹没并形成沙堤。心滩是河床中水流受阻而形成的水下不稳定沙质堆积体，即使是平水期也不露出水面，其形成过程如图4-20所示。沙洲是心滩稳定之后，进一步堆积露出水面的堆积地貌。
（四）河床相堆积物
河床堆积物形成于常流水、流速快、流动强度变化大和紊流性强的河床条件下，堆积物具有较强的河床相特征。根据横向沉积环境的不同，可将河床堆积物（相）分为蚀余堆积物（亚相）、近主流线堆积物（亚相）和滨河床浅滩堆积物（亚相）3个亚相（图4-23）。
图4-23 河床相冲积物分布示意图
1—蚀余亚相；2—近主流线亚相；
3—滨河床浅滩亚相
1蚀余亚相
形成在主流线附近河底深水区，主要是上游搬运来或河岸、河底冲蚀而残留的较粗大的砾石物质，重矿物较多，称为蚀余堆积物，构成蚀余堆积亚相。在堆积过程中，细粒物质常被水流冲走，一些相对密度且较大的矿物，可在此段富集而形成有工业价值的冲积砂矿。
2近主流线亚相
在位置和特征方面具有介于蚀余堆积亚相与滨河床浅滩亚相的过渡性特征。从主流线向凸岸方向，其堆积物逐渐变细，但近主流线带堆积条件很不稳定且变动较大。平水期流速小，堆积物细；洪水期流速大，堆积物则粗。甚至因流速迅速增加，侵蚀作用代替了堆积作用。所以这里堆积物的粒度在水平和垂直方向上变化较大，主要组成物质为推移和跃移的砂砾物质，且砂砾与砂相互交替，形成大型不规则交错层理或斜层理。这也是河床冲积物中分选最差的部分。
3滨河床浅滩亚相
在靠近凸岸的河底，流速小，堆积条件稳定。其堆积物以松散的砂质为主，分选性好，发育有规则的斜层理。
1 海岸地貌
海岸地貌(coastal landform)是海洋地貌研究最重要的一部分，它不仅能直接观察，便于研究，而且是记录第四纪海平面波动的重要证据。根据海岸地貌的形成过程和特征，可分为海岸侵蚀地貌和海岸堆积地貌(图 8-3)。
(1)海岸侵蚀地貌
海岸侵蚀地貌(coastal erosional landform)是由海水侵蚀作用形成的，主要发育在基岩海岸的岩石中，其类型有海蚀穴、海蚀凹槽、海蚀崖、海蚀柱、海蚀蘑菇石、海蚀拱桥、海蚀礁石、波切台等(图 8-4)。
海蚀穴(sea cave)是形成于海平面附近深度(向陆地方向)大于宽度(沿海岸线方向)的洞穴。它的形成受海水侵蚀的 方 向、岩 石 的 均 一 性 以 及 节 理 的影响。
图 8-3 海岸带地貌组合(据北京大学等，1978)
图 8-4 基岩海岸的侵蚀地貌
海蚀凹槽(sea chasm)是沿着海平面发育向陆地凹入的线状凹槽。它的水平延伸方向与海岸线一致，在垂直剖面上一般为指向陆地的平卧 “V”字形，如果平均海平面上下波动，那么可形成平卧的 “箱”形或 “U”字形。海蚀凹槽最深的部位为平均海平面位置，而上下的转折部分为高潮面和低潮面的位置。海蚀凹槽不同于海蚀穴在于前者沿海岸线方向延伸长度大于向陆地方向伸入的深度，而海蚀穴向陆地方向伸入的深度大于水平宽度。
海蚀崖(wave cut cliff)是在海蚀的过程中，海岸线后退，海岸崩塌形成的悬崖峭壁。当海蚀凹槽不断扩大时，其上面的岩石因失去支撑而倒塌，就形成海蚀崖。有时在海蚀崖上发育多层的海蚀凹槽。
海蚀拱桥(sea bridge)是发育在波切台上，与海蚀崖相连的似拱桥状地貌，如果是与海蚀崖分离的似拱桥状地貌则称为海蚀穹(sea arch)。当相对的两个方向的海蚀速度较快时，将海蚀崖底部凿通形成海蚀桥。
海蚀柱(sea stack)是由海蚀作用形成的分布在波切台上的岩石柱体。当海蚀拱桥的“桥”体部分发生崩塌，残留下的 “桥柱”就是海蚀柱。若海平面保持一段时间的稳定，海蚀柱的下部(海平面附近)经侵蚀使其细颈化，而上部保持较粗，形成形似蘑菇的海蚀柱，即海蚀蘑菇石(sea mushroom rock)。
