地 形
土砂などの堆積が盛んに行われている場所には、河川が海に注ぐ場所と山地から平坦な地形にさしかかる２つの場所があります。
洪水ともなれば渓流を下る激流は土砂や小石を巻き込みながら濁流となります。山間部を抜け谷の出口から平坦な地形にさしかかると河床勾配が急減するたに流速が低下します。運搬力を減じた濁流は粗粒な堆積物（砂礫）を堆積させつつ一筋の流れは幾筋もの流れとなって放射状に分流します。この堆積物の分布が谷の出口を扇の要とする扇の形に似ていることから、このような場所を扇状地と呼んでいます。
また、扇状地は土石流の堆積場所でもあり、時として身のたけを越えるような岩石が堆積することもあります。
谷の出口に存在する扇状地の多くは現在の河川の流れによって形成された最も新しい堆積地形の１つであるので、現在の地質時代に形成された固結していない地盤である意味合いをこめて沖積扇状地ともいいます。
扇状地面の傾斜は、砂礫の大きいほど、流水量の少ないほど急になります。扇状地は透水性の大きな砂礫でできているため、通常時は谷の出口で伏流し、扇状地の末端部で湧水していることが多くなります。扇状地は水はけが良く、支持力も大きいため、構造物の基礎としては良好な地盤になりますが、土石流に遭遇する危険があるので注意が必要です。
平野を流れる河川がはんらんすると水深の浅い河川沿いでは植生の影響も加わって流速が小さくなるために、濁流中の粗粒な土砂（砂質土）が川の流れに沿う方向に堆積します。洪水のたびごとに堆積するために流路沿いに緩やかな傾斜の微高地が形成されます。この微高地が自然堤防です。
自然堤防には粗粒堆積物が堆積するのに対し、自然堤防を越えた濁流は低地に流れ込んでここで微細な粘土や有機物が堆積します。このような粘土などが堆積する場所を後背湿地と呼びます。
自然堤防は度重なる洪水によって形成された地形ですが、時として大洪水によって川の流れが変化することがあります。流路が変化すると水の流れなくなった河川跡（河道）には帯状の凹地が残り、これが低湿地帯となりやがては粘土などの微細な堆積物で埋積されていきます。大きな平野には形成された時代の異なる幾筋もの自然堤防と旧河道が絡み合うようにして存在しているのが普通です。
自然堤防の表層部は砂質土であり、周辺部と比較して水はけが良好であるため、多くの場合、古くから集落や畑地が発達し、街道も水はけの悪い低地を避けて自然堤防を通過していました。
自然堤防は構造物に対してある程度の支持力があるので、中小構造物の基礎地盤としては適当ですが、自然堤防の下位には軟弱層が発達しているため、大構造物の支持層にはなりません。
なお、現在の河川は堤防によって護られて河川の位置が固定されているので、多くの場合自然堤防が形成されるような状況にはありません。
河川が海に注ぐ河口付近は上流から運搬されてきた土砂が盛んに堆積する場所であり、河口付近に堆積して形成する地形を三角州といいます。
洪水のたびに多量の土砂が上流から供給され、三角州の幅を広げようとしますが、これに対し、海の波浪や海流は三角州を侵食する方向に働くので、三角州は陸と海のせめぎあいの場所に相当します。
河川の土砂供給量が多く、波や海流の弱いところでは、海側に突き出し、極端な場合は河川が何本にも分流し、広大なデルタ地帯を形成します。三角州の地形が⊿デルタに似ているので、三角州をデルタとも呼びます。
デルタ地帯は洪水や高潮の被害を受けやすい場所であるので、堤防や防波堤に囲まれるようにして利用される場合が多くなります。
三角州の表面は粒のそろった砂や細砂に被われていますが、その下には過去の堆積物である海成の粘土などから成る厚い軟弱層が分布しています。