波切台(wave cut bench)是沿着平均海平面向陆地延伸并向海洋方向缓倾斜的基岩台地，也称海蚀平台(wave cut bench)。当海水侵蚀海岸时，造成海蚀崖节节后退，海岸线向陆地方向推进，那么在海平面附近就形成波切台。有时在波切台上有少量的砾石和沙粒的堆积物。如果海平面下降或海岸上升，波切台上升成为海蚀阶地(sea abrasion terrace)(图8-4)。
(2)海岸堆积地貌
在沙、泥质海岸，海水对海岸和海底进行改造并将沉积物搬运到合适的部位沉积下来就形成了各种堆积地貌。有的形成于海岸线附近，而有的形成于海平面之下。这些地貌的延伸方向即可与海岸线平行，也可与海岸线垂直或斜交，但前者更常见些。
海滩(beach)是由滨海沉积物构成的向海缓倾斜的滩地，主要发育在潮间带，其上界为波浪作用所能到达的地方，而下界延伸到海面以下破浪之处。根据物质的组成可分为砾滩(boulder beach)、沙滩(sand beach)和泥滩(mud beach)。砾滩多分布在基岩海岸区，滩面坡度较陡，宽度窄。沙滩分布很广，除基岩海岸，其他海岸也有沙滩的发育，沙滩的坡度较砾滩缓，滩面常发育略凸出的沙脊和下凹的浅坑。泥滩分布在三角洲或平坦海岸区，滩面平缓，宽度大。在泥滩的高潮面及其特大高潮淹没的地段称为滨海湿地(滨海沼泽)(sea marsh)，其上生长大量喜盐植物。通常把潮滩和湿地称为滩涂，是重要的海陆之间的平衡带。
水下沙坝(underwater barrier)是位于海平面之下平行海岸线的沙坝(图 8-5a)，由破浪冲掏海底泥沙形成。当波浪运动到浅水区(水深小于 1/2 波长)时，波浪形态发生变形而形成破浪，翻卷的水体强烈冲掏海底，被掏起的泥沙向海方向搬运，它们大部分堆积在破浪的破碎点靠海一侧，形成水下沙坝。水下沙坝分布在岸坡的上部，其规模和数量受海底坡度和物质构成影响。在缓坡和细粒物质组成的海岸，波浪变形强烈，破浪的临界水深大，水下沙坝多分布在二倍于表面波波高的水深，并由于浅水波多次破碎而形成多条水下沙坝。沙坝的规模和间距向岸逐渐减小(图 8-5a)。在粗颗粒组成的陡坡海岸，多形成于等波高的水深处，规模较大，条数少，一般仅有 1 ～2 条。
图 8-5 水下沙坝、贝壳堤、水下堆积阶地、沿岸堤和离岸堤的形成过程
水下阶地(underwater terrace)水下堆积阶地形成于沙泥岸坡的坡脚，与水下沙坝的形成位置不同。是在波浪的作用下，位于中立点以下的泥沙向海方向移动堆积形成的。尤其在由粗颗粒组成的较陡坡海岸，水下堆积阶地比较发育。在基岩岸区的海蚀平台形成过程中，海蚀作用破坏下来的岩石碎块等被波浪搬运到波切台之下的坡脚处堆积起来形成台地，称为波筑台(wave-built platform)(图 8-4)，也属于水下堆积阶地。
离岸堤(offshore bar)是露出海面，大致平行海岸线的沙坝(图 8-5e 和 f)，是由水下沙坝发展而来的。离岸堤的长度几千米至几十千米不等，墨西哥湾的离岸堤长达 1800km，在我国的山东半岛、辽东半岛、广东、广西等沿海均有离岸堤发育。若离岸沙堤横向连接，形成潮流入口的屏障，使内侧的水域与海成半封闭状态，这就形成澙湖(lagoon)。
沿岸堤(longshore bar)是沿着海岸线发育的沙坝(图 8-5d)。在中立点之上，波浪向岸边的推力大于重力和回流的合力，将沙粒推向岸边，并在高潮线附近堆积形成沿岸堤。
贝壳堤(shell bank)是发育在泥质海岸沿高潮线分布的含有贝壳的沙泥质堤。在潮汐的作用下，波浪不断冲刷泥滩，将泥滩中的贝壳冲洗出来，并向陆地方向推到高潮线附近堆积形成贝壳堤(图 8-5b)。贝壳堤长数千米至数十千米不等，其宽一般介于 20 ～300m，高仅为0 5～4m。贝壳堤的横剖面呈透镜状，底部较平坦，顶部突起，两侧和底部均被泥质沉积物所围限。贝壳堤是研究古海岸线的重要标志，在渤海西岸有多条不同时代的贝壳堤发育。
沙嘴(spit)从海岬到海湾的转折部位，由于波浪发生折射和动能的降低，沿岸流搬运过来的沙粒将在转折部位发生沉积，并随着沉积物的增加，形成与海岬处的海岸线大致平行并向海湾延伸的沙堤，称为沙嘴(图 8-6a)。在小型的河口的两侧也可形成向海洋方向延伸并与海岸线垂直的沙嘴。
连岛坝(tombolo)是连接屏障体(岛屿)与海岸的沙堤(图 8-6b)。在有屏障的海岸，在屏障体(岛屿)与海岸的阴影区，波浪的相向运动使动能降低，沙粒堆积，最初形成滩角(beach cusp)，继而扩大成沙嘴，最终连接成连岛沙坝。
图 8-6 沙嘴和连岛坝形成过程
海积阶地(marine deposition terrace)和海蚀阶地(abrasion terrace)在一些上升的海岸，沙滩或泥滩随着海平面的下降或海岸的上升形成海积阶地; 而波切台(海蚀平台)转变为海蚀阶地。海积阶地或海蚀阶地，随着海平面的波动，也可形成多级，它们统称为海成阶地(marine terrace)，是古气候变迁和新构造运动的重要标志。
2 海岸带堆积物
(1)海滩沉积
无论在基岩海岸带，还是在砂质、泥质海岸带，海滩沉积分布非常广泛，除少数的海岸带为直接基岩裸露，无沉积物覆盖外，大部分海岸带都发育沉积物，它包括砾石、砂和粘土沉积。在基岩海岸，砾石沉积比较发育，形成砾滩，砾石一般来自基岩海岸被侵蚀崩塌下来岩石碎屑，经海水的搬运沉积而形成，因此砾石的成分与附近的海岸基岩相近，但在一些河流入海的部位，有一些砾石是河流搬运来的，那么它的成分与河流流域的岩石成分有关。如果海平面长期稳定，气候又比较暖温而湿润，砾石的成熟度很高，形成以石英为主的砾石沉积。海滩砾石的分选性好，磨圆度高，一般为圆和次圆，磨圆良好的叠瓦状排列，其砾石的长轴平行海岸线，由于进流强度大于回流，造成 ab 面倾向海洋，倾角一般在 7° ～8°之间，不大于 13°。
在沙质海岸带，以中、细砂沉积为主，但在坡度较大的海岸带有粗砂沉积，从后滨到远滨砂粒粗细不同(图 8-7)。砂粒的成分以石英为主，其次是长石、角闪石、绿帘石、白云母、独居石、磁铁矿等，常含贝壳碎屑。海滩砂粒的长轴平行于激浪的回流方向，而海岸砂体中石英颗粒的长轴平行进流方向，垂直砂体的延伸方向。海滩砂的粒度频率曲线为单峰型，概率累积曲线为三段式。在热带海域，现代潮汐影响范围内的海滩沉积物，由于气候炎热，海水强烈蒸发，在高潮位附近碳酸盐结晶成不稳定文石和亚稳定高镁方解石，将沉积物胶结成坚硬的海滩岩(beachrock)。海滩岩形成的速度很快，时间短，甚至在一年内就可形成一片海滩岩。由于海滩岩形成位置很独特，是指示海平面位置的良好标志。
图 8-7 美国佐治亚州沿岸萨佩洛岛海滩沉积横剖面特征(据 Howard 等，1972，简化修改)
粉砂泥质海岸的沉积物主要由粒径小于 0 05mm 的粉砂和淤泥组成。这里滨海带的坡度小，潮间带很宽，潮汐作用明显，因此从高潮位到低潮位可出现不同的沉积物。在高潮位附近，由涨潮流带入的最细物质(泥质)趁高潮时出现的憩流在此沉积下来，形成由淤泥构成的泥滩，有时在厚层的淤泥中夹粉砂层，后者是由特大高潮带入沉积的。在中潮位附近，形成粉砂和淤泥互层的沉积物，构成粉砂淤泥滩，发育砂夹薄层泥或泥夹薄层砂的水平层理，或者具有递变层理的纹层。在低潮位附近，除了潮流作用外，波浪的影响也比较明显，沉积的物质略粗，形成粉砂沉积，沉积物中普遍发育小型交错层理，而水平微薄砂层和覆盖沙波层理很少见。