海に面した陸側の岩盤は押し寄せる波浪によって侵食を受け、破砕された岩屑は潮流によって運搬されます。
低潮面より上は風化作用と波浪による侵食作用が大きいために侵食が陸側に向かって進行するに従い平坦面が形成されていきます。この平坦面を波食台あるいは波食棚（ベンチ）といいします。
波浪の破壊作用を前面に受ける陸側斜面は下部を波浪によってえぐられ、不安定になって崩壊するために崖ができます。この崖を海食崖といいます。特に岬の先端部では激しい侵食作用が働くために切り立った海食崖となることが多くなります。波食台も海食崖も岩石海岸の代表的な侵食地形です。
関東大地震によって相模湾北岸の小田原付近から房総半島の先端に至る地域で最大２ｍ隆起しました。
地震前には海面下すれすれに没していた江ノ島（神奈川県藤沢市）の波食台が地震に伴う隆起によって下の写真のように海面上に姿を現しました。海食台は満潮時には海面に没し、干潮時にのみ海面に姿を現すのが普通ですが、ここでは隆起した海食台の上を散歩することができます。
 |
 |
| 関東大地震で上昇した波食台 |
波食台と海食崖 |
最終氷河期が終了し、気候が温暖になると海水面は断続的に上昇しました。特に、縄文時代早期から前期にかけては、海水面が現在よりも上昇し、内陸部の台地周辺部まで海が侵入しました。この海進を縄文海進といい、この時期に内湾成の泥質堆積物を主とする地層が広範囲に堆積しました。
その後海面が低下しすると、海岸線が退きながら河川から供給される三角州性の堆積物が堆積し、また、同時に洪水のたびに平野にも土砂が供給され、流路を幾たびとなく変えながら平野が拡大していきました。現在の海面位置まで海面が低下すると、そのあとには低平地が残されました。このようにして出現したのが海岸平野です。
沖積平野は海岸平野はとほぼ同じ意味合いで使われますが、第四紀完新世（沖積世）に堆積した沖積層で形成された平野という意味合いを持っており、海岸平野よりも広い意味合いで使用されます。標高の高い盆地などにも沖積層は広く分布していますがこのような平野は海岸平野ということはできなく、沖積平野といわなければならないことになります。
沖積平野は大河川の流域、あるいは河川が流出する海岸周辺に広く分布する低地であるため、しばしば洪水に襲われてきました。また、軟弱な粘土層や未固結の砂層で形成されているため、地下水の汲み上げによる地盤沈下、地震による地盤の液状化や不同沈下などの問題を起こしてきましたが、海に近く、平坦で水利的条件に恵まれていることから、人間の活動の場となっています。東京、大阪、名古屋、新潟、広島などの多くの大都市は沖積平野に形成されています。
沖積平野はほぼ平坦な地形ですが、微高地の自然堤防の背後には後背湿地と呼ばれる低湿地があります。洪水時に自然堤防を越流した泥水は低地である後背湿地に流れ込み、長年にわたって微細な粘土や有機質土が堆積しているために軟弱地盤が形成されています。
後背湿地には時として薄い砂層が堆積していることがありますが、水平方向の連続性に乏しいのが普通です。また、表層の軟弱層の下には海成の粘土層が存在することが多く、厚い軟弱地盤が分布する場合もあります。
後背湿地は低地で水はけが悪いため、水田として利用されるだけで、以前は集落や街道として利用されることはありませんでした。しかし、現在の大都市の多くは後背湿地を含む軟弱地盤上にも広範囲に広がっており、地盤沈下、建物の不同沈下、地震時の大きな揺れなどの問題が潜んでいることがあります。
海岸や大河の沿岸および砂漠地方など形成される地形であり、砂が風に吹き寄せられてできる砂の丘を砂丘といいます。
砂の堆積および供給が充分ある場合は卓越する風の向きに延びた砂丘が海面の波浪列のように変形しながら移動します。この砂丘を横列砂丘と呼びます。風の方向が変わることによって特徴のある砂丘列が形成されます。
砂丘の砂は移動しやすく、乾燥して栄養分も少ないのでこのような悪条件に耐える砂丘植物がわずかに育って砂の移動を止めるか働きをしています。
砂上の楼閣と呼ばれるように砂丘上の構造物は地震にいかにも弱そうです。しかし、地震で砂丘が崩壊した例はあっても被害が集中したとまではいえないので、明らかに地震に弱い地盤であるとは言い切れません。
砂丘の砂は緩く堆積した粒径のそろった砂（細砂～中砂）であり、砂自体は地震で液状化しやすい性質を持っていても水がないと液状化しません。砂丘は透水性が極めて良好であるために地下水位が深いのが普通です。
海岸の砂丘は海退に伴って海岸線に平行に砂丘列をつくります。液状化しやすいのは地下水位の浅い砂丘のすそや砂丘間の低地です。液状化しなくても風によって動くような全く固結していない砂丘の末端部の斜面は崩壊しやすいであろうと考えるのが自然です。
岬や半島の先端から海に向かって細長く突き出た砂礫の州を砂嘴といい、一般にその先端部は内湾側に湾曲しています。砂嘴は河川から供給される砂礫が主に沿岸流によってよって運ばれ、波の働きによって形成されます。砂嘴が伸長して湾や入り江を殆ど閉塞するものを砂州といいます。
砂嘴の例としては、駿河湾清水港の三保の松原、徳島県小松島の和田ノ鼻、砂州の例としては宮津湾の天橋立（若狭湾・京都府）、久美浜湾（京都府）などがあります。
また、砂州によって陸地とつながった島を陸繋島（りくけいとう）とよびます。陸繋島の例としては和歌山県の潮岬があり、珍しい例では大正12年の関東地震の地盤の隆起がもととなって陸とつながった千葉県館山市（房総半島）の沖ノ島があります。
 |
 |
| 砂州の例 天橋立（京都府） |
陸繋島の例 沖ノ島（千葉県） |
海岸や湖岸あるいは河岸に沿って平坦面と急崖が階段状に配列している地形を段丘といい、平坦面を段丘面、急崖を段丘崖と呼びます。
段丘面はかっての河床、浅い海底や湖底に相当し、海水準の低下や地殻変動による地塊の上昇によって形成された地形です。段丘面の形成環境と現在の分布状況から段丘は河岸段丘、海岸段丘、湖岸段丘と区別して呼ばれています。
段丘面は侵食面である場合と堆積面である場合があります。海食台が地殻変動や海水準の低下により相対的に上昇するとその段丘面は侵食面です。一方、干潟あるいは浅い海底のような堆積の場が上昇するとその段丘面は堆積面となります。
段丘崖は形成時代の異なる段丘面の境界に位置する急崖です。河岸段丘の場合は河川の下刻作用によって形成された跡であり、海岸段丘の場合はかっての海食崖です。
段丘の存在は海水準の低下や地塊＊の上昇を意味します。地塊が下降するならば、侵食や堆積によって平坦面が形成されても海中や新しい堆積物の中に埋没するので段丘は形成されません。
氷河性海面変動と地殻変動が重なることによって侵食と堆積作用が繰り返され、内陸部には河岸段丘が、海岸部には海岸段丘が形成されていきました。
段丘面の分布状況や堆積物の分布状況を調査することによって、過去の環境変遷･地形発達履歴・地殻変動などの情報を推定することができます。
河岸段丘の堆積物は上流から運搬されて堆積した砂礫（河成礫や扇状地礫）である場合が多く、これを段丘礫層と呼びます。
一般に段丘は水はけがよく安定した地盤であることから、段丘の縁辺や山側斜面末端部を除けば一般には災害に強い良好な宅地となります。