从粉砂泥质海岸的沉积物分布不难看出，由于沉积物的来源主要由潮流带入，因此沉积物的粒度从岸边向海洋方向依次变粗(图 8-8)，这与一般的沙滩沉积粒度分布规律相反。
图 8-8 泥滩沉积物粒度平面分布图(据 H E 赖内克，1971，修改)
图 8-9 海平面上升导致障壁岛向陆地迁移(据 Sandars 等，1975)
(2)潟湖和障壁岛沉积物
潟湖(lagoon)是被沙嘴、沙堤、障壁岛隔离或半隔离的浅海湾，它通常有潮汐口与开阔海域联通，涨潮时海水通过潮汐口进入潟湖，也有的潟湖没有潮汐口，只能在特高潮时海水越过沙堤或障壁岛，或冲破沙堤或障壁岛灌入潟湖。潮差和气候对潟湖水体的性质影响明显，在小潮差、气候干旱的地区，由于缺少进潮口使潟湖水体与开阔海的联系受到限制，水体明显咸化，形成半咸水或超盐度的水体环境。在潮差较大，气候比较湿润的地区，潟湖水体淡化。因此可把潟湖分为淡化潟湖和咸化潟湖。这两类潟湖的沉积特征不同。
淡化潟湖发育在潮湿气候区，水面高于外海海面，不断得到地表水补给，只在高潮时有少量的海水流入潟湖。这种潟湖沉积大量细的碎屑物质，如粉砂、粘土，含有较丰富的有机质，发育细的水平纹层，生物扰动构造也比较发育，在缺乏水体对流的湖底可形成黄铁矿、菱铁矿、碳酸钙等。在靠近沙堤和障壁岛一侧，由于涨潮时海水越过沙堤或障壁岛进入潟湖，形成冲溢砂沉积。
咸化潟湖发育于干旱气候区，水面低于外海水面，水体蒸发强烈，陆地水补给少，主要由海水补给，因此水体不断咸化。咸化潟湖以化学沉积为主，夹细粒的碎屑沉积。化学沉积主要为碳酸盐，另外还沉积一些溶解度大的盐类，随着潟湖的盐度增加，各种盐类的沉积顺序依次为: 方解石→白云石→石膏→芒硝→石盐→钾盐→光卤石。在咸化潟湖中，靠近沙堤和障壁岛一侧也形成冲溢砂沉积。
障壁岛沉积物主要为细砂和极细砂沉积，发育平面状低角度层理和槽状交错层理。障壁岛-潟湖是一种重要的海岸类型，很多海域都发育。当海平面发生变化时，障壁岛会发生迁移(图8-9)。
(3)生物堆积物
海岸带的生物堆积主要发育在生物海岸和泥质海岸。在生物海岸带，发育滨海沼泽，生长大量的植物，死亡堆积起来形成生物堆积物，并可转变为泥炭。在泥质海岸带，腹足类、双壳类等动物繁盛，这些生物的壳体在高潮位附近堆积形成贝壳堤。
流水会形成冲沟、河谷等侵蚀地貌，会形成冲积平原等沉积地貌。
地表流水在陆地上是塑造地貌最重要的外动力。它在流动过程中，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），这些侵蚀地貌和堆积地貌，统称为流水地貌。
扩展资料
流水的侵蚀形成的地貌举例：
1、冲沟
冲沟是暂时性线状流水侵蚀作用所形成的一种狭窄的沟谷地形。主要发育在植被稀少、物质疏松，地面有一定坡度的地方。冲沟的形态与本身发育时间性有关，而地面起伏形态（坡度、坡形）也直接影响冲沟的形态和冲沟的组合形状。
2、V字形河谷
这类河谷具有V形河谷横剖面，谷地两壁险峻陡峭，谷底几乎全部被河流占据。
3、洪积扇
洪积扇是暂时性流水作用在谷口形成的堆积地貌。它是半干旱、干旱地区山麓地带分布相当普遍的地貌。以谷口为顶点，向外围倾斜，坡度由大变小，逐渐过渡到周围平地。洪积扇上广泛发育放射状沟谷。 这种地貌风化强烈，山地形态险峻。相邻洪积扇连接成倾斜平原，外缘呈波状弧形轮廓。
参考资料来源：百度百科-流水地貌
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