＊地塊：地殻変動に対して一体となって動く一続きの岩盤を地塊という。日本列島の地殻は数キロから数十キロ四方の細かな地塊で構成されるともいわれる。
急崖や急斜面の崖下に形成される円錐状の堆積地形を崖錐（右の絵を参照）といいます。崖錐は急崖や急斜面上の
風化岩片が落下して形成された地形であり、さまざまな粒径の物質（岩塊～土砂）が不均質に混じり合った崩土よりなります。
崖錐上を歩くと岩塊が転がり落ちるような場合や1歩進むと半歩ずり落ちるような状況を呈することがあるように、極めて不安定な斜面であって、末端部が侵食されると容易に崩壊を起こします。崖錐上端部付近の盛土や下端部付近の切土は崖錐の崩壊を促す結果につながること、トンネルや構造物に対しても不安定な地盤であることから、土木や地質の分野では注意を要する対象となります。
崖錐を構成する粒子は流水によって長い距離を運搬されてきた堆積物とは異なり、上部斜面から短距離を移動することによって堆積した岩塊や風化土砂であるため、一般に角ばっており、空隙が多いのが特徴です。空隙が大きいために透水性が大きく、雨水や表面水は地下に浸透して、崖錐が形成される以前の地表に沿って流れることが多くなります。このため、崖錐の上部で地下水が乏しいのに対して、末端部では湧水が認められることがしばしばあります。
崖錐斜面の上部は礫径が小さいのに対して、下部は礫径が大きい岩塊が多く、また、崖錐を構成する堆積物が硬い岩塊や礫である場合は軟らかい場合に比べて急斜面を形成する傾向があります。
一般に崖錐は岩塊や岩片の供給および堆積物の移動に加えて水分が少ないことが重なり、植物にとって過酷な環境です。
山地斜面を眺めると、多くの場合尾根から麓に向かって傾斜が急になる地点（傾斜変換点）があります。この点を遷急点といい、遷急点を連ねた線を遷急線と呼んでいます。
あまり高くない山地のハイキングや登山で経験するように、山地斜面は先ずは山裾のなだらかな傾斜で始まり、徐々に傾斜がきつくなります。斜面上方を見上げても斜面は覆いかぶさるように続いていますが、急斜面を登りつめると、突然のように傾斜が緩やかになり空が開けてきます。今、遷急線を越えたのであり、ここまでくると尾根筋は近くに迫っています。
遷急線を越えた瞬間にホッとするのは、急斜面からの開放感と頂上まで斜面が緩やかであることが約束されれている安堵感によるのでしょうか。
斜面の表層崩壊の多くは大雨や地震を引き金として発生します。大雨の場合は凹地形、地震の場合は凸地形で崩壊が発生しやすい傾向があるものの、いずれも遷急線付近が崩壊の先端部となることが多くなります。遷急線付近で崩壊が繰り返される結果、長期的には遷急線が斜面上方に向かって前進していきます。特に谷頭部の凹地は大雨による崩壊が発生しやすい箇所として挙げられ、崩壊によって谷が山体を切り込んでいきます。このような場所では遷急線も谷に沿って大きく湾曲しています。
遷急線は河川や沢に平行に発達する傾向があることから分かるように河川による侵食と密接に関係しています。
遷急線は新旧の度重なる崩壊によって生じた崩壊境界線であり、侵食前線です。一方、上方から見て急斜面が不連続的に緩くなる地点を遷緩点といい、遷緩点を連ねた線を遷緩線といいます。遷緩線の多くは崖錐などの堆積物と斜面との境界線です。
遷急線などの傾斜変換線が数条存在している場合など斜面の傾斜が複雑である場合もありますが、山地斜面を単純化・パターン化すると、山裾側から順に緩やかな堆積斜面（斜面下部）、急傾斜の崩壊斜面（斜面下部～中部）、未崩壊の山体部（斜面中部～上部）に分けることができ、これらの境界が遷緩線、遷急線です。